CAPITULO 1 Compendio DE LA GEOLOGIA DE BOLIVIA

 

CAP 1 Generalidades El estudio de la Geología de Bolivia se inició el siglo pasado, y continuó en el presente, con geólogos europeos de renombre como Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román Kozlowski, Kozlowski , y otros muchos. A partir de los años treinta se incorporaron a la tarea de interpretar y describir la geología del país los primeros geólogos bolivianos, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes y otros, que junto con investigadores de otros paises, como Federico Ahlfeld y Leonardo Branisa, contribuyeron a la enseñanza de las ciencias geológicas, y a la exploración en busca no solo del conocimiento científico, sino también de recursos minerales y energéticos. La creación de instituciones como Yaci mientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos, Corporación Minera de Bolivia y la Departamento Nacional de Geología, así como la carrera de Geología en las universidades de San Andrés (La Paz), Tomás Frías (Potosí) y Técnica de Oruro, permitió formar en el paí s los profesionales que actualmente contribuyen a ampliar el conocimiento de la Geología de Bolivia. La elaboración de hojas geológicas (1:100.000 y 1:250.000) de la Carta Geológica de Bolivia fue realizada por el Servicio Geológico de Bolivia durante los últimos 30 años. GEOBOL, desde 1996, junto con otras instituciones, conforma el Servicio Nacional de Geología y Minería (SERGEOMIN). Estaaños, instituci institución, ón, conMapa el aporte de información geológica y la colaboración financiera del Banco Mundial, elaborado, luego de casi veinte un nuevo Geológico de Bolivia a escala de 1: YPFB 1.000.000, que constituye una versión actualizada del ha publicado en 1968, y al que se transfirió el resultado de la investigación y los conocimientos logrados hasta la fecha por profesionales de las instituciones involucradas y de otras entidades afines. En ese sentido, esta síntesis describe en cada uno de los siguientes capítulos, el conocimiento actual de cada una de estas áreas, de acuerdo a una relación geocronológica desde los tiempos proterozoicos al reciente. Sin embargo, se debe advertir al lector que el desarrollo de un tema de esa magnitud fácilmente ocuparía varios tomos, y en este compendio se presentará sólo una síntesis, que podrá ser ampliada con la lectura de los trabajos figurados en las referencias bibliográficas insertadas al final de cada capítulo. Ciclos tectosedimentarios y orogénicos Con la finalidad de interpretar y ordenar las secuencias a través del tiempo geológico, se han propuesto y definido d efinido grandes ciclos tectosedimentarios y orogénicos para el país y regiones vecinas. Cuatro de ellos han sido establecidos para el Proterozoico, y otros cuatro para la secuencia fanerozoica. Los ciclos proterozoicos: Transamazónico y Brasiliano fueron definidos d efinidos por Almeida et al. (1976), y los ciclos San Ignacio y Sunsás Su nsás por Litherland & Bloomfield (1981) EON  CICLO  CICLO  EDADES EDADES   EON  Reciente ANDINO Jurásico inferior Triásico superior SUBANDINO Carbonífero superior FANEROZOICO   FANEROZOICO Carbonífero inferior CORDILLERANO Silúrico inferior Ordovícico superior TACSARIANO Cámbrico superior

PROTEROZOICO  PROTEROZOICO 

BRASILIANO

900 –  540 900 –   540 Ma

SUNSAS

1280 –  900 1280 –   900 Ma

SAN IGNACIO

1600 1600 –   –  1280  1280 Ma

TRANSAMAZONICO

> 1600 Ma

Fig. 1.1 Ciclos Tectosedimentarios de Bolivia

B olivi olivian an T Te ectoni ctonic-Sed c-Sedii men enta tarr y C ycles ycles Los ciclos fanerozoicos: Tacsariano, Cordillerano y Subandino fueron establecidos por Suárez-Soruco (1982, 1983), y el Ciclo Andino por Steinmann (1929). Posteriormente, ha sido propuesta por Oller (1992) la subdivisión del Ciclo Andino con los numerales I y II, división que será utilizada en este trabajo. La historia geológica del Gondwana Occidental, y del sector boliviano en particular, puede ser dividida en dos grandes episodios: episod ios: Pre-Andino y Andino. La separación entre ambos está dada por la di sgregación del Gondwana ((ca ca 200 Ma). El episodio Pre-Andino comprende como primera etapa a los ciclos proterozoicos, hasta la etapa de apertura del Oceáno Iapetus y el cierre de los oceános Adamastor y Mozambique, en el modelo de Grunow, 1996, y la consiguiente formación de la Triple Fractura Boliviana que da origen al Rift Contaya-Tacsara a fines del Ciclo Brasiliano. La segunda etapa pre-andina se inicia en el Tacsariano, es decir desde la apertura del rift hasta la separación del Gondwana. El Episodio Andino se inicia hacia los 200 Ma, en el Jurásico temprano, y se extiende hasta el presente.

 

  Fig. 1.2 Cuadro Estratigráfico del Altiplano, Cordillera Oriental y Subandino

 Stratigrap  Stra tigraphic hic fram frame ework of of Alt Altipla iplano no,, Easte Eastern Cordille Cordillera ra and Suba Suband nde ean TRIPLE FRACTURABOLIVIANA (PROTEROZOICO)   SISTEMA DE FALLAS (ACTUAL)   CORDILLERA REAL - AIQUILE - TUPI- ZA  

Fig. 1.3 Triple Fractura Boliviana (tri-radio rojo) y Lineamiento del Sistema de Fallas Cordillera Real- Aiquile-Tupiza (línea roja) que divide el Macizo de Arequipa-Huarina, del Cratón de Guaporé. (Modificado en el Mapa Tectono-Estratigráfico de Bolivia de Sempere et al., 1988)

 

Episodio Pre-Andin Pre-Andino o Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el primitivo Escudo Brasilero experimentó una serie de modificaciones consistentes en la acreción de nuevos terrenos (Terrenos Chuiquitanos), formación de cuencas intracratónicas, y el desarrollo de importantes orógenos como los de San Ignacio, Sunsás, Aguapei (Litherland et al ., ., 1986; Meneley, 1991). Los principales terrenos acrecionados durante el Arqueozoico y Proterozoico al Escudo Brasileño Central (1600-2600 Ma.), corresponden a terrenos de aproximadamente 1000-1600 Ma. como Rondonia-Sunsás y Chaco-Paraná seguidos por otros terrenos más jóvenes, entre 570 y 1000 Ma, como los de Cerro León y Chiquitos (Meneley, 1991). Uno de los principales aspectos a definir en el futuro es el orígen de la microplaca o Macizo de Arequipa. A la

fecha se han propuesto dos hipótesis: la primera que considera que se trata de un terreno alóctono, posiblemente originado en el borde del Continente de Laurentia durante la orogenia grenvilliana (Gorhrbandt, 1992; Wasteneys et al ., ., 1995), y la segunda, aceptada en el presente trabajo, así como por Avila-Salinas (1996) y Erdtmann & Suárez- Soruco (1999), que considera que corresponde a un terreno autóctono, dislocado del Escudo Brasilero a fines del Proterozoico Proterozoico a partir de la “Triple Fractura  Boliviana”  (Suárez-Soruco, 1989). A partir del Ciclo Tacsariano, y durante la mayor parte del Paleozoico inferior, el desarrollo extensional de los  brazos N-S y NWNW-SE, SE, así como la consiguiente separación de la “sub -placa -placa móvil” de Arequipa formó en territorio boliviano las cuencas intracratónicas de los ciclos Brasiliano, Tacsariano y Cordillerano (Rift ContayaTacsara). Aceptando que la Placa de Arequipa corresponde a un disloque del Cratón Amazónico, en este trabajo  proponemos cambiar el nombre de Placa o Terreno de Arequipa-Be  proponemos Arequipa-Belén-Antof lén-Antofalla, alla, establecido en sentido N-S tomando el nombre de esas localidades proterozoicas, por el de Macizo de Arequipa-Huarina (Fig. 1.3), haciendo referencia a su extensión oriental en territorio boliviano, por cuanto este macizo incluiría la Faja Plegada de Huarina. En este sentido, el Macizo de Arequipa-Huarina estaría separado del actual Cratón de Guaporé por el sistema de fallas Cordillera Real –  Real –  Aiquile  Aiquile - Tupiza de Sempere et al., al., (1988) Durante el Ciclo Brasiliano, la fractura permitió la extrusión de rocas básicas y ultrabásicas en el centro y sur de la cuenca boliviana. Al inicio del Ciclo Tacsariano, la cuenca fue inicialmente pequeña, de mayor desarrollo y  profundidad en el sector sur. Durante el Cámb  profundidad Cámbrico rico superior se rellena con sedimentos sedimentos clásticos clásticos marinos, grueso gruesoss y no fosilíferos. El tamaño del grano fue decreciendo paulatinamente en el Ordovícico inferior (facies flysh con graptolites). En esa época se desarrolla una importante comunidad marina de invertebrados, con especies comunes a las de la costa este de Laurentia (Newfounland-Oaxaca). A partir del Arenigiano se reinicia la actividad volcánica submarina en el sur, con la inyección e interestratificación de tobas cineríticas y flujos dacíticos, que continuó en el Llanvirniano con sills doleríticos y flujos de basaltos submarinos relacionados e interestratificados con la Formación Capinota, y finalmente en el Caradociano, lavas almohadilla de andesitas basálticas y traquiandesitas espilitizadas relacionadas con la Formación Amutara, actividad que implica un rifting de la corteza continental (Avila-Salinas, 1996). Hacia fines del Ordovícico medio, la Placa de Arequipa-Huarina empezó un desplazamiento sinistral que ensanchó la cuenca en el sector sect or central y norte, produciendo el depósito de importantes secuencias marinas llanvirniano-ashgillianas. El extremo meridio- nal de la placa, debido a esta rotación sinistral, colisionó con el Macizo Chaco-Pampeano, produciendo la intrusión de granitoides, y la formación de cuencas de trasarco en el noroeste argentino (Fase Oclóyica). Durante el Ciclo Cordillerano, la cuenca posiblemente corresponde a un rift de trasarco. En el Silúrico inferior hay mayor subsidencia, especialmente en el sector suroccidental, a causa del levantamiento producido por la intrusión de granitoides en territorio argentino. En esta época el borde de cuenca se extendió y amplió considera- blemente. Desde el Silúrico superior se hace más evidente la influencia costera, aparecen las primeras plantas vasculares, y al final del ciclo, sobre estuarios o lagunas costeras se desarrollan primitivos bosques de helechos y licofitas. A fines del Ciclo Cordillerano se produjo la primera deformación tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y cordilleranas, la Fase Chiriguana ( sensu YPFB) o Eohercínica, y que conduce a la formación de un orógeno. Estos movimientos, y la Cordillera hercínica resultante, fueron ampliamante discutidos  por Megard et al . (1973) en una extensa serie de publicaciones. Los movimientos compresivos, producidos a nivel continental, ocasionaron el plegamiento de las rocas previas y la formación de un orógeno hercínico desde la costa  pacífica de sudamé sudamérica, rica, pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica. Sudáfrica. La edad aproximada aproximada del metamorfismo de esta deformación en la Cordillera Oriental Sur, fue medida por Tawackoli et al . (1996) entre 374 a 317 millones de años. La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló principalmente en el borde oriental de la cordillera recién formada, inicialmente con cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y posterior-mente, en el oeste, con facies de plataformas marinas carbonatadas (Grupo Titicaca).

 

 Episodio Andino El Episodio Andino comienza con la disgregación del Gondwana ( ca 200 Ma), que separa Sudamérica de Africa. En este trabajo, siguiendo la sugerencia de Oller-Veramendi, se reconocen dos ciclos dentro de este episodio: Andino I y Andino II En esa época el Continente de Gondwana experimentó los efectos de grandes esfuerzos extensionales, e independientemente de la fractura entre América y Africa, en extensos sectores de Bolivia, especialmente en la actual Cordillera Oriental, se formaron numerosas cuencas de rift, por lo que el Ciclo Andino I puede subdividirse en dos fases principales: de Synrift y Postrift. La Fase Synrift se extiende desde los 200 Ma a partir del Jurásico inferior con la efusión de coladas basálticas, hasta mediados del Cretácico superior ( ca 80 Ma) Estos efectos magmáticos fueron producidos por la reactivación de la antigua fractura de basamento, entre el Cratón de Guaporé y el Macizo de Arequipa-Huarina. La posición de esa zona de cizalla correspondería al lineamiento actual de la Cordillera Real (CRFZ). A causa de la acción compresiva se formó una zona de subducción verticalizada (Dorbath et al ., ., 1993, Martínez et al ., ., 1996, Dorbath et al ., ., en prensa) en la que el cratón subduce por debajo del macizo noraltiplánico. En tiempos hercínicos actuó también como zona de desgarre compresional. Con las primeras colisiones de las placas de Aluk y luego la de Farallón, se produce la formación de los primeros arcos volcánicos. A partir del Jurásico las secuencias se continentalizan, se forman cuencas de trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y lagunares. Durante el Mesozoico el arco volcánico proveé lavas, cenizas y otros materiales que se intercalan en las secuencias clásticas. Transgresiones marinas (Formación Miraflores) interrum- pen el depósito continental. De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa más importante del plegamiento andino (Andino II) se produjo alrededor de los 26 a 30 Ma [Oligoceno tardío - Mioceno temprano] (Sempere et al ., ., 1990; Hérail et al ., ., 1994). Esta acción está ligada a la actividad de la placa pacífica. La colisión y subducción de la Placa de Nazca produjo una deformación constante que formó un gran arco volcánico a lo largo de la costa pacífica de Sudamérica, comprimiendo y plegando todas las secuencias previas, así como ocasionando un importante acortamiento de los Andes, formación de cuencas de trasarco,  piggy back , y otras, del Altiplano y sector oeste de la Cordillera Oriental. Esta acción formó estructuras de vergencia este.

A su vez el Macizo de Arequipa-Huarina fue sobrecorrido sobre el Cratón de Guaporé, formando estructuras de vergencia oeste por la acción de la “Zona de Falla de la Cordillera Real” (Dorbath et al ., ., 1993; Dorbath, et al ., ., en  prensa), en la parte este de la Cordillera Or Oriental, iental, Suban Subandino dino y L Llanura. lanura. Según Tawackoli et al . (1996), la primera deformación importante en la Cordillera Oriental Sur se produjo en el Oligoceno inferior, causando la erosión de la cobertura Cretácico-paleocena. La cuenca neógena comenzó con un  pulso tectónico mayor alrededor de los 22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, cuencas, la deformación deformación compr compresiva esiva tiene distintas edades. En Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y en Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.

 

  Fig. 1.5 Correlación estratigráfica simplificada del Ciclo Andino II (Oligoceno superior  –  Reciente)   Reciente)

 Simplifi ed st  Simplifi strat ratig igrap raphic hic corr corr ela latio tion n of Ande Andean I I Cycle Cycle (Uppe (Upper Oligocene  –   R R ece cent) nt) Provincias Geológicas El territorio de Bolivia, y coincidiendo aproximadamente con las regiones morfológicas, se dividió en las siguientes provincias: Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental, Sierras Subandinas, Llanura ChacoBeniana y Escudo Brasileño.

En los capítulos siguien siguientes tes no se seguirá estrictamente el ordenamiento tradicional por provincias. Por el contrario, y con el objeto de no repetir descripciones estratigráficas, ambientales y tectónicas se considerarán solo seis capítulos ordenados de la forma siguiente: Altiplano (incluye de Faja Volcánica o Cordillera Occidental). Cordillera Oriental (incluye el denominado Interandino). Sierras Subandinas (incluye la Llanura Chaqueña). Llanura Beniana (incluye la Llanura Madre de Dios). Llanura Chapare –  Chapare –  Boomerang.   Boomerang. Cratón de Guaporé.

 

50

100

150

200

Kms

Alto Madidi

 Nort

4a 3b

4 

3a Centro

Sur