Compendio de Geologia

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REVISTA TECNICA DE YPFB

VOLUMEN 18

NUMERO 1-2

COCHABAMBA - BOLIVIA

JUNIO 2000

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA

A- Compendio de Geología de Bolivia / Bolivian Geology Compendium por / by

Ramiro Suárez-Soruco

1

Introducción / Introduction

2

Altiplano / Altiplano

3

Cordillera Oriental / Eastern Cordillera

39

4

Sierras Subandinas / Subandean Ranges

77

5

Llanura Beniana, Cuenca del Madre de Dios y Plataforma Beniana Beni Plain, Madre de Dios Basin and Beni Platform

101

6

Llanura Chapare-Boomerang y Sierras y Llanura Chiquitana Chapare-Boomerang Plain and Chiquitos Range and Plain

111

7

Cratón de Guaporé / Guaporé Craton

127

1 13

B - Contribuciones especiales / Special contributions 8

Potencial de hidrocarburos / Hydrocarbon potential

145

Carlos Oviedo-Gómez & Ricardo Morales-Lavadenz

9

Las provincias y épocas metalogenéticas de Bolivia en su marco geodinamico Bolivian provinces and metalogenetic epochs in its geodynamic context

167

Bertrand Heuschmidt & Vitaliano Miranda-Angles

10

Tectónica de placas y evolución estructural en el margen continental activo de Sudamérica Plate tectonics and structural evolution at the South American active continental margin. Reinhard Roßling

199

por / by

RAMIRO SUAREZ-SORUCO [email protected]


Capítulo 1

INTRODUCCION INTRODUCTION

Generalidades

General Aspects

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, 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 Yacimientos 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 país los profesionales que actualmente contribuyen a ampliar el conocimiento de la Geología de Bolivia.

The study of the Geology of Bolivia started during the previous century, and continued into the present with well-known European geologists such as Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román Kozlowski, and many other. Starting in the 30’s, the first Bolivian geologists, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes, and others, joined into the task of interpreting and describing the geology of the country. Together with researchers from other countries, such as Federico Ahlfeld and Leonardo Branisa, they contributed to the teaching of geological sciences and to exploration, not only in search for scientific knowledge, but also for mineral and energy resources. The creation of institutions such as Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB), the Bolivian Mining Corporation and the National Geology Department, as well as the Geology Departments at the Universities of San Andrés (La Paz), Tomás Frías (Potosí) and Technical University of Oruro, made possible to train, in the country, professionals who currently contribute to expanding the knowledge on the Geology of 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). Esta institución, con el aporte de información geológica de YPFB y la colaboración financiera del Banco Mundial, ha elaborado, luego de casi veinte años, un nuevo Mapa Geológico de Bolivia a escala 1: 1.000.000, que constituye una versión actualizada del 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.

During the last 30 years, the Geological Survey of Bolivia (GEOBOL) elaborated the geological sheets (1:100,000 and 1:250,000) of the Geological Chart of Bolivia. Since 1996, GEOBOL, together with other institutions, make up the National Geology and Mining Survey (SERGEOMIN). With YPFB´s geological contributions and the financial aid of the World Bank, after nearly twenty years, this institution has prepared a new Geological Map of Bolivia, in a 1:1,000,000 scale. This map is an updated version of the map published in 1968, to which the research results and the knowledge obtained up to the date by professionals of the involved institutions and other similar entities were transferred.


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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.

In this sense, in each of the following chapters, this synthesis describes the current knowledge on each of these fields, according to a geochronological relation from the Proterozoic times until the present. However, the reader must be warned that the development of such a topic would easily take up several volumes, and this compendium will only present a synthesis which can be complemented by reading the works listed in the bibliographical references included at the end of each chapter.

Ciclos tectosedimentarios y orogénicos

Tectonic Sedimentary and Orogenic Cycles

Con la finalidad de interpretar y ordenar las secuencias a través del tiempo geológico, se han propuesto y definido 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.

With the purpose of interpreting and arranging the sequences through geological time, great tectonic sedimentary and orogenic cycles have been proposed and defined for the country and the neighboring regions. Four of these have been determined for the Proterozoic and other four for the Phanerozoic sequence.

Los ciclos proterozoicos: Transamazónico y Brasiliano fueron definidos por Almeida et al. (1976), y los ciclos San Ignacio y Sunsás por Litherland & Bloomfield (1981).

The Proterozoic cycles, namely the Transamazonic and the Brazilian, were established by Almeida et al. (1976), and the San Ignacio and Sunsás cycles by Litherland & Bloomfield (1981).

EON

CICLO

TACSARIANO

EDADES Reciente Jurásico inferior Triásico superior Carbonífero superior Carbonífero inferior Silúrico inferior Ordovícico superior Cámbrico superior

BRASILIANO

900 – 540 Ma

SUNSAS

1280 – 900 Ma

SAN IGNACIO

1600 – 1280 Ma

TRANSAMAZONICO

> 1600 Ma

ANDINO SUBANDINO FANEROZOICO

PROTEROZOICO

CORDILLERANO

Fig. 1.1 Ciclos Tectosedimentarios de Bolivia Bolivian Tectonic-Sedimentary Cycles

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.

The Phanerozoic cycles, Tacsarian, Cordilleran and Subandean, were established by Suárez-Soruco (1982, 1983), and the Andean Cycle by Steinmann (1929). Later on, the subdivision of the Andean Cycle into numbers I and II, which will be used in this paper, was proposed by Oller (1992).

2


La historia geológica del Gondwana Occidental, y del sector boliviano en particular, puede ser dividida en dos grandes episodios: Pre-Andino y Andino. La separación entre ambos está dada por la disgregación del Gondwana (ca 200 Ma).

The geological history of the Western Gondwana, and particulary of the Bolivian sector, can be divided into two large episodes: the Pre-Andean and the Andean. The separation between the two was determined by the breakup of Gondwana (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.

In its first stage, the Pre-Andean episode comprises the Proterozoic cycles, up to the opening stage of the Iapetus Ocean and the closing of the Adamastor and Mozambique Oceans, in Grunow’s model, 1996, and the ensuing formation of the Bolivian Triple Fracture, which originates the Contaya-Tacsara Rift at the end of the Brazilian Cycle. The second Pre-Andean stage starts during the Tacsarian; that is, from the rift opening to the separation of the Gondwana. The Andean Episode starts towards 200 Ma, during the Lower Jurassic, and extends up to the present.

Fig. 1.2 Cuadro Estratigráfico del Altiplano, Cordillera Oriental y Subandino Stratigraphic framework of Altiplano, Eastern Cordillera and Subandean

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MD

S A

Fig. 1.3 Triple Fractura Boliviana (tri-radio rojo) y Lineamiento del Sistema de Fallas Cordillera RealAiquile-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).

B PM C h C Gu

CO

S A

CO A

FH

Bolivian triple joint (red tri-radio) and Cordillera Real Fault System (red line) that divides de Arequipa-Huarina Massif and Guapporé Craton. Modified in TectoStratigraphic Map of Sempere et al., 1988).

Cha

A

S I A A

FK: Falla Khenayani; CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal; FCC: Frente de Cabalgamiento Coniri; FSV: Falla San Vicente; FAT: Falla Aiquile-Tupiza; CCR: Cabalgamiento Cordillera Real; FT: Falla Tapacarí; CANP: Cabalgamiento Andino Principal; CFP: Cabalgamiento Frontal Principal; FCSA: Frente de Cabalgamiento Subandino; AOc: Altiplano Occidental; AOr: Altiplano Oriental; FH: Faja Plegada de Huarina; COr: Cordillera Oriental; IA: Interandino; SA: Subandino; CGu: Cratón de Guaporé; PMo-Chi: Plataforma Mojeño Chiquitana.

CO A Or

TRIPLE FRACTURA BOLIVIA N A (PROTEROZOICO) SISTEMA DE FALLAS (ACTUAL) C O R D ILLERA REAL - AIQUILE - TUPIZA

Episodio Pre-Andino

Pre-Andean Episode

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).

During the Archeozoic and Proterozoic, the primitive Brazilian Shield underwent a series of modifications, which consisted of the accretion of new land (Chiquitan Terranes), the formation of intracratonal basins, and the development of important orogens, such as those of 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).

During the Archeozoic and Proterozoic, the main accretion of terranes to the Central Brazilian Shield (1600-2600 Ma) refers to terranes of approximately 1000-1600 Ma., such as RondoniaSunsás and Chaco-Paraná, followed by other younger terrane, between 570 and 1000 Ma, such as that of Cerro León and 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 & SuárezSoruco (1999), que considera que corresponde a un terreno autóctono, dislocado del Escudo Brasilero a fines del Proterozoico a partir de la “Triple Fractura Boliviana” (Suárez-Soruco, 1989).

One of the main aspects to be defined in the future is the origin of the microplate or Arequipa Massif. Until now, two hypotheses have been proposed: the first considers it to be allochthonous terrane, which possible originated on the edge of the Laurentia Continent during the Grevillian Orogeny (Gorhrbandt, 1992; Wasteneys et al., 1995); and the second, accepted in the present paper, as well as by Avila-Salinas (1996) and Erdtmann & SuárezSoruco (1999) considers it to be autochthonous land that wrenched from the Brazilian Shield at the end of the Proterozoic from “Bolivian Triple Fracture” (Suárez-Soruco, 1989).

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA A partir del Ciclo Tacsariano, y durante la mayor parte del Paleozoico inferior, el desarrollo extensional de los brazos N-S y NW-SE, así como la consiguiente separación de la “sub-placa móvil” de Arequipa formó en territorio boliviano las cuencas intracratónicas de los ciclos Brasiliano, Tacsariano y Cordillerano (Rift Contaya-Tacsara).

Starting with the Tacsarian Cycle and during the greater part of the Lower Paleozoic, the extensional development of the N-S and NWSE branches, and the subsequent separation of the “mobile subplate” of Arequipa, formed the intracratonal basins of the Brazilian, Tacsarian and Cordillerano cycles (Contaya-Tacsara Rift) in Bolivian territory.

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-Belén-Antofalla, 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 – Aiquile - Tupiza de Sempere et al., (1988)

Accepting that the Arequipa Plate relates to a wrench of the Amazonic Craton, in this paper we set out to change the name of the Plate or Terrane of Arequipa-Belén-Antofalla, established in a N-S trend taking the name of those Proterozoic localities, to the Arequipa-Huarina Massif (fig. 1.3), making reference to its eastern extension in Bolivian territory, since this Massif would include the Huarina Fold Belt. In this sense, the Arequipa-Huarina Massif would be separated from the actual Guaporé Craton by the Cordillera Real-Aiquile-Tupiza faults of Sempere et 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 Cámbrico superior se rellena con sedimentos clásticos marinos, gruesos 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).

During the Brazilian Cycle, the fracture allowed the extrusion of basic and ultrabasic rocks from the center and south of the Bolivian basin. At the beginning of the Tacsarian Cycle, the basin was initially small, with greater development and depth in the southern sector. During the Upper Cambrian, this basin was filled with coarse, non-fossil, marine, clastic sediments. During the Lower Ordovician, the size of the grain decreased gradually (flysh facies with graptolites). During this time, a significant sea invertebrate community developed, similar to that of the eastern coast of Laurentia (Newfoundland-Oaxaca). Starting with the Arenigian, submarine volcanic activity starts again in the south, with the injection and interbedding of cineritic tuffs and dacitic flows, continuing during the Llanvirnian with doleritic sills and submarine basalt flows that are related to and interbedded with the Capinota Formation, and finally, during the Caradocian, with basaltic andesite pillow lava and spilitized trachyandesites related to the Amutura Formation. This activity involves a rifting of the continental crust (Avila-Salinas, 1996).

Hacia fines del Ordovícico medio, la Placa de Arequipa-Huarina empezó un desplazamiento sinistral que ensanchó la cuenca en el sector central y norte, produciendo el depósito de importantes secuencias marinas llanvirniano-ashgillianas. El extremo meridional 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).

Towards the end of the Middle Ordovician, the Arequipa-Huarina Plate started a sinistral displacement that widened the basin on the central and Northern sectors, producing the deposit of important llanvirnian-ashgillian marine sequences. Due to this sinistral rotation, the plate’s meridional end collided with the ChacoPampeano Massif, causing the intrusion of granitoids and the formation of backarc basins in northwestern Argentina (Ocloyic Phase).

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 considerablemente. 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.

During the Cordilleran Cycle, the basin is likely to correspond to a backarc rift. During the Lower Silurian, there is greater subsidence, especially in the southwestern sector, due to the elevation produced by the intrusion of granitoids in Argentine territory. At this time, the basin’s border expanded and widened considerably. During the Upper Silurian, the coastal influence is even more evident; the earliest vascular plants appear, and towards the end of the cycle, primitive fern and lycophyte forests develop over the coastal estuaries or ponds.

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

At the end of the Cordilleran Cycle, the first important tectonic deformation took place, involving the tacsarian and cordilleran sequences, the Chiriguano (sensu YPFB) or Eohercynic Phase, which led to the formation of an orogen. These movements, and the

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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 sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica. La edad 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.

resulting hercynic cordillere, were discussed largely by Megard et al. (1973) in an extensive series of publications. The compressive movements, produced at the continental level, caused the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic orogen from the Pacific coast in South America, passing by the southern ranges of Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this deformation’s metamorphism in the South of the Eastern Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and 317 millions of years.

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).

The Sub Andean Cycle basin developed mainly on the eastern border of the recently formed range, initially, with submarine canyons to the East (Macharetí-Mandiyutí groups), and subsequently with carbonated marine platform facies to the West (Titicaca Group).

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Episodio Andino

Andean Episode

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.

The Andean Episode starts with the breakup of Gondwana (ca. 200 Ma), that severs South America from Africa. In this paper, following Oller-Veramendi’s suggestion, two cycles are recognized in this episode: the Andean I and the Andean 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)

In this time, the Gondwana Continent experienced the effects of great extensional stresses. Independently from the fracture between America and Africa, in extensive sectors of Bolivia, specially in the current Eastern Cordillera, numerous rift basins were formed; thus, the Andean I Cycle can be subdivided in two main phases: Synrift and Postrift. The Synrift Phase ranges from 200 Ma, starting with the Lower Jurassic with the effusion of basaltic flows, to the middle of the Upper Cretacious (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.

These magmatic effects were produced by the reactivation of the old basement fracture between the Guaporé Craton and the Arequipa-Huarina Massif. The position of this shear zone would relate to the current aligment of the Cordillera Real (CRFZ). Due to the compressive action, a vertical subduction zone was formed (Dorbath et al., 1993; Martínez et al., 1996; Dorbath et al., in print) in which the craton subducts underneath the northern Altiplano massif. In hercynic times, it also acted as a compressive pull-apart zone.

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) interrumpen el depósito continental.

With the earliest Aluk , and later the Farallón plates collision, the first volcanic arcs were formed. Starting in the Jurassic, the sequences become continental, backarc basins with alluvial, aeolian, fluvial and lagoon plains. During the Mesozoic, the volcanic arc supplies lava, ashes and other materials that interbed in the clastic sequences. Sea transgression (Miraflores Formation) interrupt the continental deposit.

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.

Coincidentally, the lastest date shows that the most important stage of the Andean folding (Andean II) ocurrred approximately between 26 and 30 Ma [Late Oligocene – Early Miocene] (Sempere et al., 1990; Hérail et al., 1994). This action is linked to the Pacific plate´s activity.

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.

The collision and subduction of the Nazca Plate caused a constant deformation that formed the great volcanic arc along South America’s Pacific shoreline, compressing and folding all the prior sequences, as well as producing an important shortening of the Andes, the formation of backarc, piggy back, and other basins in the High Plateau and in the western sector of the Eastern Range. This action formed east-verging structures.

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 Oriental, Subandino y Llanura.

The Arequipa-Huarina Massif, in turn, was thrusted over the Guaporé Craton, forming west-verging structures by the action of the “Cordillera Real Fault Zone” (Dorbath et al., 1993; Dorbath et al., in print), on the eastern part of the Eastern Cordillera, Sub Andean and Plain.

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

According to Tawackoli et al. (1996), the first important deformation in the southern Eastern Cordillera occured during the Lower Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin started with a major tectonic pulse around 22

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22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva tiene distintas edades. En Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y en Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.

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and 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation has various ages. At Nazareno, ages dating back to 22 to 12 Ma were recorded, and at Tupiza-Estarca, activity started around 17 Ma.

Fig. 1.5 Correlación estratigráfica simplificada del Ciclo Andino II (Oligoceno superior – Reciente) Simplified stratigraphic correlation of Andean II Cycle (Upper Oligocene – Recent)

Provincias Geológicas

Geological Provinces

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 Chaco-Beniana y Escudo Brasileño.

Concurring approximately with the morphological regions, the Bolivian territory was divided in the following units: Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean Ranges, Chaco-Beni Plains, and Brazilian Shield.

En los capítulos siguientes 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:

In the following chapters, the traditional order by provinces will not be followed strictly. On the contrary, and with the purpose of avoiding repetitions in stratigraphic, environmental and tectonic descriptions, only six chapters, arranged in the following order, will be considered:

?? ?? ?? ?? ?? ??

?? ?? ?? ?? ?? ??

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 – Boomerang. Cratón de Guaporé.

8

Altiplano (including de Volcanic Belt or Western Cordillera). Eastern Cordillera (including the so called Interandean). Subandean Ranges (including the Chaco Plain). Beni Plain (including the Madre de Dios Plain). Chapare-Boomerang Plain. Guaporé Craton.


0

50

7

100

150

200

Kms

Alto Madidi

8 6

9

3 1

Nort e

4a

5 3b

2

4

3a Centro

Sur

Fig. 1.6 Provincias Geológicas de Bolivia (según YPFB) 1. Cordillera Occidental; 2. Altiplano; 3. Cordillera Oriental: 3a Faja Plegada de Huarina, 3b Inteandino; 4. Subandino, 4a Pie de monte; 5. Llanura del Chaco; 6. Llanura del Beni; 7. Cuenca del Madre de Dios; 8. Plataforma Mojeño-Chiquitana; 9. Cratón del Guaporé. Geological Provinces of Bolivia (after YPFB): 1. Western Cordillera; 2. Altiplano; Eastern Cordillera, 3a Huarina Folded Belt, 3b Interandean;4. Subandean, 4a Piedmont; 5. Chaco Plain; 6. Beni Plain; 7. Madre de Dios Basin; 8 Mojeño-Chiquitana Platform; 9. Guaporé Craton

9


Agradecimientos

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Acknowledgements

El editor-autor del presente compendio agradece muy sinceramente a los colegas Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller Veramendi, Heberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjat, Carlos Oviedo Gómez Sohrab Tawackoli y Margarita Toro de Vargas, por sus observaciones, correcciones y lectura crítica del manuscrito. Especial agradecimiento a María Julia Lanza por el trabajo de traducción al inglés.

Referencias

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The author-editor of this compendium would like to express his sincere thanks to his colleagues Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller Veramendi, Herberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjart, Carlos Oviedo Gómez, Sohrab Tawackoli and Margarita Toro de Vargas, for their remarks, corrections and critical reading of the manuscript. Special thanks to María Julia Lanza for the english translation work.

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MADRE DE DIOS SUBANDINO NORTE

FAJA PLEGADA DE HUARINA

GRUPO TITICACA

CICLO SUBANDINO

MBRO. SAN PABLO

TRIASICO

CARBONIFERO SUPERIOR

BOPI

COPACABANA

CICLO CORDILLERANO

SERPUKHOVIANO FAMENIANO

FRASNIANO

GRUPO CUEVO

CHUTANI MBRO. COLLASUYO

COPACABANA

CARBONIFERO MEDIO

EDADES

FAJA ANDINA SUBANDINA SUR

TIQUINA

JURASICO INF.

PERMICO

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GRUPO MANDIYUTI

COPACABANA

EDADES

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GRUPO MACHARETI

YAURICHAMBI MADRE DE DIOS SUBANDINO NORTE



GRUPO RETAMA

GRUPO AMBO

SAIPURU

TOMACHI

FAJA BOOMERANG ROBORE

IQUIRI COLLPACUCHO

LOS MONOS

GIVETIANO EIFELIANO

TEQUEJE

SICASICA

HUAMAMPAMPA

BELEN

ICLA

VILA VILA

SANTA ROSA

CATAVI

TARABUCO

UNCIA

KIRUSILLAS

EMSIANO PRAGIANO LOCHKOVIANO PRIDOLIANO LUDLOVIANO WENLOCKIANO MED

RIO CARRASCO

LIMONCITO

ROBORE EL CARMEN

CALIZA SACTA

LLALLAGUA

?

HUANUNI

WENLOCKIANO INF LLANDOVERIANO

CANCAÑIRI

CANCAÑIRI

ASHGILLIANO SUP.

EDADES


AHSGILLIANO INF.

CICLO TACSARIANO

LLANVIRNIANO

NORTE TOKOCHI

TARENE CARADOCIANO


AMUTARA

ENADERE ?

SUR TAPIAL A & B KOLLPANI ANGOSTO MARQUINA

COROICO

FAJA ANDINA SUBANDINA SUR NORTE

SUR

SAN BENITO ANZALDO

CAPINOTA PIRCANCHA

ARENIGIANO

/ SELLA

AGUA Y TORO

OBISPO CIENEGUILLAS ISCAYACHI

TREMADOCIANO

SAMA TOROHUAYCO CAMACHO

CAMBRICO SUPERIOR

Fig. 1.7 Subdivisión en Dominios Tectono-Estratigráficos para los ciclos Tacsariano, Cordillerano y Subandino

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Capítulo 2

(FAJA VOLCANICA Y ALTIPLANO) (VOLCANIC BELT AND ALTIPLANO) Introducción

Introduction

En este capítulo se desarrolla de forma conjunta la denominada Cordillera Occidental o Faja Volcánica Occidental, y el Altiplano. Este agrupamiento se hace considerando que ambas regiones pueden recibir un mismo tratamiento. Sin embargo en el texto, se diferencian estas dos áreas como Altiplano Occidental y Altiplano Oriental.

The so-called Western Cordillera or Western Volcanic Belt, and the Altiplano are discussed jointly in this chapter. This association is made taking into consideration that both regions could be treated similarly. In the text, however, these two areas are distinguished as Western Altiplano and Eastern Altiplano.

En el trabajo se divide el Altiplano en las tres regiones geográficas en las que tradicionalmente es separado: Altiplano Norte, Altiplano Centro y Altiplano Sur (Fig. 1.6), y en cada uno de estos subcapítulos se desarrolla una síntesis estratigráfica de forma independiente, siguiendo un ordenamiento cronológico por ciclos tectosedimentarios.

This paper divides the Altiplano in the three geographical regions in which it is traditionally done: the North Altiplano, the Central Altiplano and the South Altiplano (Fig. 1.6), and each of the subchapters will contain an independent stratigraphic synthesis following a chronological order by tecto-sedimentary cycles.

El Altiplano es una extensa cuenca intramontana de aproximadamente 110.000 km2, formada en el Cenozoico, a partir del comienzo del levantamiento de la Cordillera Oriental.

The Altiplano is an extensive intramontane basin of approximately 110,000 km2, formed during the Cenozoic, starting with the beginning of the uplifting of the Eastern Cordillera.

En general, en el Altiplano existe un control estructural sobre el relieve, ya que los anticlinales se encuentran formando serranías y los sinclinales concuerdan con valles y zonas topográficamente bajas. Gran parte del Altiplano forma extensas superficies niveladas, cubiertas por depósitos lagunares, glaciales y aluviales recientes, situadas entre 3.600 y 4.100 metros sobre el nivel del mar. Esta meseta se halla interrumpida por serranías aisladas, cuyas alturas varían entre 4.000 y 5.350 m.s.n.m.

Generally speaking, in the Altiplano there is a structural control over the relief, since the anticlines form mountain ranges and the synclines conform with the valleys and topographically low areas. A major part of the Altiplano forms extensive levelled surfaces, covered by recent lagoon, glaciar and alluvial deposits, located between 3,600 and 4,100 meters above sea level. This plateau is interrupted by isolated ranges with elevations ranging between 4,000 and 5,350 masl.

Desde el punto de vista geomorfológico, representa una extensa depresión interandina de relleno, controlada tectónicamente por bloques hundidos y elevados, tanto transversal como longitudinalmente, con una evolución compleja y un fuerte reajuste morfogenético andino (Araníbar, 1984). La región posee una red de drenaje endorreica, con extensos salares como el de Uyuni y Coipasa al sur, y grandes lagos como el Titicaca y Poopó al norte. El clima es árido hacia el sur y semiárido hacia el norte.

From the morphological point of view, it is an extensive interandean infill sag, controlled tectonically by both sidewise and lengthwise sinking and elevated blocks, with a complex evolution and a strong Andean morphogenetic readjustment (Aranibar, 1984). The region has a endorreic drainage network, with extensive salinas such as the Uyuni and Coipasa salars to the South, and great lakes, such as the Titicaca and Poopó Lakes to the North. In the South, the climate is dry, and semi-dry in the North.

La formación del Altiplano se inicia en el Paleoceno-Eoceno con el sobrecorrimiento del Macizo de Arequipa-Huarina sobre el Cratón de Guaporé, por medio de la sutura intracratónica ubicada debajo de la Cordillera Real, y reflejada en superficie en la Zona de Fallas de la Cordillera Real (Martínez et al., 1996). Este sobrecorrimiento

The formation of the Altiplano started during the PaleoceneEocene with the thrust of Arequipa-Huarina Massif over the Guaporé Craton, through a intercratonic suture located beneath the Cordillera Real, and reflected at the surface on Cordillera Real Fault Zone (Martínez et al., 1996). This overthrust originated the

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originó el acortamiento progresivo de las cuencas altiplánicas. El acortamiento fue aparentemente continuo, sin etapas intermedias de distensión. Los grandes eventos Incaico, Quechua, y otros, solamente son el reflejo de etapas de máxima compresión (Martínez et al., 1996).

progressive shortening of the Altiplano’s basins. Apparently, it was an on-going shortening without intermediate distension stages. The Incaic, Quechua and other great events are only the reflection of stages of maximum contraction (Martínez et al., 1996).

El Precámbrico y Paleozoico actúan como un basamento sísmico fácilmente interpretable sin lograr su diferenciación por sistemas. La cobertura del basamento está conformada por rocas del Cretácico, Paleógeno y Neógeno, a su vez afectada por pliegues y fallas, que en varios sectores del Altiplano pueden ser excelentes trampas petrolíferas (Araníbar et al., 1995).

The Precambrian and Paleozoic act as a seismic basement that can be easily interpreted without achieving a system differentation. The basement’s cover is made up by Cretaceous, Paleogene and Neogene rocks, and affected in turn by folds and faults, which, in several sectors of the Altiplano, could be excellente oil traps (Aranibar et al., 1995).

En el sector norte, la falla San Andrés marca aproximadamente el límite entre el Altiplano Oriental y el Occidental. Al este, el contacto con la Cordillera Oriental está dado por la falla Coniri (Hérail et al., 1994).

In the northern sector, the San Andrés Fault approximately marks the limit between the Eastern and Western Altiplano. To the East, the Coniri fault determines the contact with the Eastern Cordillera (Hérail et al., 1994).

Proterozoico

Proterozoic

Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano Norte, equivalentes a los eventos del Ciclo Sunsás del Cratón de Guaporé, corresponden a los metagranitos del basamento perforado por el pozo de San Andrés. La perforación exploratoria realizada por la compañía Superior Oil en el pozo San Andrés de Machaca (SAS2), 50 km al sur del Lago Titicaca, perforó este basamento a una profundidad de 2.745 a 2.814 m. Este cuerpo forma parte del Macizo de Arequipa-Huarina, el cual constituye el basamento cristalino de la franja occidental de los Andes Centrales. La edad asignada (1050 ± 100 Ma por Rb-Sr), sería equivalente a la orogenia sunsasiana del oriente boliviano. Se estableció además que estas rocas fueron afectadas por un evento metamórfico posterior (530 ± 30 Ma), equivalente a la orogenia brasiliana (Lehmann, 1978).

Equivalent to the events of the Sunsás Cycle in the Guaporé Craton, the oldest rocks described in the North Altiplano are metagranites of the basement drilled by the San Andrés well. The exploratory drilling carried out by the Superior Oil Company at the San Andrés of Machaca well (SAS-2), 50 km south of Lake Titicaca, bored this basement at a depth between 2,745 and 2,814 m. This body is part of the Arequipa-Huarina Massif that makes up the crystalline basement of the western strip of the central Andes. The age assigned (1050 ± 100 Ma by Rb-Sr) would be equal to the Sunsás orogeny of Eastern Bolivia. It was established as well that these rocks were affected by a later metamorphic event (530 ± 30 Ma), equivalent to the Brazilian orogeny (Lehmann, 1978).

Otro grupo de afloramientos en el Altiplano, cuya edad y génesis aún no ha sido definida con certeza, corresponde a los afloramientos del Cerro Chilla, ubicado al sur del Lago Titicaca. Estas rocas están constituidas por una diversidad de litologías que indican depósitos marinos profundos como turbiditas, lavas almohadilladas de composición basáltica, flujos de detrito, y otras. Según GEOBOL (1995: Hoja Jesús de Machaca) el Complejo Chilla está conformado por cuarcitas y pizarras, así como por arcosas, lutitas, lavas basálticas, y sills doleríticos. Estas rocas fueron descritas por vez primera por Cherroni (1973), y desde esa fecha les han sido atribuidas diferentes edades (Proterozoico, Paleozoico, Jurásico, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al, 1997 y otros les atribuyen una edad Vendiano terminal a Cámbrico inferior. Sin embargo, Díaz-Martínez (1996) sugiere una edad ordovícica para esta secuencia.

Another group of outcrops in the Altiplano, the age and genesis of which has not yet been defined with certainty, refers to the Cerro Chilla outcrops, located south of Lake Titicaca. These rocks are made up by a diversity of lithologies that indicate deep marine deposits, such as turbidites, basaltic pillow lavas, detritus flows, and others. According to GEOBOL (1995: Jesús de Machaca Sheet), the Chilla Complex is made up by quartzites and slates, as well as by arkoses, shale, basaltic lavas and doleritic sills. These rocks were first described by Cherroni (1973), and have, ever since, been ascribed different ages (Proterozoic, Paleozoic, Jurassic, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al., 1997 and others ascribe them a Late Vendian to Lower Cambrian age. However, Díaz-Martínez (1996) suggests a Ordovician age for this sequence.

Probablemente, las rocas proterozoicas estuvieron aflorando en el borde occidental del Altiplano durante el Mioceno y el Plioceno. Remanentes de esas rocas están ahora conservadas en los depósitos neógenos, como clastos dentro de las formaciones Azurita, Mauri y Pérez.

The Proterozoic rocks probably outcropped on the western border of the Altiplano during the Miocene and Pliocene. Remnants of these rocks are now kept in Neogene deposits, such as boulders within the Azurita, Mauri and Pérez formations.

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Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

No se han descrito afloramientos ordovícicos en el sector norte del Altiplano boliviano, no obstante son frecuentes en territorio peruano al noroeste del Lago Titicaca. Sin embargo, como se indica en el acápite anterior, no se debe descartar la posibilidad de que los afloramientos del Cerro Chilla, Jesús de Machaca y Caquiaviri, considerados a la fecha como precámbricos, correspondan al Ordovícico (Díaz-Martínez, 1996).

No ordovician outcrops have been described in the northern sector of the Bolivian Altiplano; however, such outcrops are common in Peruvian territory, northeast of Lake Titicaca. Nonetheless, as mentioned in the paragraph above, the possibility of the Cerro Chilla, Jesús de Machaca and Caquiaviri outcrops, which are currently considered as Precambrian, actually relating to the Ordovician, cannot be dismissed (Díaz-Martínez, 1996).

En el pozo Santa Lucía-X1, por debajo de una cubierta cenozoicacretácica de 1900 m, fueron recolectadas muestras de lutitas con graptolites llanvirniano-caradocianos (Dalenz, 1996). Las rocas ordovícicas del pozo Santa Lucía están sobremaduradas, y presentan intercalaciones de lava intruídas en forma de sills.

At the Santa Lucía-X1 well, beneath a Cenozoic-Cretaceous cover of 1900 m, lutite samples with Llanvirnian-Caradocian graptolites were collected (Dalenz, 1996). The Ordovician rocks at Santa Lucía well are overaged and display lava interbedding intruded as sills.

En el pozo Toledo-X1, por debajo de las rocas de la Formación Tiahuanacu, se reportaron sedimentos tacsarianos a partir de los 3760 m de profundidad. Estas rocas contienen una asociación de palinomorfos del Ordovícico superior, representados por Vellosacapsula setosapellicula cuyo rango conocido es Caradociano - Ashgilliano superior (Exxon, 1995).

At the Toledo-X1 well, beneath the Tiahuanacu Formation rocks, Tacsarian sediments starting at a depth of 3760 m were reported. These rocks contain an association of Upper Ordovician palynomorphs, represented by Vellosacapsula setosapellicula, the known range of which is Caradocian – Upper Ashgillian (Exxon, 1995).

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

No han sido citados sedimentos de la Formación Cancañiri en el Altiplano Norte. La secuencia del Ciclo Cordillerano se inicia en esta área con algunos afloramientos de areniscas turbidíticas de la Formación Llallagua (Koeberling, 1919), de posible edad wenlockiana.

No Cancañiri Formation sediments have been quoted on the North Altiplano. In this area, the Cordilleran Cycle sequence starts with some turbiditic sandstone outcrops of the Llallagua Formation (Koeberling, 1919), possible of wenlockian age.

En el subsuelo de este sector se reportaron rocas silúricas y devónicas, o sólo devónicas como por ejemplo en el pozo La Joya (Formación Belén).

In this sector’s subsurface, Silurian and Devonian, or only Devonian rocks have been reported, such as those at the La Joya welll for instance (Belén Formation).

Ciclo Andino

Andean Cycle

En este compendio se tomarán en cuenta dos subdivisiones para el Ciclo Andino. El Ciclo Andino I, que comprende a los sedimentos depositados entre el Jurásico y el Oligoceno inferior, considerando por lo tanto a las formaciones Chaunaca, El Molino, Santa Lucía y Tiahuanacu del sector oriental, y Berenguela del Altiplano Occidental. El Ciclo Andino II, se inicia en el Oligoceno superiorMioceno inferior y continúa hasta el Reciente. Están incluidos en este segundo ciclo las formaciones Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala y Ulloma del sector oriental, y la secuencia del Altiplano Occidental: Mauri inferior, Mauri superior, Abaroa, Cerke, Pérez y Charaña.

This compendium will consider two subdivisions for the Andean Cycle. The Andean I Cycle, consisting of the sediments deposited between the Jurásico and the Lower Oligocene, thus including the Chaunaca, El Molino, Santa Lucía and Tiahuanacu formations in the eastern sector, and the Berenguela formation in the western Altiplano. The Andean II Cycle starts in the Upper OligoceneLower Miocene and continues up to the Recent. This second cycle includes the Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala and Ulloma formations, in the western sector, and the western Altiplano sequence: lower Mauri, Upper Mauri, Abaroa, Cerke, Pérez and Charaña.

Los movimientos producidos entre estos dos ciclos corresponden a la Fase Incaica que representa solamente un momento paroxismal de las fuerzas compresivas que produjeron el acortamiento andino.

The movements produced between these two cycles relate to the Incaic Phase, representing only a paroxysmal moment of the compressive forces that produced the Andean shortening.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

La unidad más antigua de este ciclo corresponde a la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en un ambiente continental con influencia marina de plataforma somera. La unidad

The oldest unit in this cycle pertains to the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), deposited in a continental environment with shallow platform marine influence. The unit is made up

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está constituida por limolitas y lutitas lacustres, intercaladas con delgadas capas de calizas. La secuencia es fosilífera, en ella se encontraron ostrácodos, conchostracos y pelecípodos como Brachidontes aff. fulpensis y restos de peces. Esta fauna indica una edad cretácica superior (Santoniano-Campaniano).

by silt and lacustrine shale, interbedded with thin limestone layers. It is fossiliferous sequence where ostracodes, chonchostraca and pelecipods such as Brachidontes aff. fulpensis and fish remanents have been found. This fauna indicates a Upper Cretaceous age (Santonian-Campanian).

A fines del Cretácico, durante el Maastrichtiano se deposita en la misma cuenca de trasarco la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), constituida en la base por areniscas, y luego por calizas, margas gris verdosas, areniscas calcáreas. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada proximal, lagunar y costero, con influencia marina. Esta unidad es muy fosilífera, están presentes algas estromatolíticas (Pucalithus), moluscos, y sobre todo es remarcable la abundancia de restos de peces fósiles y huesos de reptiles.

At the end of the Cretaceous, during the Maastrichtian, the El Molino Formation deposited in the same backarc basin (Lohmann & Branisa, 1962). At its base, this formation is made up by sandstones, and then by limestones, greenish gray marl, and calcareous sandstones. These rocks were deposited in a proximal, lagoon and coastal carbonated platform environment with marine influence. This unit is very fossiliferous, displaying stromatolitic algae (Pucalithus), molluscs, and above all, the abundance of fossil fish remanents and reptilian bones is remarkable.

Durante el Paleógeno en el Altiplano Norte se deposita la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En Andamarca y San Pedro de Huaylloco (Jarandilla, 1988), la base se halla compuesta por areniscas conglomerádicas, que pasan a margas multicolores, limolitas y arcillas. Esta secuencia se depositó en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de inundación) y lagunas someras.

During the Paleogene, the Santa Lucía Formation deposited in the North Altiplano (Lohmann & Branisa, 1962). At Andamarca and San Pedro de Huaycollo (Jarandilla, 1988), the base is made up by conglomerate sandstones changing to multicolor marls, silts and clays. This sequence deposited in a fluvial-type and shallow lagoons continental environment (meandering rivers in a flood plain facies).

En la Hacienda Azafranal el pase de la Formación Santa Lucía a la Formación Tiahuanacu es aparentemente transicional. Sin embargo, en la mayoría de las localidades esta relación es discordante sobre las rocas precedentes, especialmente cretácicas.

At Hacienda Azafranal, the passing from the Santa Lucía Formation to the Tiahuanacu Formation is apparently transitional. Nontheless, in the majority of the locations, there is an unconforming relationship to the preceding rocks, particularly the Cretaceous ones.

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Aproximadamente en esta época se formaron capas de yeso y arcilitas yesíferas varicolores de la Formación Jalluma (Ascarrunz et al., 1967), que en opinión de García-Duarte & García (1995) ascendieron como diapiros durante el Eoceno-Mioceno, siguiendo lineamientos que reflejan antiguas fallas normales como resultado de la presión litostática y esfuerzos compresivos contemporáneos.

The Jalluma Formation’s gypsum layers and gypseous claystones of various colors formed approximately in this age (Ascarrunz et al., 1967), which, in the opinion of García-Duarte & García (1995), climbed up as diapirs during the Eocene-Miocene, following lineaments reflecting old normal faults as a result of the lithostatic pressure and contemporary compressive stress.

A partir de la Formación Tiahuanacu (Ascarrunz, 1963), depositada durante el Eoceno, el área de relleno cambia a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, en la que se forma una llanura fluvial rellena por una potente secuencia de más de 3.000 m de espesor de areniscas, limolitas y arcilitas rojizas, en las que intercalan delgados lentes conglomerádicos con restos carbonizados y cupritizados de plantas fósiles (Cherroni, 1974). Hacia el tope de la secuencia se depositan horizontes volcánicos. Estas rocas fueron depositadas durante el Eoceno y el Oligoceno inferior. Swanson et al. (1987) obtuvieron de las areniscas volcánicas de la parte alta de esta unidad edades de 29.2 ± 0.8 y 29.6 ± 0.8 Ma (Oligoceno inferior alto).

Starting at the Tiahuanacu Formation (Ascarrunz, 1963), which deposited during the Eocene, the infill area changes to a foreland basin of the Eastern Cordillera, where a fluvial plain forms, filled by a powerful sequence more than 3000 m thick of sandstones, silts, and reddish claystones, interbedded with thin conglomeradic lenses with carbonized and cupriticized remanents of fossil plants (Cherroni, 1974). Volcanic horizons deposited towards the top of the sequence. These rocks deposited during the Eocene and Lower Oligocene. Swanson et al. (1987) obtained ages of 29.2 ± 0.8 and 29.6 ± 0.8 Ma (high Lower Oligocene) for the volcanic sandstones in this unit’s high levels.

Un equivalente lateral de la Formación Tiahuanacu es la Formación Ballivián (Ascarrunz et al., 1967), depositada en una planicie fluvio-lacustre. La unidad está compuesta por 500 m de arcilitas varicoloreadas, intercaladas con areniscas y arcilitas yesíferas gris verdosas. Le suprayacen en discordancia las formaciones Coniri y Kollu Kollu.

A lateral equivalent of the Tiahuanacu Formation is the Ballivián Formation (Ascarrunz, 1967), which deposited in a fluviallacustrine plain. This unit is made up by 500 m of varicolored arcillites, interbedded with sandstones and greenish gray gypseous claystones. Overlying in unconformity are the Coniri and Kollu Kollu formations.

Formando farellones escarpados se presentan en la zona occidental del Altiplano (área de Charaña) los sedimentos más antiguos de la región. Corresponden a la Formación Berenguela (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), y están constituidos por aproximadamente 200 m de areniscas conglomerádicas, areniscas arcósicas compactas, granocrecientes, de color rojo amarillento, que luego van adquiriendo una tonalidad más roja hasta llegar al tope, donde forman una costra dura, formada por areniscas cuarcíticas. La edad está inferida por dataciones efectuadas por Evernden et al. (1966) en un horizonte arenoso con glauconita de la parte inferior de la Formación San Andrés, datada en 38 Ma (Eoceno superior)

In the western area of the Altiplano (Charaña area), forming cliffs are the region’s oldest sediments. They relate to the Berenguela Formation (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), and are made up by approximately 200 m of conglomeradic sanstones, upward coarsening, yellowish red, compact arkosic sandstones, which later on acquire a more reddish hue as they move to the top, where they form a hard crust made up by quartzitic sandstones. The age is inferred on the basis of datings performed by Evernden et al. (1996) on a sandy horizon with glauconite from the lower part of the San Andrés Formation, which is dated at 38 Ma (Upper Eocene).

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

Este ciclo se inicia en el límite Oligoceno medio-superior que continúa hasta el Pleistoceno. En el Altiplano septentrional se consideran tres secuencias, la primera ubicada al oeste de la falla de San Andrés, la segunda entre las fallas San Andrés y Coniri, y la tercera al este de la falla Coniri.

This cycle starts on the Middle-Upper Oligocene limit, continuing into the Pleistocene. Three sequences are considered in the northern Altiplano: the first one is locates west of the San Andrés Fault; the second one between the San Andrés and Coniri Faults; and the third, east of the Coniri Fault.

En el sector central y oriental del Altiplano septentrional, el Ciclo Andino II se inicia con el Grupo Corocoro (Ahlfeld, 1946). Este autor reconocía en el “Sistema de Corocoro” cuatro unidades que incluyen a las “areniscas de Coniri” (Formación Coniri), “estratos de Ramos” (Formación Kollu Kollu), y otras unidades de lutitas, areniscas y tobas (formaciones Caquiaviri y Rosapata)

In the central and eastern sectors of the North Altiplano, the Andean II Cycle starts with the Corocoro Group (Ahlfeld, 1946). This author recognized four units in the “Corocoro System”, including the “Coniri sandstones” (Coniri Formation), the “Ramos strata” (Kollu Kollu Formation), and other shale, sandstone, and tuff units (Caquiaviri and Rosapata formations).

La Formación Coniri (Douglas, 1914), corresponde a una secuencia continental aluvial y fluvial depositada en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Según Labrousse & Soria (1987), la Formación Coniri está compuesta por dos unidades: la

The Coniri Formation (Douglas, 1914) relates to a alluvial and fluvial continental sequence deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. According to Labrousse & Soria (1987), the Coniri Formation is made up by two units: the base relates to an

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA base corresponde a una sucesión de abanico aluvial pasando hacia el tope a un régimen de sistema fluvial proximal. En la parte superior se observan numerosos rodados de granitos precámbricos, y está recubierta por un pequeño nivel de toba. La unidad superior está compuesta por lo menos por cuatro secuencias de abanicos aluviales con rodados, en la base de calcáreos pérmicos y en el tope de arenas verdes paleozoicas. Es posible también diferenciar por encima una tercera unidad conglomerádica, con rodados calcáreos.

alluvial fan succession changing towards the top to a proximal fluvian system regime. There is a number of Precambrian granite boulders on the upper part, which is covered by a small tuff level. The upper unit is made up by at least four alluvian fan sequences with boulders; at the base, by Permian limestones, and at the top by Paleozoic green sands. It is also possible to distinguish up above, a third conglomeradic unit with calcareous boulders.

De forma concordante sobre la Formación Coniri, o discordante a las formaciones Tiahuanacu y Ballivián del Ciclo Andino I, se asienta la Formación Kollu Kollu (Requena et al., 1963), que en algunas localidades supera los 2.000 m de espesor. Esta unidad está constituida predominantemente por arcillas de color rojizo, intercaladas por niveles de areniscas conglomerádicas, y conglomerados, que rellenan planicies aluviales y fluviales. En los niveles conglomerádicos se encuentran clastos de areniscas, cuarcitas, calizas, y con menos frecuencia lavas y granitos. Swanson et al. (1987) obtuvieron edades de 16,6 ± 0,4 y 18,4 ± 0,5 Ma de una toba retrabajada ubicada en la base de esta formación.

The Kollu Kollu Formation (Requena et al., 1963) settles in conformity over the Coniri Formation, or in unconformity with the Tiahuanacu and Ballivián formations of the Andean I Cycle, which, in some localities exceeds a thickness of 2,000 m. This unit is mostly made up by reddish clays interbedded with levels of conglomeradic sandstones, and conglomerates that fill alluvial and fluvial plains. At the conglomeradic levels, there are sandstone, quartzite, and limestone clasts, and less frequently, lavas and granites. Swanson et al. (1987) obtained ages of 16.6 ± 0.4 y 18.4 ± 0.5 Ma from an overworked tuff at this formation’s base.

En la misma época intruyeron los complejos de pórfidos andesíticos, dacíticos y riolíticos de Comanche-Mariquiri, y los stocks porfiríticos dacíticos y riolíticos del Cerro Letanías-Cerro Lacahua (Pérez-Guarachi et al., 1995). Una muestra de un pórfido dacítico del Cerro Quimsa Chata fue datado en 13,4 ± 0,5 Ma (Redwood & McIntyre, 1989).

The andesitic, dacitic and rhyolitic porphyry complexes of Comanche-Mariquiri, and de porphyritic, dacitic and rhyolitic stocks of Cerro Letanías-Cerro Lacahua intruded during this same time (Pérez-Guarachi et al., 1995). A dacitic porphyry sample of Cerro Quimsa Chata was dated at 13.4 ± 0.5 Ma (Redwood & McIntyre, 1989).

Discordante por encima de las sedimentitas de la Formación KolluKollu, y con niveles de paleosuelos intermedios (horizonte ferruginoso), se disponen areniscas, areniscas arcósicas, arcilitas, yeso estratificado y conglomerados de la Formación Caquiaviri (Ascarrunz et al., 1967), que representa a una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica, depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. En algunas capas de areniscas y arcosas se recolectaron restos de plantas fósiles que fueron estudiadas por Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987) dataron un bloque de lava dacítica encontrada en la base de esta formación en 14,2 ± 0,4 Ma (Mioceno medio). Esta unidad concluye con la Toba Ulloma (9,1 Ma, Everden et al., 1977), que se constituye en un nivel guía de correlación en el Altiplano Norte.

Over the sedimentites of the Kollu Kollu Formation, lie inconformingly the sandstones, arkosic sandstones, bedded gypsum claystones, and conglomerates of the Caquiaviri Formation (Ascarrunz et al., 1967), which represents a volcanic-influenced, fluvial and lacustrine sequence deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. On some of the sandstone and arkose layers, remanents of fossil plants were collected, and then studied by Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987) established the date of a dacitic lava block found at the base of this formation at 14.2 ± 0.4 Ma (Middle Miocene). This unit ends with the Ulloma Tuff (9.1 Ma, Everden et al., 1977), which becomes a correlation guide level in the North Altiplano.

Por encima de la Toba Ulloma se encuentra la Formación Rosapata (Cherroni et al., 1969), que está constituida por areniscas arcósicas y arcilitas de color pardo claro a rojizo, y arcilitas yesíferas. Esta secuencia fue depositada en la llanura fluvial y lacustre de la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. En las areniscas es frecuente encontrar restos de troncos en proceso de fosilización (Cherroni, 1974). La Toba Callapa (7,47 Ma, Everden et al.,1977) se encuentra dentro de esta formación.

Over the Ulloma Tuff is the Rosapata Formation (Cherroni et al., 1969), which is made up by arkosic sandstones, light brown to reddish claystones, and gypseous claystones. This sequence was deposited in a fluvial lacustrine plain of the Eastern Cordillera foreland basin. Remanents of trunks in process of fossilization can frequently be found in the sandstones (Cherroni, 1974). The Callapa Tuff (7.47 Ma, Everden et al., 1977) is located within this formation.

La Formación Pomata (Geobol, 1965) sobreyace en discordancia a la Formación Rosapata. Está constituida por conglomerados y areniscas conglomerádicas con clastos de rocas volcánicas. Fue depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, en una llanura aluvial y fluvial. Esta unidad está presente tanto en el Altiplano norte como central, y es correlacionada con la Formación Crucero.

The Pomata Formation (Geobol, 1965) lies in unconformity over the Rosapata Formation. It is made up by conglomerates and conglomeradic sandstones with volcanic rock clasts. It deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera, in an alluvial and fluvial plain. This unit is present both in the North and Central Altiplano, and is correlated to the Crucero Formation.

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JUNIO 2000

La Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961) fue depositada durante el Plioceno en una llanura aluvial y fluvial de una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta constituida por areniscas arcillosas intercaladas con lutitas. Están presentes también areniscas conglomerádicas y abundantes niveles tobáceos. La “Toba-76” constituye la base de la Formación Umala, tiene una edad de 5,348 ± 0,003 Ma (Plioceno inferior). Los principales vertebrados fósiles encontrados en la Formación Umala son Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).

The Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) was deposited during the Pliocene, in a alluvial and fluvial plain of a foreland basin in the Eastern Cordillera. It is made up by argillaceous sandstones interbedded with shale. Conglomeradic sandstones and abundant tuffaceous levels are also present. With an age of 5.348 ± 0.003 Ma (Lower Pliocene), “Tuff-76” makes up the base of the Umala Formation. The main fossil vertebrate found in the Umala Formation are Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).

Durante el Plioceno superior, y en discordancia sobre rocas paleozoicas y oligo-miocenas, se depositaron más de 700 m de rocas clásticas formadas por conglomerados polimícticos areniscas y cenizas volcánicas de la Formación Topohoco (Ascarrunz et al., 1967). Esta unidad fue depositada en una planicie aluvial con marcada influencia fluvial. Los clastos de los conglomerados de esta formación están constituidos por rocas paleozoicas, subvolcánicas y lavas terciarias. Esta formación es equivalente de las formaciones Pérez, del oeste, y Taraco, del Altiplano norte.

During the Upper Pliocene, and in unconformity, more than 700 m of clastic rocks formed by polymictic conglomerates, sandstones and volcanic ashes of the Topohoco Formation deposited over the Paleozoic and Oligo-Miocene rocks (Ascarrunz et al., 1967). This unit was deposited in an alluvial plain with marked fluvial influence. The conglomerate clasts in this formation are made up by Paleozoic, sub volcanic rocks and tertiary lavas. This formation is equivalent to the Pérez Formation, to the West, and the Taraco Formation of the North Altiplano.

Por debajo de los depósitos pleistocenos fluvioglaciales y glaciales, se encuentra un depósito de unos 500 m de potencia de sedimentos plio-pleistocenos clásticos, poco consolidados, pertenecientes a la Formación La Paz (Gregory, 1913). Estas rocas corresponden a sedimentitas de origen fluvial y fluviolacustre. Debido a la fuerte erosión y a la naturaleza de sus sedimentos se forman badlands y pilares sedimentarios de hasta 20 m de altura (Valle de la Luna). La formación está compuesta por arcillas, arenas y gravas, por lo general mal seleccionadas, y en parte pobremente consolidadas por cementación carbonática. La Formación La Paz yace en discordancia sobre estratos devónicos, cretácicos y paleógenos. Por encima de la toba Cota Cota y de la “Toba-76” (5,4 Ma) y por debajo de las tufitas Chijini y Ayo Ayo (2,8 Ma). Se recolectaron el mayor número de restos de mamíferos de esta formación: Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf. Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium desaguaderoi y una posible nueva especie de Posnanskytherium (Marshall et al., 1992). Según Thouveny & Servant (1989), el estudio magnetoestratigráfico muestra que el depósito de las partes inferior y media tuvo lugar durante la época Gauss (3,4 – 2,48 Ma).

Beneath the fluvial-glaciar and glaciar Pleistocene deposits, there is a deposit of somewhat consolidated clastic Plio-Pleistocene sediments, of about 500 m of thickness, belonging to the La Paz Formation (Gregory, 1913). These rocks relate to sedimentites of fluvial and fluvial lacustrine origin. Due to the strong erosion and the nature of its sediments, badlands and sedimentary pillars up to 20 m high were formed (Valle de la Luna). The formation is made up by clays, sands and pebbles poorly selected, in general, and poorly consolidated, in part, by carbonate cementation. The La Paz Formation lies in unconformity over Devonian, Cretaceous and Paleogene strata. Over the Cota Cota Tuff and “Tuff-76” (5.4 Ma), and underneath the Chijini and Ayo Ayo tuffites (2.8 Ma), the largest amount of this formation’s mammalians were collected: Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf. Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium desaguaderoi, and likely a new species of Posnanskytherium (Marshall et al., 1992). According to Thouveny & Servant (1989), the magnetostratigraphic study shows that the deposit of the lower and middle parts took place during the Gauss age (3.4 – 2.48 Ma).

Sobreyacen unos 6 a 8 m de sedimentos horizontales de edad pleistocena pertenecientes a la Formación Ulloma (Ahlfeld, 1946), que rellenan una llanura fluvial y lacustre, en la que es evidente la influencia volcánica. Estas sedimentitas se depositaron en la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. La formación está constituida por arenas con tobas, intercaladas por limos y gravas. Se considera que estas rocas corresponden a sedimentitas depositas por el antiguo Lago Ballivián. La lista completa de la fauna de vertebrados del Pleistoceno superior, encontrada en estos sedimentos, puede ser consultada en Marshall et al. (1992). Las principales especies corresponden a Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion) bolivianum y Cuvieronius tarijensis.

Overlying are about 6 to 8 m of horizontal sediments of Pleistocene age belonging to the Ulloma Formation (Ahlfeld, 1946), which fill a fluvial and lacustrine plain with evident volcanic influence. These sedimentites deposited in the foreland basin of the Eastern Cordillera. The formation is made up tuff sands interbedded with silt and gravel. These rocks are considered to relate to sedimentites deposited by the former Lake Ballivián. The complete list of the Upper Pleistocene vertebrate fauna found in these sediments can be found in Marshal et al. (1992). The main species relate to Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion) bolivianum and Cuvieronius tarijensis.

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Altiplano Occidental Norte

Western North Altiplano

En el sector occidental del Altiplano, sobre la Formación Berenguela del Oligoceno yace discordantemente la Formación Mauri (Douglas, 1914), unidad volcanoclástica depositada en una amplia planicie fluvial y lacustre en cuenca de trasarco. Esta formación fue dividida en seis miembros (Sirvas & Torres, 1966), e incluye esencialmente rocas volcánicas detríticas, intercaladas con coladas volcánicas. Los niveles superiores de la Formación Mauri proporcionaron una abundante fauna de vertebrados, entre los que se incluyen marsupiales, edentados, gliptodontes y notoungulados (Marshall et al., 1992). Las lavas de la parte inferior dieron edades de alrededor de 25,6 Ma (Evernden et al., 1977), mientras que las tufitas de la parte superior fueron fechadas con edades próximas a los 10 Ma (Lavenu et al., 1989). Estos valores indican que esta unidad se depositó entre el Oligoceno más alto y el Mioceno. La secuencia Mauri-6 tiene una edad miocena media a superior. En la zona central del Altiplano Norte, en la región de San Andrés, los 7 miembros de la Formación San Andrés corresponden a los 6 miembros de la Formación Mauri. Los principales vertebrados fósiles encontrados en el Miembro-6 corresponden entre otros a Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp., Plesiotypotherium achirense, P. majus y Hoffstetterius imperator.

In the Altiplano’s western sector, over the Oligocene’s Berenguela Formation lies unconformingly the Mauri Formation (Douglas, 1914). This volcanoclastic unit was deposited in a wide fluvial and lacustrine plain in a backarc basin. The formation was divided in six members (Sirvas & Torres, 1966), and includes esentially detritic volcanic rocks, interbedded with volcanic flows. The Mauri Formation’s upper levels provided plenty of vertebrate fauna, including marsupials, edentates, gliptodonts and notoungulates (Marshal et al., 1992). The age of the lower part lavas is around 25.6 Ma (Evernden et al., 1977), while the dates of the upper part tuffs were established at close to 10 Ma (Lavenu et al., 1989). These values indicate that this unit was deposited between the Uppermost Oligocene and the Miocene. The Mauri-6 sequence has a Middle to Upper Miocene age. In the central portion of the North Altiplano, in the San Andrés region, the 7 members of the San Andrés Formation relate to the 6 members of the Mauri Formation. The main fossil vertebrates found at Member-6 relate to Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp., Plesiotypotherium achirense, P. majus and Hoffstetterius imperator, among others.

La Formación Abaroa (Sirvas, 1964) está constituida por una secuencia potente de coladas de lavas andesíticas oscuras intercaladas con lahares, conglomerados volcanogénicos gruesos, brechas de flujo de barro y, en menor proporción, areniscas de grano medio a grueso de color marrón rojizo a azulado (Flores et al., 1994). Esta unidad ocupa una posición estratigráfica igual al Miembro-5 de la Formación Mauri. La datación efectuada en lavas de esta unidad proporcionó edades que varían entre 13,5 Ma a 21,6 Ma (Lavenu et al., 1989). Estas rocas se depositaron en la misma llanura aluvial y fluvial que la Formación Mauri.

The Abaroa Formation (Sirvas, 1964) is made up by a powerful sequence of dark andesitic lava flows interbedded with lahars, coarse volcanogenic conglomerates, mud flow breccias, and in lesser proportion, medium to coarse grained sandstones of reddish brown to blueish color (Flores et al., 1994). Dating carried out on this unit’s lavas gave ages ranging between 13.5 Ma and 21.6 Ma (Lavenu et al., 1989). These rocks deposited in the same alluvial and fluvial plain as the Mauri Formation.

Discordante sobre la Formación Mauri, y cubierta por flujos lávicos y depósitos piroclásticos de la formaciones Cerke y Pérez, se desarrolla la Formación Huaricunca (Sirvas, 1964), que representa una unidad volcánica depositada durante el Mioceno superior en la llanura aluvial de una cuenca de intraarco y trasarco. Esta unidad está constituida por tobas no soldadas de flujo de composición riolítica; lavas dacíticas, domos intrusivos y diques dacíticos. La datación de vidrio volcánico contenido en esta unidad dio una edad de 7,23 ± 0,23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).

Covered by lava flows and pyroclastic deposits of the the Cerke and Pérez formations, the Huaricunca Formation (Sirvas 1964) develops in unconformity over the Mauri Formation. This formation represents a voclanic unit deposited during the Upper Miocene in an alluvial plain of a intra- and backarc basin. This unit is made up by unwelded flow tuffs on rhyolitic composition; dacitic lavas, intrusive domes and dacitic dikes. The dating on the volcanic glass contained by this unit gave an age of 7.23 ± 0.23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).

Sobre las unidades previas del Altiplano Occidental (Berenguela, Mauri, Abaroa y las tobas Huaricunca), se asientan las coladas de lava de la Formación Cerke (Sirvas, 1964) que está constituida por una serie de flujos de lavas andesíticas emanadas por el volcán Cerke. Esta formación es considerada de edad Mioceno superior – Plioceno inferior. Una muestra de lava dio una edad de 7,6 Ma (Lavenu et al., 1989).

Over the previous Western Altiplano units (Berenguela, Mauri, Abaroa, and the Huaricunca tuffs) settle the lava flows of the Cerke Formation (Sirvas, 1964). This formation is made up by a series of andesitic lava flows that emanated from the Cerke volcano. This formation is considered to be of Upper Miocene – Lower Pliocene age. A lava sample gave an age of 7.6 Ma (Lavenu et al., 1989).

Posteriormente, un magmatismo piroclástico de gran volumen tomó lugar entre el Plioceno y el Cuaternario derramando extensos depósitos de tobas de flujo que forman las amplias mesetas de la parte sur. Estos depósitos corresponden a las formaciones Pérez y Charaña, constituyéndose en los productos de la actividad volcánica más joven del área (Flores et al., 1994).

Later on, a large piroclastic magmatism took place between the Pliocene and the Quaternary, spilling extensive flow tuff deposits, which make up the wide plateau in the southern part. These deposits relate to the Pérez and Charaña formations, and are a product of the youngest volcanic activity in the area (Flores et al., 1994).

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Por encima del Miembro 6 de la Formación Mauri sobreyacen discordantemente las ignimbritas del Plioceno superior de la Formación Pérez (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). Este nombre fue dado para una sucesión de 20 a 200 m de espesor, que se inicia con una brecha volcánica, seguida de tobas de flujo riolíticas (una de estas capas contiene troncos fósiles). La secuencia culmina con una capa ignimbrítica pardo amarillenta de 20 m de espesor. Esta unidad regionalmente descansa sobre rocas de diferente edad. Las dataciones radiométricas realizadas en estas rocas dan edades entre 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). En el Altiplano central, la ignimbrita Pérez sobreyace a la Formación Umala.

Over Member 6 of the Mauri Formation lie uncinformingly the Upper Pliocene ignimbrites of the Pérez Formation (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). This name was given to a 20 to 200 m thick succession which starts a volcanic breccia, followed by rhyolitic flow tuffs (one of these layers contains fossil trunks). The sequence ends with a 20 m thick yellowish brown ingnimbritic layer. Regionally, this unit rests on rocks of different ages. The radiometric datins carried out on these rocks give ages between 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). In the central Altiplano, the Pérez ingnimbrite lies over the Umala Formation.

La región occidental del Altiplano, junto a la frontera con Chile, está cubierta por sedimentos depositados en una llanura fluvial y lacustre, pertenecientes a la Formación Charaña (Sirvas, 1964). Constituyen esta unidad un manto de toba de grano grueso, areniscas tobáceas de grano medio y conglomerados finos. Todo ello cubierto por una potente capa de caliza arenosa (Núñez, 1964). Estos sedimentos, rellenados en una cuenca de trasarco, tienen una marcada influencia volcánica procedente de la actividad ígnea circundante. En las regiones próximas a las lagunas habitaron uno de los grupos de vertebrados pleistocenos más antiguos del Altiplano, equivalentes a los de Ayo Ayo y Purapurani. Los sedimentos de esta última unidad fueron datados en 1,6 Ma (Lavenu et al., 1989). La fauna incluye Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, y un Cervidae indeterminado (Marshall et al., 1992). En aguas de los lagos se desarrollaron diatomeas, conocidas por el trabajo de Servant-Vildary & Blanco (1984).

The Altiplano’s western region, next to the Chilean border, is covered by sediments, belonging to the Charaña Formation, that deposited in a fluvial and lacustrine plain (Sirvas, 1964). Making up this unit are a coarse grained tuff mantle, medium grained tuffaceous sandstones, and fine conglomerates. All the aforementioned is covered by a powerful sandy limestone layer (Núñez, 1964). Filled in a backarc basin, these sediments have a marked volcanic influence resulting from the surrrounding igneous activity. The regions near the lagoons were inhabited by one of the oldest Pleistocene vertebrate groups in the Altiplano, equivalent to those of Ayo ayo and Purapurani. This last unit’s sediments were dated at 1.6 Ma (Lavenu et al., 1989). The fauna includes Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, and an undetermined Cervidae (Marshall et al., 1992). Diatoms, known from the work if Servant-Vildary & Blanco (1984), developed in the waters of the lagoons.

En el sector central del Altiplano se han reconocido rocas proterozoicas únicamente en la faja volcánica occidental (véase más adelante) donde se han descrito las rocas más antiguas del Altiplano (neises y charnokitas del Cerro Uyarani entre 1859 ± 200 Ma y 2024 ± 133 Ma) Troeng et al.,1994; Wörner, 1999 en prensa.

In the Altiplano’s central sector, Proterozoic rocks have been recognized only at the western volcanic belt (see further ahead), where the Altiplano’s oldest rocks have been described (gneisses and charnokites from Cerro Uyarani between entre 1859 ± 200 Ma and 2024 ± 133 Ma) Troeng et al., 1994; Wörner, 1999 in press.

Ciclo Tacsariano

Tacsariano Cycle

Se infiere que la secuencia ordovícica alcanzada en la perforación de los pozos exploratorios del Altiplano Norte (Santa Lucía y Toledo) se extienda hacia el Altiplano Centro.

The Ordovician sequence reached during the perforation of the exploratory wells in the North Altiplano (Santa Lucía and Toledo) is inferred to extend towards the Central Altiplano.

Ciclo Cordillerano

Cordillerano Cycle

Las rocas del Ciclo Cordillerano de gran distribución en la Cordillera Oriental, tienen muy pocos afloramientos en el Altiplano.

Greatly distributed within the Eastern Cordillera, the Cordilleran Cycle rocks have very few outcrops in the Altiplano.

Sedimentos de la Formación Catavi, del Silúrico superior, afloran en pequeños cerros aislados al este de Andamarca, allí se observan aproximadamente 200 m de intercalaciones de areniscas gris verdosas con niveles de lutitas negras, físiles.

Sediments from the Upper Silurian Catavi Formation outcrop in small isolated hills to the east of Andamarca. Approximately 20 m of interbedded greenish gray sandstones with fissil black shale levels can be observed.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Sedimentos devónicos afloran en los núcleos anticlinales de Andamarca y San Pedro de Huaylloco. La información estratigráfica sobre las formaciones Vila Vila, Belén y Sicasica, presentes en la región, está contenida en diferentes informes inéditos de YPFB (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 y Jarandilla, 1988).

Devonian sediments outcrop at the anticline cores of Andamarca and San Pedro de Huaylloco. Stratigraphic information on the Vila Vila, Belén and Sica Sica formations, present in the region, is contained in several unedited YPFB reports (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 and Jarandilla, 1988).

En Andamarca, 90 m de areniscas cuarcíticas de la Formación Vila Vila afloran en el núcleo del anticlinal de Titapura. En los niveles superiores de esta unidad se presenta Australospirifer hawkinsi.

At Andamarca, 90 m of quartzitic sandstones from the Vila Vila Formation outcrop at the Titapura anticline core. Australospirifer hawkinsi is present at this unit’s upper levels.

Por encima se desarrollan 170 m de lutitas y limolitas de la Formación Belén con una abundante fauna compuesta principalmente por Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus y Chonetes sp.

Above the aforementioned, 170 m of shale abd silt from the Belén Formation develop with abundant fauna consisting mainly of Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus and Chonetes sp.

Finalmente, culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano con 70 m de areniscas arcillosas y areniscas micáceas de la Formación Sicasica que se encuentran cortadas por la discordancia cretácica. En estas rocas fueron recuperados algunos niveles fosilíferos con Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata y otros braquiópodos.

Finally, the Cordillerano Cycle sequence ends with 70 m of argillaceous and micaceous sandstones from the Sica Sica Formation, which are sheared by the Cretaceous unconformity. Some fossil levels with Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata and other brachiopods were recovered from these rocks.

En el pozo Colchani, por debajo de una cubierta cenozoicocretácica de 2140 m, se perforaron lutitas siluro-devónicas.

Underneath the Cenozoic-Cretaceous cover of 2140 m, at the Colchani well, Silurian-Devonian shales were drilled.

Sedimentos del Ciclo Subandino no están presentes en la región.

There are no Subandean Cycle sediments in the region.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Los mejores afloramientos de rocas depositadas durante este ciclo se encuentran en el dominio de la Cordillera Oriental, en la descripción de esa provincia geológica deberá buscarse una descripción más completa de estos sedimentos.

The best rock outcrops deposited during this cycle are located within the realm of the Eastern Cordillera. A more complete description of these sediments can be found in the description of this geologic unit.

En el Cretácico la sedimentación en el Altiplano se realiza en una cuenca de trasarco. Se inicia con las formaciones TarapayaOrinoca. En el Cenomaniano se produce una corta ingresión marina de la Formación Miraflores. Prosigue con las formaciones Aroifilla, Chaunaca y Coroma. La sedimentación cretácica concluye en el Maastrichtiano con la Formación El Molino. Esta última secuencia carbonática posiblemente ingresa al Paleoceno en algunos sectores de la cuenca.

During the Cretaceous, the sedimentation at the Altiplano takes place in a backarc basin. It starts with the Tarapaya-Orinoca formations. During the Cenomanian, there is a short sea entry by the Miraflores Formation. It continues with the Aroifilla, Chaunaca and Coroma Formations. The Cretaceous sedimentation ends during the Maastrichtian with the El Molino Formation. Likely, this last carbonatic sequence enters the Paleocene in some of the basin’s sectors.

En un ambiente fluvial de ríos meandriformes y llanuras de inundación se depositaron las formaciones Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) y Orinoca (Pérez, 1963) constituidas por areniscas de color amarillo rosáceo, pasando hacia arriba a limos arcillosos con esporádicos niveles de areniscas.

The Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) and the Orinoca (Pérez, 1963) formations deposited in a meandering river and flood plains fluvial environment, and are made up by pinkish yellow sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silts with sporadic sandstone levels.

A partir del Cretácico superior (Cenomaniano) se produce la primera ingresión marina, depositando en una plataforma carbonática somera las rocas de la Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941). Esta unidad está constituida por calizas con intercalaciones arenosas y pelíticas. Estas rocas son muy fosilíferas, con numerosas especies de ammonites, pelecípodos, gastrópodos, equinodermos y otros. Esta secuencia se desarrolla en el borde oriental del Altiplano central.

Starting at the Upper Cretaceous (Cenomanian), the first sea entry occurs, depositing the rocks of Miraflores Formation on a shallow carbonatic shelf (Schlagintweit, 1941). This unit is made up by limestones with arenaceous and pelitic interbedding. These rocks are very fossilipherous and contain a number of species such as: ammonites, pelecipods, gastropods, echinoderms and others. This sequence unfolds on the eastern border of the Central Altiplano.

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Sobre las calizas marinas de la Formación Miraflores, y en cuenca de trasarco, se reinicia la sedimentación continental con el depósito de la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962). Este depósito se realiza a través de ríos meandriformes establecidos en una llanura fluvial de inundación. Esta unidad está constituida por areniscas conglomerádicas, variando hacia arriba a limolitas arcillosas, así como esporádicos niveles de areniscas, además de nódulos calcáreos y pseudocristales de sal (Jarandilla, 1988).

Over the marine limestones of Miraflores Formation, the continental sedimentation starts again with the deposit if the Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) in a backarc basin. This deposit occurs through meandering rivers settled in a fluvial flood plain. This unit is made up by conglomeradic sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silt, as well as to sporadic sandstone levels, calcareous nodes and salt pseudocrystals (Jarandilla, 1988).

Con la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), a fines del Campaniano nuevamente se producen ingresos restringidos del mar sobre playas muy someras y lagunas costeras muy salinas. La litología depositada corresponde a calizas basales de estratificación delgada, limolitas y lutitas lacustres. En esta unidad se recolectaron restos de peces e invertebrados fósiles (capas con Brachidontes aff. fulpensis).

With the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), at the end of the Campanian, restricted entries of the sea over very shallow beaches and very saline shore lagoons occur again. The deposited lithology relates to basal limestones with thin interbedding, silts and lacustrine shale. Fish remanents and fossil invertebrates (layers with Brachidontes aff. fulpensis) were collected in this unit.

Continúan los sedimentos transicionales deltaicos y costeros de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962). Representan secuencias de depósitos calcáreos lacustres y marinos, areniscas, arcillas y margas. Estas rocas contienen numerosos restos de peces fósiles, briznas vegetales e invertebrados de edad maastrichtiana.

The deltaic and coastal transitional sediments of El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) continue. They represent lacustrine and marine calcareous deposits, sandstones, clays and marls. These rocks contain numerous fossil fish remanents, plant fragments and invertebrates of Maastrichtian age.

A partir del Paleoceno la cuenca de trasarco recibe solamente aportes continentales. Sobre los sedimentos de la Formación El Molino se asientan las secuencias fluviales y lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), constituida por capas estrato y granocrecientes de areniscas, margas, arcilitas y fangolitas lacustres. Estas rocas presentan zonas de oxidación y paleosuelos que indican una larga exposición.

Starting in the Paleocene, the backarc basin receives continental input only. Settled over the sediments of El Molino Formation are the fluvial and lacustrine sequences of the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by strata layers and upward coarsening sandstones, marls, claystones, and lacustrine mudstones. These rocks show evidence of oxidation areas and paleosoils indicating a long exposition.

En el Eoceno, bajo el mismo ambiente de depósito, en cuencas de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, se depositan sobre las sedimentitas de la Formación Santa Lucía las areniscas fluviolacustres de las formaciones Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) y Tusque (Pérez, 1963), constituidas principalmente por areniscas arcósicas rojizas, areniscas conglomerádicas, y esporádicas intercalaciones de limolitas.

During the Eocene, in backarc and foreland basins of the Eastern Cordillera, under the same deposit environment, the fluvial – lacustrine sandstones of the Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) and Tusque (Pérez, 1963) formations deposited over the sedimentites of the Santa Lucía Formation. These formations are mainly made up by reddish arkosic sandstones, conglomeradic sandstones, and sporadic silts interbedding.

Las últimas formaciones pertenecientes al Ciclo Andino I corresponden a los sedimentos depositados durante el Eoceno y Oligoceno inferior, correspondientes a las formaciones Turco, Huayllamarca y Potoco, esta última también con importantes registros en el Altiplano Sur.

The last formations belonging to the Andean I Cycle refer to sediments deposited during the Eocene and Lower Oligocene, relating to the Turco, Huayllamarca, and Potoco formations. The latter formation also presents important records in the South Altiplano.

En el área de Azurita-Cuprita aflora la secuencia constituida por las formaciones Turco (del Ciclo Andino I), Azurita y Huayllapucara (del Ciclo Andino II). La Formación Turco (Ahlfeld, 1946), del Mioceno superior, está formada por una potente secuencia continental, de más de 2000 m de espesor, formada por areniscas, conglomerados y mantos de toba, depositados en una planicie aluvial y fluvial, con aporte de cenizas procedentes de una actividad volcánica cercana.

In the Azurita-Cuprita area, there is an outcrop made up by the Turco (from the Andean I Cycle), Azurita and Huayllapucara (from the Andean II Cycle) formations. The Upper Miocene Turco Formation (Ahlfeld, 1946) is made up by a powerful continental sequence, of more than 2000 m of thickness, composed of sandstones, conglomerates, and tuff mantles, which deposited in an alluvial and fluvial plain, with ash contributions coming from the nearby volcanic activity.

La Formación Huayllamarca (Meyer & Murillo, 1961) está constituida por un potente conjunto de areniscas de más de 3.000 m de espesor, formado por espesos bancos de areniscas macizas parcialmente entrecruzadas, intercaladas con lutitas. Esta secuencia presenta una relación estrato y grano creciente, que concluye con

The Huayllamarca Formation (Meyer & Murillo, 1961) is made up by a powerful set of more than 3,000 m thick sandstones, which is formed by thick, partially crossbedded massive sandstone banks, interbedded with shale. This sequence presents a strata and upward coarsening relation, ending with conglomeradic polymictic banks

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA bancos conglomerádicos polimícticos con clastos de rocas paleozoicas.

with Paleozoic rock clasts.

En la región sur del Altiplano central aflora la Formación Potoco (Pérez, 1963), unidad que será descrita con mayor detalle al desarrollar la geología del Altiplano Sur, donde aflora extensamente. En el Altiplano central está sobrecubierta en discordancia por la Formación Tambillo que será considerada en el siguiente ciclo.

In the Altiplano’s southern region outcrops the Potoco Formation (Pérez, 1963). This unit will be described in more detail during the discussion of the geology of the South Altiplano, where it outcrops extensively. In the Central Altiplano, it is covered unconformingly by the Tambillo Formation, which will be discussed in the following cycle.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

Las rocas de este ciclo fueron depositadas a partir del Oligoceno superior en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental.

Starting during the Upper Oligocene, this cycle’s rocks were deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.

En el área de Azurita-Cuprita, por encima de los sedimentos de la Formación Turco, del ciclo anterior, sobreyacen los conglomerados de la Formación Azurita (Ahlfeld, 1946), que está constituida por conglomerados aluviales y fluviales con intercalaciones de areniscas. Los conglomerados contienen cantos bien redondeados de rocas proterozoicas graníticas, pegmatitas y de neises. Un rodado de neis rojizo de esta formación dio una edad absoluta de 647 Ma.

In the Azurita-Cuprita area, over the sediments of the Turco Formation from the preceding cycle, overlie the conglomerates of Azurita Formation (Ahlfeld, 1946). This formation is made up by alluvial and fluvial conglomerates with sandstone interbedding. The conglomerates contain well rounded boulders of granitic Proterozoic rocks, pegmatites and gneisses. A reddish gneiss boulder from this formation gave an absolute age of 647 Ma.

Por encima de la Formación Azurita se sobreponen las areniscas rojizas y verdosas, parcialmente conglomerádicas de la Formación Huayllapucara (Geobol, 1965), del Mioceno medio, que representa secuencias depositadas en la misma llanura aluvial y fluvial que la anterior unidad. Esta unidad tiene dataciones de 13,5 y 15 Ma.

Superimposed over the Azurita Formation are the reddish and greenish, partially conglomeradic sandstones of the Huayllapucara Formation (Geobol, 1965), of the Middle Miocene, representing sequences deposited in the same alluvial and fluvial plain as the preceding unit. The datings on this unit are 13.5 and 15 Ma.

En el área de Curahuara de Carangas, la Formación Totora (Meyer & Murillo, 1961) sobreyace discordantemente a la Formación Huayllamarca del ciclo anterior. Esta unidad es una secuencia volcanoclástica formada por arcillas rojizas, areniscas arcillosas y lutitas con numerosas intercalaciones de tobas volcánicas. Son frecuentes las areniscas cupríferas con restos de plantas y madera carbonizada o silicificada. La edad de esta formación es equivalente a la de las formaciones Coniri, Azurita y Tambillo, es decir Oligoceno superior-Mioceno inferior.

In the Curahuara de Carangas area, the Totora Formation (Meyer & Murillo, 1961) lie in unconformity over the Huayllamarca Formation of the preceding cycle. This unit is a volcanoclastic sequence made up by reddish clays, argillaceous sandstones, and shale with a large amount of volcanic tuff interbedding. Cupriferous sandstones with plant and carbonized or silicified wood are common. The age of this formation is equal to that of the Coniri, Azurita and Tambillo formations, that is, Upper OligoceneLower Miocene.

En el área de Tambo-Tambillo sobre la Formación Potoco, y como evento posterior a la discordancia del Oligoceno superior, se asientan las lavas de la Formación Tambillo (Pérez, 1963), depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco. Corresponden a coladas de lava porfídica, melanocrática de textura amigdaloide. Algunas edades radimétricas obtenidas proporcionan edades entre 25,2 y 15,8 Ma (Mioceno inferior a medio).

In the Tambo-Tambillo area, as a later event than the unconformity of the Upper Oligocene, the lavas of the Tambillo Formation (Pérez, 1963) settle over the Potoco Formation. These lavas were deposited in an intra-arc and backarc basin. They pertain to melanocratic, amygdaloid-textured, porphyric lava boulders. Some of the radiometric ages obtained give ages between 25.2 and 15.8 Ma (Lower to Middle Miocene).

Discordantemente sobre diferentes unidades del Mioceno inferior y medio se asientan los conglomerados, localmente con lentes tobáceos, de las formaciones Pomata y Crucero, ya descritas al tratar el sector septentrional.

Locally displaying tuffaceous lenses, the conglomerates of the Pomata and Crucero formations, both of which have already been described when discussing the northern sector, settle in unconformity over the different Lower and Middle Miocene units.

Sobrepuesta a las anteriores, durante el Mioceno superior y Plioceno inferior, se depositó la Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961). Esta unidad se inicia con la “Toba-76” (datada en 5,2 Ma), continúa con areniscas de grano fino, arcillas y tobas con intercalaciones de bancos de cenizas volcánicas y conglomerados.

During the Upper Miocene and Lower Pliocene, the Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) deposited over the abovementioned formations. This unit starts with “Tuff-76” (dated at 5.2 Ma), continuing with fine grained sandstones, clays and tuffs with volcanic ash banks and conglomerate interbedding.

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La Formación Remedios (Ponce, 1964) es una unidad depositada durante el Plioceno (5,2-4,6 Ma). Está constituida por conglomerados, areniscas y arcillitas poco consolidadas, localmente con niveles tobáceos y piroclastitas. Esta unidad es parcialmente equivalente a la Formación Umala. En estas rocas se encontraron restos de Onohippidium del Pleistoceno que indica una edad más joven que la proporcionada por las edades radiométricas.

The Remedios Formation (Ponce, 1964) is a unit that deposited during the Pliocene (5.2-4.6 Ma). It is made up by conglomerates, sanstones and rather unconsolidated claystones, displaying locally tuffaceous levels and pyroclastites. This unit is partially equivalent to the Umala Formation. Remanents of the Pleistocene Onohippidium were found in these rocks, indicating a younger age than that obtained by radiometric ages.

Durante el Cuaternario se desarrollan secuencias lacustres, fluviales, coluvio-aluviales y eólicas, constituidas por sedimentos clásticos de distinto tamaño de grano, así como de carbonatitas lacustres (depósitos del Lago Minchín).

Lacustrine, fluvial, colluvial-alluvial and aeolian sequences were developed during the Quaternary. They are made up by clastic sediments with different grain sizes, as well as by lacustrine carbonatites (deposits of Lake Minchín).

Altiplano Occidental Centro

Central Western Altiplano

Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano boliviano, corresponden a los granitos y neises con hornblenda del Cerro Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), descritos por Tröeng et al. (1994). Estas rocas forman parte del Macizo de Arequipa-Huarina. 15 muestras de neis proporcionaron una edad de 1.859 ± 200 Ma, y una muestra de zircón en charnockita dio una edad U/Pb de 2024 ± 133 Ma para la intercepción superior y 1157 ± 62 Ma para la inferior (Wörner et al., 1999 en prensa), que es equivalente a los eventos del Ciclo Transamazónico del oriente boliviano.

The oldest rocks described in the Bolivian Altiplano refer to the granites and gneisses with hornblend from the Cerro Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), described by Tröeng et al. (1994). These rocks make up part of the Arequipa-Huarina Massif. 15 samples of gneisss gave ages of 1.859 ± 200 Ma, and a zircon fraction in charnockite gave a U/Pb age 2024 ± 133 Ma for the upper intercept and 1157 ± 62 Ma for the lower (Wörner et al., 1999 in press), which is equivalent to the Transamazonic Cycle events of Eastern Bolivia.

El registro sedimentario continúa con secuencias volcanosedimentarias del Oligoceno superior – Mioceno inferior.

The sedimentary log continues with the Upper Oligocene-Lower Miocene volcanic sedimentary sequences.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En el Altiplano Occidental central, especialmente en el área de Carangas, el Ciclo Andino II se inicia con la secuencia volcanoclástica de las formaciones Negrillos y Carangas que corresponden a piroclastitas con grado variable de soldadura, coladas de lava traquiandesítica a riolítica, y rocas volcano-sedimentarias, localmente asociadas a eventos de caldera (Mobarec & Murillo, 1995).

In the central Western Altiplano, particularly in the Carangas area, the Andean II Cycle starts with the volcanoclastic sequence of the Negrillos and Carangas formations, which relate to pyroclastites of variable welding grade, trachyandesitic to rhyolitic lava flows, and volcanic sedimentary rocks associated locally to caldera events (Mobarec & Murillo, 1995).

La Formación Negrillos (Avila, 1965), se depositó en un ambiente aluvial, de cuenca de intra-arco y trasarco, con influencia volcánica. Esta formación está constituida por areniscas arcillosas rojizas, coladas de basalto y andesita, conglomerados, areniscas arcósicas, tobas riolíticas, y colada de lava andesítico-basáltica. Finalmente, varias coladas de lava basáltica interestratificadas con lentes conglomerádicos.

The Negrillos Formation (Avila, 1965) was deposited in an intraarc and backarc basin alluvial environment, with volcanic influence. This formation is made up by reddish argillaceous sandstones, basalt and andesite flows, conglomerates, arkosic sandstones, rhyolitic tuffs, and andesitic-basaltic lava flows. Finally, there are several basaltic lava flows interbedded with conglomeradic lenses.

Por encima del basalto superior de la Formación Negrillos sobreyacen las tobas y lavas plegadas de la Formación Carangas (Avila, 1965).

The tuffs and folded lavas of the Carangas Formation (Avila, 1965) overlie the upper basalt of the Negrillos Formation.

En el Mioceno a Plioceno, según Mobarec & Murillo (1995), se produce la formación de domos, diques y stocks dacíticos a riolíticos, así como de domos, stocks y necks andesíticos a riolíticos, localmente asociados a fases de resurgencia de caldera.

According to Mobared & Murillo (1995), during the Miocene to Pliocene, the formation of dacitic to rhyolitic, as well as andesitic to rhyolitic domes, dikes and stocks takes place, locally associated to resurgent caldera phases.

Durante el Mioceno superior a Plioceno inferior se desarrolla una secuencia volcano-sedimentaria denominada Formación Pulltuma (Mobarec & Murillo,1995). Los autores del nombre definen esta

During the Upper Miocene to Lower Pliocene, a volcanic sedimentary sequence called Pulltuma Formation (Mobarec & Murillo, 1995) unfolds. The authors of the name define this unit as

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA unidad como piroclastitas con grado variable de soldadura y coladas de lava traquiandesítica a riolítica, asociadas a calderas y/o fisuras. Localmente están presentes conglomerados, areniscas y arcillitas rojas. En esta época se desarrollan también secuencias asociadas a edificios de estratovolcanes.

pyroclastites with variable welding grade and trachyandesitic to rhyolitic lava flows associated to calderas or cracks. Conglomerates, sandstones and red claystones are present locally. At this time, sequences associated to stratovolcano contructions also develop.

En el Plio-Pleistoceno cubren la región las rocas de la Formación Pérez (Sirvas, 1964), constituidas por ignimbritas riolíticas con grado variable de soldadura, asociadas a estructuras de colapso de caldera (Mobarec & Murillo, 1995).

During the Plio-Pleistocene, the rocks of the Pérez Formation (Sirvas, 1964) cover the region. These rocks are made up by rhyolitic ignimbrites with variable welding grade, and associated to caldera collapse structures (Mobarec & Murillo, 1995).

Finalmente, entre el Pleistoceno y Holoceno se desarrollan coladas de lava traquiandesítica a traquidacítica, lahares, flujos de detritos y piroclastitas de estratovolcanes, así como domos de composición andesítica a riolítica.

Finally, between the Pleistocene and the Holocene, the trachyandesitic to trachydacitic lava flows, lahars, detrital flows and stratovolcano pyroclastites, as well as andesitic to rhyolitic composition domes develop.

Se considera como sector sur al territorio ubicado entre el Salar de Uyuni y la frontera con la República Argentina. El límite oriental del Altiplano está dado por la falla San Vicente que lo separa de la Cordillera Oriental.

The southern sector is considered to be the territory located between the Uyuni Salar and the Argentine border. The eastern limit of the Altiplano is set by the San Vicente Fault, separating it from the Eastern Cordillera.

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

Según Araníbar (1997), se infiere por estudios sísmicos la presencia de rocas del basamento precámbrico al W de Julaca y por debajo de la Cordillera Occidental. Según este autor el basamento se encontraría a profundidades menores a 100 m (áreas: Inés, Cobrizos y Río Grande de Lípez). Al este, en la subcuenca de Vilque se estima que se encuentra a mayor profundidad.

According to Araníbar (1997), based on seismic studies, the presence of rocks from the Precambrian basement, west from Julaca and beneath the Western Cordillera, is inferred. According to this author, the basement would be located at depths under 100 m (areas: Inés. Cobrizos, and Río Grande de Lípez). To the east, in the Vilque subbasin, it is estimated to be at greater depth.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

En el Altiplano Sur, rocas tacsarianas han sido descritas en las estructuras de Pululus, Alota y a lo largo de la falla Uyuni-Keniani (Araníbar et al., 1995). Estos sedimentos corresponden a rocas metamorfizadas, pizarras y metacuarcitas. Según los geólogos de YPFB, están representados por sedimentos turbidíticos, posiblemente correspondientes al Ordovícico inferior. La ausencia de fósiles diagnósticos dificulta su datación.

In the South Altiplano, Tacsarian rocks have been described in the Pululus and Alota structures, as well as along the Uyuni-Keniani Fault (Araníbar et al., 1995). These sediments relate to metamorphized rocks, slates and metaquartzites. According to YPFB geologists, they are represented by turbiditic sediments, likely relating to the Lower Ordovician. The absence of fossil diagnostics makes it difficult to carry out datings.

En el Altiplano Sur, Barrios (1991) reconoció tres unidades con facies que definen una tendencia regresiva, con depósitos de transición (miembro inferior) sobre los que progradan facies de playa o próximos a ella representados por el miembro medio. El miembro superior representa un retorno a facies ligeramente más profunda y constituye la base de otra secuencia regresiva que está interrumpida por el fallamiento.

In the south Altiplano, Barrios (1991) recognized three units with facies defining a regressive trend, with transitional deposits (lower member) over which beach or nearby beach facies, represented by the middle member, prograde. The upper member represents a return to slightly deeper facies and constitute the base of another regressive sequence which is interrupted by the faulting.

Según Torres-Saravia (1970) en la serranía de las Minas, y sobre la ruta San Pablo de Lípez - San Cristobal, se han distinguido dos potentes secuencias de sedimentitas asignadas tentativamente al Ordovícico. El conjunto está constituido por intercalaciones de lutitas gris verduzcas que se intercalan con areniscas marrón verdosas. Las lutitas presentan mucha fisilidad y representan el 60 % del conjunto. Las areniscas de color negruzco en superficie y gris verduscas en corte fresco, son algo micáceas, de grano fino y se encuentran muy bien estratificadas. En medio de las lutitas,

According to Torres-Saravia (1970), powerful sediment sequences, tentatively assigned to the Ordovician, have been recognized in the Minas range and over the San Pablo de Lípez – San Cristobal route. This set is made up by interbedding of greenish gray shale with greenish brown sandstones. The shale is very fissil and represents 60% of the set. The blackish sandstones of the surface and the greenish gray sandstones of the fresh cut are somewhat micaceous, fine-grained and are well interbedded. There are also some gray orthoquartzite levels interbedded among the shale.

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intercalan también algunos niveles de ortocuarcitas grises. Más al sur, en la Puna argentina, Coira (1996) reconoció un volcanismo de arco submarino no explosivo, en sus facies cercanas a las zonas de emisión. Bahlburg (1990) diferenció un complejo turbidítico de facies marinas profundas granocrecientes en la Puna, pasando a facies de plataforma hacia la Cordillera Oriental. Según este último autor, la cuenca ordovícica cambió de trasarco en el Arenigiano inferior a cuenca de antepaís en el Arenigiano medio a superior. El arco volcánico posiblemente fue formado por la colisión del Macizo de Arequipa-Huarina contra el Cratón Pampeano, y permaneció activo hasta el Arenigiano.

Further south, in the Argentine Puna, Coira (1996) recognized a non-explosive submarine arc volcanism in the facies near the emission areas. Bahlburg (1990) differentiated a turbiditic complex with deep, upward coarsening marine facies at the Puna, changing to shelf facies towards the Eastern Cordillera. According to the latter author, the Ordovician basin changed during the Lower Arenigian from a backarc to a foreland basin during the Middle to Upper Arenigian. It is likely that the volcanic arc was formed by the collision of the Arequipa-Huarina Massif against the Pampean Craton, and then remained active until the Arenigian.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

La Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) está constituida predominantemente por sedimentos marinos retrabajados. En el Altiplano corresponden a diamictitas, flujo de detritos, depósitos de talud y depósitos glacimarinos heterogéneos. Estas rocas afloran, según Torres-Saravia (1970) a lo largo de una línea NE-SO que se inicia a 8 km al este de Uyuni y termina en la confluencia de los ríos Alota y Grande de Lípez, al sur de la población de San Cristóbal.

The Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) is made up mainly by overworked marine sediments. In the Altiplano, they relate to diamictites, detrital flow, slope deposits and heterogeneous glaciomarine deposits. According to Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the NE-SW line, starting 8 km east of Uyuni and ending at the confluence of the Alota and Grande de Lípez rivers, south of the San Cristobal village.

La Formación Llallagua (Koeberling, 1919) está formada por paquetes de areniscas cuarcíticas y fangolitas rítmicas gris oscuras, que corresponde a turbiditas depositadas en abanicos submarinos. Según Torres-Saravia (1970), estas rocas afloran a lo largo de la ruta Uyuni - Pulacayo y luego formando el núcleo de una sinclinal comprimido al este de la población de San Cristóbal de Lípez. Litológicamente, el conjunto está compuesto por areniscas gris verduzcas de grano fino, cemento silíceo, bien estratificados en bancos de hasta 2 m de potencia y que forman farallones escarpados. No se hallaron fósiles en esta formación, tampoco niveles pelíticos aptos para las determinaciones palinológicas.

The Llallagua Formation (Koeberling, 1919) is made up by quartzitic sandstone and dark gray rhythmic mudstone packages, relating to turbidites deposited in submarine fans. According to Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the Uyuni – Pulacayo route, and later form the core of a compressed anticline, east of the San Cristobal de Lípez village. Lithologically, the set is made up by fine-grained greenish gray sandstones, silliceous cement, both well interbedded in up to 2 m powerful banks, and forming steep bluffs. No fossils or pellitic levels fit for palinological determinations were found in this formation.

Están también presentes en el sector oriental del Altiplano Sur las formaciones Uncía (Vargas, 1970) y Catavi (Koeberling, 1919), que corresponden a secuencias marinas de plataforma somera. Las primeras constituidas predominantemente por fangolitas gris oscuras, intercaladas por bancos de areniscas, cuyo número y espesor aumenta hacia el tope (estrato y grano creciente) hasta que la secuencia es mayormente arenosa (Formación Catavi).

The Uncía (Vargas, 1970) and Catavi (Koeberling, 1919) formations are also present in the eastern sector of the South Altiplano. These formations relate to shallow shelf marine sequences. The former is made up mainly by dark gray mudstones interbedded with sandstone banks that increase in number and in thickness as they move to the top (upward coarsening and downward fining) until the sequence is mostly arenaceous (Catavi Formation).

En la localidad de Islas Grandes aflora una secuencia areno-pelítica de más de 200 m, correspondiente a las formaciones Catavi y Vila Vila (Cadima, 1976 a). En el pozo Vilque, por debajo de una cubierta cenozoico-cretácica de 3200 m, se perforaron lutitas silúricas.

In the Islas Grandes locality, a sandy-pellitic sequence of over 200 m outcrops, pertaining to the Catavi and Vila Vila formations (Cadima, 1976 a). At the Vilque well, Silurian shale was drilled underneath the Cenozoic-Cretaceous cover.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Las rocas cretácicas de la región se depositaron, al igual que en la Cordillera Oriental adyacente, en una cuenca de trasarco, formando estrechas y alargadas estructuras sinclinales, sobrepuestas a los sedimentos paleozoicos. No se efectuará una descripción detallada de estas unidades por cuanto su tratamiento será realizado en el Capítulo 3 Cordillera Oriental.

Just like in the adjacent Eastern Cordillera, the region’s Cretaceous rocks were deposited in a backarc basin, forming narrow and elongated sinclinal structures imposed over the Paleozoic sediments. A detailed description of these units will be included in Chapter 3 – Eastern Cordillera.

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La secuencia se inicia con sedimentos marinos de plataforma somera de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), constituidos por limolitas y lutitas lacustres, calizas basales de estratificación delgada, fosilíferas. Estas rocas están sobrepuestas en clara discordancia sedimentaria por las secuencias de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada, lagunar y costero, con influencia marina. Continúa con las fangolitas, arcillas fluviales y lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En algunos sectores de la cuenca están sobrepuestas por las lutitas, areniscas y conglomerados, de tonos rojizos de la Formación Cayara, cuyos sedimentos constituyen, según Araníbar et al. (1995), un excelente reservorio en gran parte del Altiplano central y oeste de la Cordillera Oriental.

The sequence starts with the shallow shelf marine sediments of the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by lacustrine silt and shale, thinly bedded fossiliferous basal limestones. These rocks are superimposed in clear unconformity by the sequences of El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which were deposited in a lake and coastal carbonated shelf environment, with marine influence. Following are the mudstones fluvial and lacustrine clays of the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962). In some of the basin’s sectors, they are superimposed by the reddish tone shale, sandstone and conglomerates of the Cayara Formation, the sediments of which, according to Araníbar et al. (1995), make up an excellent reservoir in a major part of the central Altiplano and Eastern Cordillera.

La Formación Potoco (Pérez, 1963) sobreyace en aparente concordancia sobre los sedimentos de la Formación Cayara. Es una secuencia continental, fluvial y lacustre. La unidad fue depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. Está constituida principalmente por areniscas fluviolacustres rojas, areniscas conglomerádicas, y lutitas. La base está compuesta por limolitas arcillosas. En la parte media y superior intercalan areniscas conglomerádicas. Fue depositada en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de inundación y con zonas de canales) (Jarandilla, 1988). En varios tramos, tanto inferiores como superiores, se desarrollan niveles evaporíticos.

In aparent conformity, the Potoco Formation (Pérez, 1963) lies over the sediments of the Cayara Formation. This is a continental, fluvial and lacustrine sequence. The unit was deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. It is made up mainly by red fluviolacustrine sandstones, conglomeradic sandstones and shale. The base is made up by argillaceous silt. Conglomeradic sandstones interbed in the middle and upper portions. It was deposited in a fluvial-type continental environment (meandering rivers in flood plain facies and with canal areas) (Jarandilla, 1988). In several portions, both lower and upper, evaporitic levels have developed.

La edad de la Formación Potoco es aún discutida. Se le han atribuido varias épocas de depósito que van desde el Eoceno al Oligoceno inferior. En ciertos sectores del sur y oeste del Altiplano puede superar los 2500 metros de espesor. Es equivalente de la Formación Tiahuanacu del Altiplano centro.

There is still argument about the age of the Potoco Formation. It has been attributed several deposit ages, ranging from the Eocene to the Lower Oligocene. In some southern and western sectors of the Altiplano, it can exceed a thickness of 2500 m. It is equivalent to the Tiahuanacu Formation of the central Altiplano.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

El Ciclo Andino II se inicia en el Altiplano sur y la Faja Volcánica, a fines del Oligoceno superior y el Mioceno basal, en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, con una importante secuencia de unidades clásticas gruesas, especialmente conglomerádicas, que rellenan diferentes cuencas distribuidas en diferentes áreas de la faja volcánica y el Altiplano sur. Las secuencias conglomerádicas están atravesadas por varios cuerpos volcánicos, sobrepuestas e intercaladas por diferentes tipos de lava, especialmente andesítica.

At the end of the Upper Oligocene and basal Miocene, the Andean II Cycle starts in the South Altiplano and the Volcanic Belt, in a foreland basin of the Eastern Cordillera, with an important sequence of coarse clastic units, specially conglomeradic ones, which infill the different basins distributed among the different areas of the Volcanic Belt and South Altiplano. Overlain and interbedded by different types of lava, in particular andesitic lava, the conglomeradic sequences are crossed through by several volcanic bodies.

Todas estas secuencias volcano-sedimentarias están relacionadas a la formación de grandes cuerpos volcánicos, desarrollados a lo largo del Altiplano sur, delimitados al este por el “Lineamiento Pastos Grandes – Cojina”. Los mayores cuerpos corresponden a las calderas de Pastos Grandes y Capina, el Escudo Ignimbrítico Panizo, y la Caldera Guacha, todos relacionados con el volcanismo Mioceno.

All these volcanic sedimentary sequences are related to the formation of large volcanic bodies that developed along the South Altiplano, delimited by the “Pastos Grandes-Cojina Lineament”. The largest bodies pertain to the Pastos Grandes and Capina calderas, the Panizo Ignimbritic Shield, and the Guacha Caldera, all of which are related to Miocene volcanism.

Coira et al. (1996) denominan “Provincia ignimbrítica Cenozoica de los Andes Centrales” al sector comprendido entre los 16º y 27º S, caracterizado por un volcanismo explosivo ácido, calcoalcalino de retroarco, al que se han vinculado conspicuos sistemas de caldera durante el lapso Oligoceno superior - Plio-Pleistoceno. En

Coira et al. (1996) call “Cenozoic Ignimbritic Province of the Central Andes” referring to the sector comprised between 16º and 27º S, and characterized by an calcoalkaline backarc acidic explosive volcanism, which has been linked to conspicuous caldera systems during the Upper Oligocene – Plio-Pleistocene span. The

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esta provincia incluyen y describen el Complejo caldérico VilamaCoruto, localizado en la frontera Bolivia-Argentina.

Vilama-Coruto Caldera Complex, located in the BolivianArgentine border, is included and described in this unit.

El Ciclo Andino-II se inicia con los conglomerados polimícticos y areniscas de la Formación San Vicente (Courty, 1907), que se disponen de forma discordante sobre las areniscas y limolitas fluviales de la Formación Potoco del anterior ciclo. La Formación San Vicente representa a una diversidad de ambientes continentales: facies progradantes de abanicos aluviales, fluvial de ríos entrelazados y lacustre. Todas estas facies tienen una marcada influencia volcánica. Hacia el centro de la cuenca gradan a lutitas y tufitas. Intercalan también horizontes salinos.

The Andean II Cycle starts with the polymictic conglomerates and sandstones of the San Vicente Formation (Courty, 1907), which are laid in uncomformity over the fluvial sandstones and silt of the Potoco Formation from the preceding cycle. The San Vicente Formation represents a diversity of continental environments: alluvial fan prograding facies, braided river fluvial and lacustrine. All these facies have marked volcanic influence. Towards the center of the basin , they grade to shale and tuffites. Saline horizons are also interbedded.

Sobre la Formación San Vicente en el sector oriental del Altiplano se deposita la Formación Quehua (Geobol, 1963), constituida por una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica, depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental.

In the eastern sector of the Altiplano, the Quehua Formation (Geobol, 1963) is deposited over the San Vicente Formation. It is made up by a fluvial and lacustrine sequence with volcanic influence, which deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.

La Formación Chocaya (Ahlfeld, 1946) del Mioceno medio está representada por clásticos continentales de grano grueso y clásticos volcánicos, que muestran cambios rápidos de facies hacia lutitas y tufitas gris claras.

The Middle Miocene Chocaya Formation (Ahlfeld, 1946) is represented by coarse-grained continental and volcanic clastics displaying fast facies changes towards shale and light gray tuffites.

Altiplano Occidental Sur

South Western Altiplano

En el Altiplano Occidental (Faja Volcánica), al igual que en el sector oriental, la secuencia empieza con los conglomerados de la Formación San Vicente descritos anteriormente, los que están sobrepuestos por las formaciones Suri Pujio y Esmoruco.

Just like in the eastern sector in the western Altiplano (Volcanic Belt), the sequence starts with the conglomerates of the San Vicente Formation described above, which are overlain by the Suri Pujio and Esmoruco formations.

En el área del Volcán de Ollagüe / San Agustín, Soniquera y la Serranía de las Minas, la Formación Suri Pujio (Baldellón, 1995) consiste de flujos de detritos, brechas volcánicas y lavas andesíticas, acompañadas por conglomerados y areniscas fluviales (Almendras et al., 1997). Esta unidad tiene un espesor variable que alcanza los 2700 m (García & Baldellón, 1997). Lavas intercaladas fueron datadas en 21,93 ± 0,16 Ma (Fornari et al., 1997). La Formación Suri Pujio está atravesada por diferentes cuerpos volcánicos.

In the area if Ollagüe Volcano/San Agustín, Soniquera and the Minas Range, the Suri Pujio Formation (Baldellón, 1995) consists of detrital flows, volcanic breccias, and andesitic lavas, together with fluvial conglomerates and sandstones (Almendras et al., 1997). This unit has a variable thickness reaching 2700 m (García & Baldellón, 1997). The interlayered lavas were dated at 21.93 ± 0.16 Ma (Fornari et al., 1997). Different volcanic bodies cross through the Suri Pujio Formation.

Más al este, en las áreas de San Pablo de Lípez y Picalto, y a lo largo del Río San Antonio, la Formación San Vicente está sobrepuesta por la Formación Esmoruco (Choque & Mamani, 1997), que corresponde a sedimentos de cuencas restringidas en facies fluviolacustres. Esta unidad está constituida por aglomerados volcánicos provenientes de las lavas Rondal, así como por arcilitas yesíferas y areniscas intercaladas con conglomerados polimícticos. Hacia el tope, la secuencia fluvio-lacustre está intercalada por aglomerados con líticos volcánicos (García & Baldellón, 1997)

Further east, in the San Pablo de Lípez and Picalto areas and along the San Antonio River, the San Vicente Formation is overlain by the Esmoruco Formation (Choque & Mamani, 1997), which pertains to restricted basin sediments in fluviolacustrine facies. This unit is made up by volcanic agglomerates resulting from the Rondal lavas, as well as gypseous claystones and sandstones interbedded with polymictic conglomerates. Towards the top, the fluviolacustrine sequence is interbedded by agglomerates with volcanic lithics (García & Baldellón, 1997).

Lavas andesítico-basálticas depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco, fechadas en 22,9 ± 0,9 Ma (Kussmaul et al., 1975), correspondientes al denominado Evento Rondal (Meave, en Fernandez et al., 1972) sobreyacen a las formaciones San Vicente y Esmoruco.

Andesitic–basaltic lavas deposited in a intra-arc and backarc basin, and dated at 22.9 ± 0.9 Ma (Kussmaul et al., 1975), pertaining to the so-called Rondal Event (Meave, in Fernandez et al., 1972), overlie the San Vicente and Esmoruco formations.

En el sector del Volcán de Ollagüe, los conglomerados de la Formación Suri Pujio pasan gradualmente a la Formación Julaca

In the Ollagüe Volcano sector, the conglomerates of the Suri Pujio Formation gradually cross over to the Julaca Formation (Velasco

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA (Velasco & Barrientos, 1967) que corresponde a conglomerados y areniscas conglomerádicas, lavas, andesitas y basaltos de ca 22 Ma. Esta unidad es considerada por García & Baldellón (1997) como un cambio facial de la Formación Suri Pujio.

& Barrientos, 1967), which pertains to conglomerates and conglomerate sandstones, lavas, andesites, and basalts of c. 22 Ma. García & Baldellón (1997) consider this unit as a facies change of the Suri Pujio Formation.

Hacia el area de Soniquera y San Pablo de Lípez, sobreyacen a los conglomerados de la Formación Suri Pujio, los depósitos fluviolacustres de la Formación Rodríguez (Choque & Mamani, 1997), que representan limolitas, areniscas, arcilitas y conglomerados finos, intercalados con areniscas tobáceas y tobas dacíticas del Mioceno inferior [20,7 ± 0,6 Ma (Choque & Mamani, 1997)].

Towards the Soniquera and San Pablo de Lípez area, the fluviolacustrine deposits of the Rodríguez Formation (Choque & Mamani, 1997) overlie the conglomerates of the Suri Pujio Formation. These deposits represent silt, sandstones, claystones and fine conglomerates, interbedded with tuffaceous sandstones and dacitic tuffs of the Lower Miocene [20.7 ± 0.6 Ma (Choque & Mamani, 1997)].

Al oeste, en el área del Volcán de Ollagüe, sobre las rocas de la Formación Julaca, y separada por las lavas Marquiri (18 Ma), se acumularon depósitos fluviales de ríos entrelazados representados por los conglomerados y areniscas de la Formación Tomaquesa (Almendras et al., 1997). Un nivel basal de toba proporcionó una edad de 16,7 ± 1,0 Ma (García-Duarte, inédito)

West, in the area of the Ollagüe Volcano, over the rocks of the Julaca Formation and separated by the Marquiri lavas (18 Ma), accumulated braided river fluvial deposits, represented by the conglomerates and sandstones of the Tomaquesa Formation (Almendras et al., 1997). A tuff basal level gave an age of 16.7 ± 1.0 Ma (García-Duarte, unpublished).

La Formación Rodríguez está sobrepuesta, especialmente en el area de Soniquera, por los microconglomerados, areniscas y tobas (12,4 ± 0,4 Ma) de la Formación Cruz Vinto (Pacheco & Ramírez, 1997). Esta unidad de aproximadamente 200 m de espesor es parcialmente equivalente a la parte superior de la Formación Tomaquesa. Estas rocas fueron peneplanizadas durante el Mioceno inferior y medio. La secuencia está sobrepuesta por las lavas andesíticas Crusiña.

Particularly in the Soniquera area, the Rodríguez Formation is overlain by microconglomerates, sandstones and tuffs (12.4 ± 0.4 Ma) of the Cruz Vinto Formation (Pacheco & Ramírez, 1997). This approximately 200 m thick unit is partially equivalent to the top of the Tomaquesa Formation. These rocks were peneplanated during the Lower to Middle Miocene. The sequence is overlain by the Crusiña andesitic lavas.

A partir del Mioceno medio se inicia una gran actividad volcánica en la región, con la presencia de importantes cuerpos de lavas y tobas, relacionadas a las formaciones Churaña y Calcha, y en el Mioceno superior, a las formaciones Chupu Wayco y Azul Khuchu.

Starting in the Middle Miocene, great volcanic activity begins in the region, with the presence of important lava and tuff bodies, related to the Churaña and Calcha formations, and during the Upper Miocene, to the Chupu Wayco and Azul Khuchu formations.

Tanto sobre rocas ordovícicas como sobre la Formación Rodríguez se disponen en discordancia las secuencias fluviales de la Formación Churaña (Choque & Mamani, 1997) contituida por conglomerados, areniscas tobáceas, estrato y granocrecientes, intercalados por niveles de aglomerados de pómez y flujos de pómez dacíticos (García & Baldellón, 1997). De una toba basal se obtuvo la edad de 13,9 ± 0,5 Ma (Choque & Mamani, 1997).

Both over Ordovician rocks and over the Rodríguez Formation, the fluvial sequences of the Churaña Formation (Choque & Mamani, 1997) are laid out in unconformity. These sequences are made up by conglomerates, downward fining and upward coarsening tuffaceous sandstones, interbedded with pumice agglomerate and dacitic pumice flow levels (García & Baldellón, 1997). A basal tuff gave an age of 13.9 ± 0.5 Ma (Choque & Mamani, 1997).

Más al oeste, sobre rocas de la Formación Tomaquesa, se desarrollan los sedimentos fluvio-lacustres de la Formación Calcha (Almendras et al., 1997), equivalente lateral de las formaciones Churaña y Luntapa. Estas secuencias están formadas por arcillas, conglomerados y tobas dacíticas, que proporcionaron edades de 11,7 ± 0,6 y 9,2 ± 0,5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón, 1997), y 12,3 ± 0,6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).

Furhter west, over the rocks of the Tomaquesa Formation, fluviolacustrine sediments of the Calcha Formation (Almendras et al., 1997). This formation is an equivalent lateral of the Churaña and Luntapa formations. The sequences are made up by clays, conglomerates, and dacitic tuffs that gave ages of 11.7 ± 0.6 and 9.2 ± 0.5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón, 1997), and 12.3 ± 0.6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).

Discordante sobre las anteriores unidades, durante el Mioceno superior se depositaron facies fluvio-lacustres relacionadas a centros de calderas (como Pastos Grandes, Guacha, y otros). Estas facies volcano-sedimentarias corresponden a las formaciones Azul Khuchu (Pacheco & Ramírez, 1997) de ca 6 Ma, y Chupu Waykho (Almendras et al., 1997) datada en 6,9 ± 0,4 Ma.

In unconformity over the previous units, during the Upper Miocene, fluviolacustrine facies related to the caldera centers developed (such as Pastos Grandes, Gaucha and others). The volcanic sedimentary facies belong to the Azul Khuchu Formation (Pacheco & Ramírez, 1997) of c. 6 Ma, and Chupu Waykho Formation (Almendras et al., 1997) dated at 6.9 ± 0.4 Ma.

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Entre los cuerpos volcánicos destacan en el área de San Pedro de Lípez - Soniquera, las tobas Torrelaire, Champini Loma y Khucho Mayu, así como las lavas Morokho, Tronchada Lagunillas, además de las tobas y lavas Lozada. En el área de Quetena se desarrollan depósitos de tobas, lavas, andesitas, dacitas, y otros cuerpos, en los centros volcánicos de Aguadita y Kastor, así como en la Caldera Capina (Pacheco et al., 1966). A estos grandes eventos volcánicos se deben agregar otros cuerpos y grandes centros volcánicos definidos por geólogos del Servicio Geológico y Minero, cuya inclusión en estas páginas ocuparía mucho espacio. La descripción y nomenclatura de los mismos puede ser consultada en las descripciones de los mapas de Sergeomin.

Among the volcanic bodies, standing out in this area of San Pedro de Lípez – Soniquera are the Torrelaire, Champini, and Tronchada Lagunillas tuffs, as well as the Lozada tuffs and lavas. In the Quetena area, tuff, lava, andesite, and dacite deposits and other bodies develop in the Aguadita and Kastor volcanic centers, as well as in the Capina Caldera (Pacheco et al., 1966). On top of these large volcanic events, there are other bodies and large volcanic centers defined by the Bolivian Geological and Mining Survey (Sergeomin), whose inclusion in these pages would take up much space. The description and nomenclature of the aforementioned cand be found in the descriptions of the Sergeomin maps.

Síntesis estructural

Structural Synthesis

Según Martínez (1997 com. pers.) el Altiplano está conformado por el Macizo noraltiplánico y por tres tipos de cuencas cenozoicas desarrolladas sobre un sustrato paleo y mesozoico. Adyacente con el macizo noraltiplánico, estas cuencas conforman un mosaico de grandes bloques distintos, separados por accidentes mayores: NWSE, NE-SW, WNW-ESE y ENE-WSW.

According to Martínez (1997, personal communication), the Altiplano is made up by the North Altiplano Massif, and three types of Cenozoic basins which developed over the Paleozoic and Mesozoic bedrock. Adjacent to the North Altiplano Massif, these basins make up a mosaic of large distinct blocks, separated by larger accidents: NW-SE, NE-SW, WNW-ESE and ENE-WSW.

Las cuencas del norte y del centro del Altiplano están relacionadas con un sobreescurrimiento progresivo hacia el este del Macizo precámbrico noraltiplánico (mediante la zona de falla de San Andrés, con vergencia hacia el este).

The basins in the northern and central Altiplano are related to a progressive overthrust towards the east of the North Altiplano Precambrian Massif (through the San Andrés Fault zone, with east vergence).

- La cuenca noraltiplánica está situada entre la zona de falla de San Andrés y la zona de subducción continental transcurrente de tipo inverso sinestral, ubicada en la vertical de la zona de fallas de la Cordillera Real. La geometría de la cuenca noraltiplánica es algo simétrica, presentando fallas inversas y/o sobreescurrimiento de vergencias opuestas (hacia el este: falla de San Andrés y fallas relacionadas; hacia el oeste: falla de Corocoro). El proceso progresivo de acercamiento de ambos bordes de la cuenca está marcado en las muchas discordancias sucesivas. Provoca el hundimiento del centro de la cuenca y el levantamiento de los bordes con resedimentación progresiva de los productos de erosión: del Cenozoico inferior y, luego, una vez despejados, del Mesozoico, del Paleozoico y del Precambrico.

- The North Altiplano basin is located between the San Andrés Fault zone and the reverse sinistral-type transcurrent continental subduction zone, located in turn on the vertical of the Eastern Cordillera’s fault zone. The geometry of the North Altiplano basin is somewhat simmetrical, displaying reverse faults and/or opposite vergence overthrust (to the east: the San Andrés Fault and the related faults; to the west: the Corocoro Fault): The progressive approaching process of both of the basin’s borders is reflected in the successive unconformities. It causes the sinking of the center of the basin and the uplifting of the borders with a progressive resedimentation of the scouring products: first, those of the Cenozoic, and later, once the former were cleared, those of the Mesozoic, Paleozoic and Precambrian.

- La cuenca centro-altiplánica (o de Sevaruyo) es disimétrica. El bloque del Macizo noraltiplánico se superpone al bloque oriental de Paleozoico / Precámbrico (borde occidental de la Cordillera Oriental) provocando su inclinación. Así, la cobertura del Cretácico superior post-Aroifilla de este bloque oriental desliza hacia el oeste. El deslizamiento es Paleoceno-Eoceno. Luego, se superponen, como en el norte, las deformaciones sucesivas del proceso general de acortamiento oligo-mioceno.

- The Center Altiplano basin (or Sevaruyo basin) is dissimmetrical. The North Altiplano Massif block is laid over the eastern block of the Paleozoic/Precambrian (western border of the Eastern Cordillera), causing its slope. Thus, this eastern block’s Upper Cretaceous Post-Aroifilla cover slips to the west. It is a PaleoceneEocene slip. Then, both successive deformations of the general Oligo-Miocene shortening process superimpose, just like in the north.

- Las cuencas suraltiplánicas corresponden a una sucesión esteoeste de cuencas sobre bloques imbricados (Lípez, al este; Julaca, al oeste). Las zonas positivas (horsts paleozoicos) que las separan, son progresivamente erosionadas y sus productos resedimentados. Pero, a veces, estas zonas positivas son fosilizadas (región de Pululus). Las discordancias sucesivas indican, al igual como en el norte, la continuidad del acortamiento.

- The South Altiplano basins relate to a east-west basin succession over imbricate blocks (Lípez to the east; Julaca to the west). The positive zones (Paleozoic horsts) separating them are progressively eroded, and the products re-sediment. Sometimes, however, these positive zones are fossilized (Pululus region). The successive unconformities indicate, just like in the north, the continuity of the shortening.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA El proceso global corresponde a un acercamiento progresivo del Escudo brasileño y del Macizo noraltiplánico. Por lo tanto, la compresión en las cuencas es, más o menos, continua, produciéndose desde el Paleoceno - Eoceno (probablemente ya desde el Cretácico). En el norte, el acercamiento es oblicuo a la dirección de los Andes, esto implica una fuerte componente senestral-inversa en la Cordillera Oriental (Real) y norte del Altiplano.

The global process refers to a progressive approach of the Brazilian Shield and the North Altiplano Massif. Therefore, the compression at the basins is more or less continuous, occuring since the Paleocene – Eocene (probably as early as during the Cretaceous). Up north, this approach is diagonal to the Andes’ strike; this implies a strong reverse sinistral component in the Eastern Cordillera (Real) and in the north of the Altiplano.

Hacia el sur, la dirección de acortamiento es casi perpendicular a la dirección de las estructuras. Predominan las fallas inversas y los bloques imbricados. En la zona de subducción continental del Escudo brasileño, que pasa por las inmediaciones de Sucre, forma un sobreescurrimiento hacia el este, de escala cortical, el cual puede compararse al sobreescurrimiento del Macizo noraltiplánico. Las fallas transversales, ubicadas entre los grandes bloques guían la deformación (falla Sevaruyo-Incapuquio: FSI, por ejemplo). (Cl. Martínez, comunicación personal)

To the south, the shortening trend is almost perpendicular to the structures’ trend. Inverted faults and imbricate blocks prevail. In the Brazilian Shield’s continental subduction zone –which passes by the surroundings of Sucre-, it forms a cortical-scale overthrust towards the east, which can be compared to the overthrust of the North Altiplano Massif. The crosscutting faults, located between the large blocks, guide the deformation (Sevaruyo-Incapuquio Fault, FSI, for instance). (Cl. Martínez, personal communication)

Según Araníbar et al. (1995), no es posible mapear en detalle el basamento, por la resolución de la sísmica adquirida. Anticlinales con roll overs en rocas cretácicas y terciarias, son muy frecuentes, como en las estructuras de Vilque, Salinas de Garci Mendoza, San Andrés, etc. Anticlinales invertidos en el Oligoceno superior, constituyen trampas estructurales, que según el dominio estructural en que se encuentran (Araníbar & Martínez, 1990), pueden constituir trampas de gran interés petrolífero con presencia de roca madre, reservorios, sellos regionales y locales. Es frecuente también otro tipo de trampas más complejas, como anticlinales por transpresión sobre sistemas de fallamiento antiguo, que fueron afectados por inversión y diapirismo (ej. Domo Wara Sara, en el Altiplano Norte).

According to Araníbar et al., (1995) it is impossible to map the basement in detail due to the acquired seismic resolution. Anticlines with roll overs in Cretaceous and Tertiary rocks are very frequent, such as the Vilque, Garci Mendoza’s Salinas, and San Andrés structures and others. Inverted anticlines in the Upper Oligocene constitute structural traps, which, according to their structural realm (Araníbar & Martínez, 1990), can constitute oil bearing traps of great interest, with the presence of parent rock, reservoirs, regional and local seals. Other type of complex traps are also common, such as anticlines by old faulting systems transpressure, which were affected by inversion and diapirism (for instance: the Wara Sara Dome in the North Altiplano).

Según Araníbar y Martínez (doc. inédito), el Altiplano de Bolivia puede ser dividido en los dominios tectónicos norte, centro y sur, cada uno con su estilo tectónico y evolución estratigráfica distintiva. Al oeste de la falla Coniri, el sector de Corocoro está caracterizada por una secuencia espesa de depósitos continentales del Terciario y estructuras compresivas con vergencia oeste que involucran al basamento cristalino.

According to Araníbar & Martínez (unpublished document), the Bolivian Altiplano can be divided in the northern, central and southern tectonic realms, each with its own tectonic style and distinctive stratigraphis evolution. West of the Coniri Fault, the Corocoro sector is characterized by a thick sequence of Tertiary continental deposits and compressive structures involving the crystalline basement and with west vergence.

El trazo NNW de la falla Tambillo subdivide el dominio del Altiplano central en las áreas de Coipasa y Sevaruyo. Al oeste, el área de Coipasa fue afectada por la falla de rumbo sinistral WNW del basamento, pero falta el espeso desarrollo de los clásticos terciarios. Hacia el este, el área de Sevaruyo está caracterizada por una espesa secuencia cretácica afectada por un sobrecorrimiento de escamas delgadas de dirección este y oeste.

The NNW stroke of the Tambillo Fault subdivides the central Altiplano realm in the Coipasa and Sevaruyo areas. To the west, the Coipasa area was affected by the basement’s WNW sinistral trend fault; however, the thick development of Tertiary clastics is lacking. To the east, the Sevaruyo area features a thick Cretaceous sequence, affected by the overthrust of thin east and west trend plumes.

El dominio del Altiplano sur está caracterizado por un gran cambio en el trazo estructural desde el noroeste al nordeste. Dos sectores se separan por la falla Uyuni-Keniani de rumbo NE. Al oeste, el sector del Salar de Uyuni muestra estructuras transpresionales dextrales, que incluyen estructuras en flor positivas y escalonamientos. El sector de los Lípez, al este, está dominado por un sobrecorrimiento de escamas delgadas pero, en contraste con el área de Sevaruyo, contiene una sección cretácica con menos de 200 m de espesor.

The southern Altiplano realm features a major change in the structural stroke from the northwest to the northeast. Two sectors are separated by the NE trend Uyuni-Keniani Fault. To the west, the Uyuni Salina sector displays dextral transpressure structures, including positive flower and echelon structures. To the east, the Lípez sector is dominated by a overthrust of thin plumes; however, in contrast to the Sevaruyo area, this sector contains a Cretaceous section less than 200 m thick.

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Capítulo 3

CORDILLERA ORIENTAL EASTERN CORDILLERA

Introducción

Introduction

La Cordillera Oriental de Bolivia es una unidad geográfica, geomorfológica y geológica bien definida. Se inicia en el noroeste, como prolongación de la misma cadena en el Perú y continúa hacia el sur, ingresando en territorio argentino. Está limitada al oeste por las fallas Coniri y San Vicente, que la separan del Altiplano, y al este por el Cabalgamiento Frontal Principal como límite con las Sierras Subandinas. Es la cordillera con las mayores elevaciones del territorio boliviano, las que alcanzan altitudes cercanas a los 6.500 metros sobre el nivel del mar, presentando sectores con nieves eternas y desarrollo de glaciares (Apolobamba, Cordillera Real, , Quimsa Cruz, Karikari, y otras).

The Bolivian Eastern Cordillera is a well defined geographic, geomorphological and geological unit. It starts northeast as an extension of the same chain as in Peru, and continues southwards, entering into Argentine territory. It is limited to the west by the Coniri and San Vicente faults, which separate it from the Altiplano, and to the east by the Main Front Thrust as the limit with the Subandean Ranges. This cordillera has the highest elevations in the Bolivian territory, reaching altitudes close to 6,500 meters above marine level, with the presence of sectors of eternal snows and glaciar development (Apolobamba, Cordillera Real, Quimsa Cruz, Karikari and others).

Tectónicamente la Cordillera Oriental puede dividirse en dos sectores, separados por un lineamiento profundo formado por la Zona de Fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia el este de la ciudad de Sucre, y luego con rumbo meridiano por la Falla Tocloca hasta la frontera con la Argentina. Este lineamiento posiblemente corresponde a una antigua paleo-sutura, reactivada continuamente (Martínez, com. pers.). El sector occidental a este lineamiento corresponde a la “Faja Plegada y Corrida de Huarina” (Sempere et al., 1988).

Tectonically, the Eastern Cordillera can be divided into two sectors, separated by a deep lineament formed by the Cordillera Real Fault Zone and its extension towards the east of the city of Sucre, and later, with meridian trend by the Tocloca Fault up to the Argentine border. This lineament possibly pertains to an old paleosuture, continuously jostled (Martínez, personal comm.). The sector west from this lineament pertains to the “Huarina FoldThrust Belt” (Sempere et al., 1988).

Geológicamente, la Cordillera Oriental presenta la secuencia estratigráfica más completa del país, con afloramientos de rocas proterozoicas a recientes y con secuencias marinas a continentales. Las facies son también variadas, mayormente clásticas, pero con desarrollo de plataformas carbonáticas en el Carbonífero superior y el Pérmico; volcánicas y volcano-clásticas en diferentes sistemas, pero preferentemente en el Cenozoico. Durante la mayor parte del Paleozoico inferior constituyó una cuenca intracratónica, somera a profunda, con algunas fases compresivas y distensivas separando los principales ciclos tecto-sedimentarios, para luego conformar cuencas continentales de antepaís y trasarco, con importantes fases compresivas con un intenso magmatismo asociado.

Geologically, the Eastern Cordillera holds the country’s most complete stratigraphic sequence, with Proterozoic to Recent rock outcrops and marine to continental sequences. The facies are also varied, mostly clastic, but with the development of carbonates shelves in the Upper Carbonifeours and Permian; and volcanic and volcanoclastic in different systems, but preferably in the Cenozoic. During most of the Lower Paleozoic, it constituted an intracratonic basin, from shallow to deep, with some compressive and distensive phases separating the main tectonic sedimentary cycles. It goes on later to make up foreland and backarc continental basins, with important compressive phases with intense associated magmatism.

Rocas del Ciclo Brasiliano afloran solo en la región del Chapare (Grupo Limbo) al NE de la ciudad de Cochabamba, y en el área de Tarija, como prolongación de las facies brasilianas del noreste argentino.

Rocks from the Brazilian Cycle outcrop only in the Chapare region (Limbo Group), NE from the city of Cochabamba, and in the Tarija area, as an extension of the Brazilian facies of northeastern Argentina.

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Los sedimentos del Ciclo Tacsariano cubren la mayor extensión areal aflorante de la Cordillera Oriental, ocupando una posición longitudinal central, a modo de un gigante anticlinorio, en cuyos flancos o bordes occidental y oriental, se encuentran sedimentos de las cuencas de los ciclos Cordillerano y Subandino.

The Tacsarian Cycle sediments cover most of the outcropping area extension of the Eastern Cordillera, occupying a central longitudinal position as a giant anticlinorium, displaying sediments of the Cordilleran and Subandean Cycle basins on its east and west flanks or borders.

La cuenca del Ciclo Cordillerano subdividida en dos grandes sectores por el lineamiento de la Cordillera Real–Tocloca, se caracteriza por el registro de una importante fauna fósil cosmopolita, así como por una asociación endémica de los reinos Malvinocáfrico y Gondwánico, presente en una secuencia que sobrepasa los 6 km de espesor total acumulado (González et al., 1996).

Subdivided in two large sectors by the Cordillera Real–Tocloca lineament, the Cordilleran Cycle basin features the presence of important cosmopolitan fossil fauna, as well as the endemic association of the Malvinokaffric and Gondwanian realms, present in a sequence that exceeds a total accumulated thickness of 6 km (González et al., 1996).

Los afloramientos del Ciclo Subandino ocupan una menor extensión areal en la Cordillera Oriental. El mayor desarrollo está localizado al oeste de la Cordillera Real, en los alrededores del Lago Titicaca (regiones de Escoma-Cojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca y otras). Fuera de esta comarca están restringidos al núcleo de algunos sinclinales como los del lineamiento del Paleozoico superior de Morochata-Apillapampa, Zudañez y otros menores en Chuquisaca y Tarija. La mayor parte de las secuencias corresponden a sedimentos carbonáticos de la Formación Copacabana.

The Subandean Cycle outcrops take up a smaller area extension in the Eastern Cordillera. The largest development is located west of the Cordillera Real, in the Titicaca Lake surroundings (the EscomaCojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca regions and others). Outside this territory, they are restricted to some syncline cores, such as those of the Upper Paleozoic lineament of Morochata-Apillapampa-Zudañez, and other smaller ones in Chuquisaca and Tarija. Most of these sequences correspond to carbonatic sediments of the Copacabana Formation.

Durante el Ciclo Andino, sobre el sustrato paleozoico previo se formaron alargadas y estrechas cuencas distensivas. La sedimentación varía desde marina hasta continental, se desarrolla una intensa actividad volcánica, y se formaron cuencas longitudinales meso-cenozoicas de trasarco y antepaís. A partir de los 26 Ma, principalmente por efecto de la acción de la Placa de Nazca, se inicia el acortamiento, plegamiento y corrimiento de la secuencia fanerozoica, así como la consecuente formación de cuencas interiores donde se produce la mayor actividad volcánica en los Andes.

During the Andean Cycle, over the previous Paleozoic bedrock, elongated and narrow distensive basins were formed. The sedimentation varies from marine to continental. Intense volcanic activity took place, and Meso-Cenozoic longitudinal backarc and foreland basins were formed. Starting at 26 Ma, the shortening, folding and thrusting of the Phanerozoic sequence gets started, mainly due to the effect of the Nazca Plate action, as well as the ensuing formation of internal basins where the largest volcanic activity in the Andes occurs.

Estratigrafía

Stratigraphy

El desarrollo de este tema seguirá un ordenamiento cronológico, desarrollando las secuencias estratigráficas a lo largo de los distintos ciclos tectosedimentarios. Dentro de cada uno de los ciclos se describirán las rocas de acuerdo a diferentes agrupamientos, teniendo en cuenta sobre todo las características de su distribución areal, diferenciando la cordillera en sectores longitudinales (W-E), especialmente por el lineamiento de la Cordillera Real y su prolongación sur, así como latitudinales (norte, centro y sur).

The discussion of this topic will follow a chronological order, elaborating on the stratigraphic sequences along the different tectonic sedimentary cycles. Within each of the cycles, the rocks will be described according to the different clusters, and above all taking into account the characteristic of their areal distribution. The range will be differentiated by longitudinal sectors (W-E), particularly by the Cordillera Real lineament and its southern extension, as well as by latitudinal sectors (north, center, and south).

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

En el extremo sur de la Cordillera Oriental de Bolivia, se presentan afloramientos de rocas pertenecientes al Ciclo Brasiliano, como prolongación del hundimiento norte de los grandes afloramientos de estas rocas en territorio argentino. Las rocas más antiguas aflorantes en el área fueron denominadas Formación San Cristóbal (López-Murillo, 1978). La posición geográfica y estratigráfica de esta unidad está definida en las hojas correspondientes a la Carta Geológica de Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991) donde se advierte que la unidad aflora desde el Río Caldera al norte, y se prolonga en territorio

In the southern end of the Bolivian Eastern Cordillera, there are outcrops belonging to the Brazilian Cycle, as an extension of the north sagging of large outcrops of these rocks in Argentine territory. The oldest outcropping rocks in the area were called San Cristóbal Formation (López-Murillo, 1978). This unit’s geographic and stratigraphic position is defined in the sheets corresponding to the Geological Chart of Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991), which point out that this unit outcrops from the Caldera River up north, and extends into Argentine territory under the name of Puncoviscana

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA argentino con el nombre de Formación Puncoviscana. Estas rocas corresponden a un depósito marino de plataforma somera, de margen pasivo, con influencia costera. Según Araníbar (1979) constituyen un complejo de aproximadamente 800 m de espesor, de esquistos cuarcíticos y cuarcitas de muy bajo grado de metamorfismo; presentan coloración variada, entre gris verdosa a rojiza. Se encuentran discordantes por debajo de las areniscas de la Formación Camacho, atribuidas al Cámbrico superior. En la Argentina, las rocas equivalentes a la Formación San Cristóbal son consideradas de edad cámbrica inferior. No son fosilíferas; la edad de esta unidad está definida como anterior a la del plutón Cañaní (Turner, 1964) del Cámbrico medio (519-534 Ma, Bachmann et al., 1987). Estos granitoides son conocidos en Bolivia como Granodiorita Condado.

Formation. These rocks pertain to a shallow shelf sea deposit, with passive margin and coastal influence. According to Araníbar (1979), they constitute an approximately 800 m thick complex of quartzitic schists and quartzites of very low grade metamorphism; they display a variety of colors, between greenish gray and reddish. They are unconformingly underneath the sandstones of the Camacho Formation, attributed to the Upper Cambrian. In Argentina, the rocks equivalent to the San Cristóbal Formation are considered to be of Lower Cambrian age. They are not fossiliferous; this unit’s age is defined as prior to that of the Cañaní pluton (Turner, 1964) of the Middle Cambrian (519-534 Ma, Bachmann et al., 1987). These granitoids are known in Bolivia as the Condado Granodiorite.

En la región del Chapare cochabambino, en la parte central de la Cordillera Oriental, existe otro afloramiento de rocas de muy bajo grado de metamorfismo y de naturaleza semejante a las del sur. Esta unidad fue denomina Formación Putintiri (Brockmann et al. , 1972), corresponde a la secuencia inferior del Grupo Limbo (Fig. 3.2). Los mejores afloramientos de esta unidad pueden observarse en la carretera entre Cochabamba y Villa Tunari, comprenden una asociación de diferentes litologías, desde areniscas basales a rocas evaporíticas, cuerpos dolomíticos, fangolitas y paquetes calcáreos. La Formación Putintiri fue depositada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera y deltaica, en cuenca de margen pasivo. Esta unidad no es fosilífera y es atribuida al Cámbrico inferior por su posición estratigráfica y por correlación litológica con las formaciones San Cristóbal y Puncoviscana del sur, y la Formación Murciélago del Cratón de Guaporé al este.

In the region of Cochabamba’s Chapare, in the central part of the Eastern Cordillera, there is another outcrop of rocks of very low metamorphic grade and similar in nature to those in the south. This unit was called Putintiri Formation (Brockmann et al., 1972), and pertains to the lower sequence of the Limbo Group (Fig. 3.2). This unit’s best outcrops can be seen on the highway between Cochabamba and Villa Tunari, and they comprise an association of different lithologies, ranging between basal sandstones to evaporitic rocks, dolomitic bodies, mudstones, and calcareous packages. The Putintiri Formation was deposited in a shallow shelf marine environment, with coastal and deltaic influence, in a passive margin basin. This unit is not fossiliferous, and is attributed to the Lower Cambrian due to its stratigraphic position and by lithological correlation to the the San Cristóbal and Puncoviscana formations of the south, and the Murciélago Formation of the Guaporé Craton, to the east.

Por encima de las rocas evaporítico-calcáreas se desarrolla la Formación Avispas (Brockmann et al., 1972). Esta unidad está compuesta en la base por fangolitas litificadas de color verde, que hacia los términos superiores se intercalan progresivamente con una potente secuencia diamictitico-conglomerádica, compuesta por una variedad de clastos, de hasta 90 cm de diámetro, provenientes de las rocas subyacentes y principalmente de un cercano basamento metamórfico (neiss, migmatita, granito..). Por sectores estos bloques se presentan como clastos aislados (dropstones) caídos en las diamictitas, provenientes glaciales marginales de tipo alpino. Culmina la secuencia con niveles lenticulares de fangolitas y cuarcitas. La edad del Grupo Limbo no esta claramente definida.

The Avispas Formation (Brockmann et al., 1972) develops above evaporitic-calcareous rocks. This unit is composed in the base of green lithified mudstones, that progresively interbedding through the upper terms, with a thick diamictitic-conglomerate sequence, consisting of several kinds of boulders, reaching 3 feet in diameter, that belong to previous rocks and mainly from a near metamorphic basement (gneiss, migmatite, granite..). In some sectors, these blocks are shown as dropstones fallen over diamictites, that came from marginal glaciers of alpine type. The sequence ends with lenticular levels of mudstones and quarzites. The age of the Limbo Group is not precisely established yet.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

Sedimentos atribuidos al Cámbrico superior y al Ordovícico inferior están muy bien desarrollados en la Cordillera Oriental Sur, desde la frontera con la Argentina hasta la latitud de Culpina, en el Departamento de Chuquisaca. En la región central, área del Chapare (Cochabamba), la unidad superior del Grupo Limbo (Formación Avispas), es atribuida al Cámbrico superior (y Ordovícico inferior ?) por su litología y posición estratigráfica.

The sediments attributed to the Upper Cambrian and Lower Ordovician are well developed in the South Eastern Cordillera, from the Argentine border to the Culpina latitude, in the Department of Chuquisaca. In the central region, the Chapare area (Cochabamba), the upper unit of the Limbo Group (Avispas Formation) is attributed to the Upper Cambrian (and Lower Ordovician?) due to its lithology and stratigraphic position.

En los sectores central y norte de la Cordillera Oriental, el Ciclo Tacasariano está representado por rocas del Ordovícico medio y superior.

In the central and northern sectors of the Eastern Cordillera, the Tacsarian Cycle is represented by Middle and Upper Ordovician rocks.

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Cordillera Oriental Sur

Western Cordillera South

La mayor parte de los afloramientos del sector sur de la Cordillera Oriental corresponden a rocas del ciclo Tacsariano. Erdtmann et al. (1995) subdividieron esta región en tres segmentos que, de oeste a este, denominaron Atocha, Mochará y Yunchará. Según estos autores el "Segmento Atocha" se caracteriza por presentar una secuencia caradociana, el "Segmento Mochará", separado del anterior por la falla de Tocloca, está constituido por afloramientos del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano inferior), finalmente el "Segmento Yunchará", separado del anterior por la falla Camargo-Tojo, se caracteriza por presentar afloramientos también del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano medio). Como complemento a esta subdivisión se acota que, a diferencia con los otros sectores, en el segmento Yunchará se presentan afloramientos del Ciclo Brasiliano y del Cámbrico superior.

Most of the outcrops of the Eastern Cordillera’s southern sector pertain to rocks of the Tacsarian Cycle. Erdtmann et al. (1995) subdivided this region in three segments which, from west to east, they called Atocha, Mochará and Yunchará. According to these authors, the “Atocha Segment” features a Caradocian sequence; the “Mochará Segment,” separated from the former by the Tocloca Fault, is made up by Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Lower Arenigian); and finally, the “Yunchará Segment,” separated from the preceding one by the Camargo-Tojo Fault, also features Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Middle Arenigian). Complementing this subdivision, it must be mentioned that contrary to the other sectors, there are Brazilian Cycle and Upper Cambrian outcrops in the Yunchará segment.

En el extremo sur del país, en el sector perteneciente al segmento Yunchará, aflora una espesa secuencia arenosa del Cámbrico superior, de más de 1200 metros de espesor, desarrollada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera, y depositada en una cuenca intracratónica.

In the southern end of the country, a thick arenaceous sequence of the Upper Cambrian outcrops in sector belonging to the Yunchará segment. It has a thickness of over 1,200 m. It developed in a shallow shelf marine environment, with coastal influence, and was deposited in a intracratonic basin.

En Bolivia y Argentina se diferenciaron tres unidades litológicas. En Bolivia, en las nacientes del Río Camacho, y en el perfil de Rosario-Rejará, regiones situadas al oeste de Padcaya, fueron diferenciadas, de base a tope, las formaciones Camacho, Torohuayco y Sama. En la Argentina fueron agrupadas bajo el nombre de Grupo Mesón.

In Bolivia and Argentina, three lithological units were distinguished. In Bolivia, in the headwaters of the Camacho River and at the Rosario-Rejará profile, regions located to the west of Padcaya, from base to top, the Camacho, Torohuayco and Sama formations were distinguished. In Argentina they were grouped under the name of Mesón Group.

La unidad basal, la Formación Camacho (López-Murillo, 1978), sobreyace discordantemente a las rocas de la Formación San Cristobal. Esta unidad está constituida por una secuencia continental integrada principalmente por un conglomerado basal polimíctico, areniscas arcósicas conglomerádicas y areniscas cuarcíticas.

The basal unit, the Camacho Formation (López-Murillo, 1978), lies in unconformity over the rocks of the San Cristóbal Formation. This unit is constituted by a continental sequence made up mainly by a polymictic basal conglomerate, conglomeradic arkosic sandstones, and quartzitic sandstones.

Por encima continúan de forma concordante las areniscas y lutitas bioturbadas de la Formación Torohuayco (Rivas et al., 1969). Formada por areniscas cuarcíticas de tonos rosados y morados. En la unidad equivalente del norte argentino se encontraron huellas de vermes; por intemperismo producen decoloraciones que dan un aspecto particular a esta unidad.

In conformity, the sandstones and bioturbated shale of the Torohuayco Formation (Rivas et al., 1969) go on. This formation is made up by quartzitic sandstones of pink and purple hues. In the unit equivalent to northern Argentina, wormprints were found. Decoloration occurs from weathering, giving this unit a peculiar appearance.

Culmina la secuencia con las areniscas cuarcíticas de tonos blanquecinos, rosados y verdosos de la Formación Sama (Ahlfeld & Branisa, 1960), que tienen un desarrollo areal más extenso que las anteriores unidades. Esta unidad está bien desarrollada en las serranías de Yunchará y Tacsara; por lo general tiene un espesor que sobrepasa los 400 m. La presencia de Scolithos y otras huellas producidas por vermes, constituye la única evidencia de actividad biológica en esta unidad.

The sequence ends with the whitish, pink and greenish quartzitic sandstones of the Sama Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), which have a more extensive area development than the preceding units. This unit is well developed in the Yunchará and Tacsara ridges; generally, it has a thickness exceeding 400 m. The presence of Scolithos and other prints produced by worms constitute the only evidence of biological activity in this unit.

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SEGMENTO ATOCHA

SEGMENTO MOCHARA

SEGMENTO YUNCHARA

EDAD ATOCHA

JURCUMA

MOCHARA

TARAYA

CULPINA

TACSARA

ASHGILLIANO

CARADOCIANO

Tapial B Tapial A Kollpani Angosto Marquina Jurcuma

LLANVIRNIANO

Pircancha ARENIGIANO

Pircancha Sella Agua y Toro

HUNNEBERGIANO

Agua y Toro

Jaricas

Obispo

Obispo

Cieneguillas

Cieneguillas

Iscayachi

Iscayachi

Sama

Sama

Abra Negra

Taraya

TREMADOCIANO

CAMBRICO SUP.

Sama

Fig. 3.1 Correlación estratigráfica de rocas del Ciclo Tacsariano en la Cordillera Oriental Sur Stratigraphic correlation chart of theTacsarian Cycle rocks in the south of Eastern Cordillera.

Los sedimentos más septentrionales de la Formación Sama están expuestos al SE de la localidad de Culpina. Corresponden a dos pequeños afloramientos sobre los ríos Rumi Cruz y La Cueva. Los más occidentales afloran en el núcleo del Anticlinal de Taraya.

The northernmost sediments of the Sama Formation are exposed SE of the Culpina locality. They refer to two small outcrops over the Rumi Cruz and La Cueva rivers. The westernmost sediments outcrop in the Taraya Anticline core.

Ninguna de las tres formaciones del Cámbrico superior, descritas líneas arriba proporcionó restos fósiles en Bolivia. La edad cámbrica superior, atribuida a esta secuencias, fue establecida por la posición estratigráfica que ocupa, así como por la identificación de algunos géneros de ichnitas diagnósticas encontradas en territorio argentino.

None of the three Upper Cambrian formations described above provided fossil remanents in Bolivia. The Upper Cambrian age attributed to these sequences was established by the stratigraphic position it occupies, as well as by the identification of some diagnostic ichnite genera found in Argentine territory.

Transicionalmente por encima de esta última unidad se desarrolla una potente secuencia marina de plataforma, depositada en una cuenca intracratónica. La serie es predominantemente pelítica y es atribuida al Ordovícico inferior. Desde el Cámbrico superior hasta el Ordovícico inferior las condiciones tectónicas de la cuenca fueron distensivas a gran escala (Rossling & Ballón, 1996).

Deposited in an intracratonic basin, a powerful shelf sea sequence develops transitionally over the preceding unit. The series is predominantly pellitic and is attributed to the Lower Ordovician. The basin’s tectonic conditions were large-scale distensive (Rossling & Ballón, 1996).

Esta sucesión se inicia, en el sector oriental de la cuenca, con limolitas gris verdosas pertenecientes a la Formación Iscayachi (Rivas et al. , 1969). Esta unidad está sobrepuesta por una potente secuencia de lutitas y limolitas de color ceniza, denominadas Formación Cieneguillas (Rivas et al. , 1969). Estas dos unidades se caracterizan por una abundante fauna de trilobites, graptolitos,

This succession starts in the basin’s eastern sector with greenish gray silt belonging to the Iscayachi Formation (Rivas et al., 1969). This unit is overlain by a powerful ash colored shale and silt sequence, called the Cieneguillas Formation (Rivas et al., 1969). These two units feature abundant fauna including trilobites, graptolites. brachiopods, mollusks, echinoderms and other fossil

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braquiópodos, moluscos, equinodermos y otros grupos fósiles, pertenecientes a las zonas de Neoparabolina argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis, del Tremadociano inferior.

groups belonging to the Lower Tremadocian Neoparabolina argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis biozones.

Las rocas del Tremadociano inferior en el borde occidental del Segmento de Yunchara tienen un débil metamorfismo regional, están constituidas en su mayor parte por pizarras y lutitas gris oscuras a negras, con subordinadas intercalaciones de areniscas. Estas rocas fueron denominadas Formación Taraya (SuárezSoruco, 1970), y afloran en la región de Salitre en la frontera con la Argentina, y más al norte en la Quebrada de Taraya en el departamento de Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). Estas rocas son muy ricas en trilobites ptychopáridos y agnostidos; están también presentes colonias graptolitos del género Rhabdinopora. En este sector la secuencia está cubierta por sedimentos cretácicos.

The Lower Tremadocian rocks on the western border of the Yunchará Segment have a weak regional metamorphism, and are made up mainly by slates and dark gray to black shale, with subordinate sandstone interbedding. These rocks were called Taraya Formation (Suárez-Soruco, 1970), and outcrop in the Salitre region of the border with Argentina, and further north at the Taraya gorge in the Department of Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). These rocks are very rich in ptychoparid and agnostid trilobites; graptolite colonies of the Rhabdinopora genus are also present. In this sector, the ordovician sequence is covered by Cretaceous sediments.

La secuencia prosigue, hacia la región de Chaupiuno, con las formaciones Obispo, Agua y Toro y Pircancha, depositadas de forma continua al oeste de Iscayachi. La Formación Obispo (Steinmann & Hoek, 1912) constituye una unidad predominantemente pelítica, con limolitas y lutitas gris oscuras.

The sequence continues towards the Chaupiuno region with the Obispo, Agua y Toro and Pircancha formations, which were deposited continuously to the west of Iscayachi. The Obispo Formation (Steinmann & Hoek, 1912) constitutes a predominantly pellitic unit, with silt and dark gray shale.

Culmina la secuencia tacsariana con el conjunto formado por las formaciones Agua y Toro y Pircancha, definidas también por Rivas et al. (1969) al WNW de Iscayachi. La sucesión está constituida por una monótona alternancia de limolitas, lutitas gris verdosas a amarillentas, y bancos de areniscas, en las que es frecuente la presencia de graptolitos, y en menor número, trilobites y braquiópodos del Ordovícico inferior. Esta secuencia está cortada hacia el sinclinal de Camargo por la discordancia erosiva del Cretácico superior.

The Tacsarian sequence ends with a set made up by the Agua y Toro and Pircancha formations, also defined by Rivas et al. (1969) to the WNW of Iscayachi. The succession is made up by a monotonous alternation of silt, greenish to yellowish gray shale, and sandstone banks, in which the presence of graptolites, and Lower Ordovician trilobites and brachiopods in lesser number, is common. Close to the Camargo syncline, this sequence is cut by the erosive unconformity of the Upper Cretaceous.

Al este del Cabalgamiento Andino Principal aflora la Formación Sella (Justiniano, 1972) representada por dos miembros: el inferior constituido por una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas, de color gris oscuro a verde amarillento que contienen abundantes restos fósiles de graptolitos, braquiópodos y moluscos. El miembro superior está integrado por una potente secuencia mayormente arenosa que está discordantemente sobrepuesta por las diamictitas de la Formación Cancañiri. En esta formación se recolectaron Cruziana rugosa, C. goldfussii y C. roualti, y otros graptolitos del Arenigiano, así como el trilobite Incaia (?) sp., y los ostrácodos Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. (Pribyl, 1984).

East of the Main Andean Thrust outcrops the Sella Formation (Justiniano, 1972), which is represented by two members: the lower member, made up by interbedding of sandstones, silt and shale, dark gray to yellowish green in color, and containing plenty of fossil remanents including graptolites, brachiopods, and mollusks. The upper member is made up by a powerful mostly arenaceous sequence which lies in unconformity under the diamictites of the Cancañiri Formation. Cruziana rugosa, C. goldfussii and C. roualti, and other Arenigian graptolites were collected in this formation, as well as Incaia (?) sp. trilobite and the Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. ostracodes (Pribyl, 1984).

En la parte central, Segmento de Mochará, han sido reconocidas dos secuencias, al oeste la Formación Jurcuma, y al este las formaciones Abra Negra, Agua y Toro, y Pircancha, que fueron depositadas entre el Hunnebergiano y el Llanvirniano basal. (Erdtmann & Suárez, 1999). La formaciones Jurcuma y Abra Negra aún no han sido debidamente formalizadas.

In the central part, the Mochará Segment, two sequences have been recognized: to the west, the Jurcuma Formationa, and to the east, the Abra Negra, Agua y Toro and Pircancha formations, which were deposited between the Hunnebergian and the Basal Llanvirnian (Erdtmann & Suárez, 1999). The Jurcuma and Abra Negra formations have yet to be duly formalized.

Finalmente, en el extremo oeste de la Cuenca Tacsariana, se define el Segmento Atocha ubicado entre Tupiza y San Vicente. Erdtmann et al. (1995) y Müller et al. (1996) reportaron el hallazgo de graptolitos caradocianos (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus sp., Dicranograptus sp. y Orthograptus calcaratus) en una potente secuencia de más de 5.400 m. Esta potente secuencia, mayormente turbidítica, con abundantes estructuras de deslizamiento en la parte superior, fue dividida, de base a tope, en cinco unidades Marquina Angosto Kollpani Tapial A Tapial

Finally, in the western end of the Tacsarian Basin, the Atocha Segment, located between Tupiza and San Vicente, is defined. Erdtmann et al. (1995) and Müller et al. (1996) reported the finding of Caradocian graptolites (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus sp., Dicranograptus sp. and Orthograptus calcaratus) in a powerful sequence of more than 5,400 m. From base to top, this mostly turbiditic powerful sequence, with abundant slip structures on the top, was divided in five units called Marquina, Angosto, Kollpani Tapial A Tapial B

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA denominadas Marquina, Angosto, Kollpani, Tapial A y Tapial B. Esta división podría en el futuro corresponder a unidades formacionales, adecuando nombres de las unidades (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).

Kollpani, Tapial A and Tapial B. In the future, this division could correspond to formation units, by adjusting the names of the units (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).

Cordillera Oriental Central

Central Eastern Cordillera

La relación estratigráfica entre las formaciones Avispas (Ciclo Brasiliano?) y Capinota (Ciclo Tacsariano) es discutida, existiendo a la fecha opiniones en sentido de que el contacto sería de tipo normal transicional, y otra que sostiene que el contacto es tectónico producido por una falla inversa que elevó el paquete conglomerádico.

There is still argument on the stratigraphic relation between the Avispas (Brazilian Cycle?) and Capinota (Tacsarian Cycle). To date, some argue that the contact is nornal transitional type, while others claim that contact is tectonic, produced by a reverse fault that lifted the conglomeradic package.

ASHGILLIANO INF. FORMACION SAN BENITO CARADOCIANO

GRUPO COCHABAMBA

LLANVIRNIANO

FORMACION ANZALDO

FORMACION CAPINOTA

FORMACION AVISPAS BRASILIANO ?

GRUPO LIMBO FORMACION PUTINTIRI

Fig. 3.2 Estratigrafía de los grupos Limbo (Brasiliano) y Cochabamba (Tacsariano). Stratigraphy of the Limbo (Brasilian) and Cochabamba (Tacsarian) groups.

En la parte central de la Cordillera Oriental solo están expuestas rocas del Ordovícico medio y superior, que corresponden al Grupo Cochabamba, integrado de base a tope por las formaciones Capinota, Anzaldo y San Benito.

In the central part of the Eastern Cordillera, only the Middle and Upper Ordovician rocks are exposed, pertaining to the Cochabamba Group which, from base to top is made up by the Capinota, Anzaldo and San Benito formations.

Las rocas más antiguas de este grupo corresponden a las lutitas y limolitas de color gris oscuro de la Formación Capinota (Rivas, 1971), cuya base no es visible en la región. Esta unidad fue depositada durante el Ordovícico medio en un ambiente marino, de plataforma profunda. Las lutitas de la Formación Capinota tienen un desarrollo areal extenso, son rocas fosilíferas depositadas en ambientes marinos relativamente profundos, con un alto contenido de sulfuros, que actualmente al diluirse con las lluvias, ocasiona un empobrecimiento de los suelos fértiles del valle cochabambino.

This group’s oldest rocks are dark gray shale and silt from the Capinota Formation (Rivas, 1971), the base of which is not visible in the region. This unit was deposited during the Middle Ordovician, in a deep shelf marine environment. The shale of Capinota Formation has an extensive area development; the fossiliferous rocks were deposited in relatively deep marine environments, with a high sulphur content. Currently, when these get diluted with rainwater, it causes the fertile soils of the Cochabamba valley to become poor.

Las unidades del Ordovícico superior son sedimentos marinos más someros. En la base se disponen areniscas y limolitas de color gris verdoso a amarillento, con abundantes restos de Cruziana furcifera, C. rugosa, y restos de braquiópodos inarticulados. Estos sedimentos constituyen la Formación Anzaldo (Rivas, 1971). En estas areniscas está presente una abundante fauna de la Zona de Bistramia elegans asociada a Dignomia boliviana, Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami y otros fósiles de edad no bien definida, generalmente atribuida al Caradociano basal. Entre los palinomorfos han sido citados los acritarcos Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. y Veryhachium europaeum (Gagnier et al., 1996).

The Upper Ordovician units are shallower marine sediments. At the base, greenish to yellowish gray sandstones and silt, with abundant Cruziana furcifera, C. rugosa remanents, as well as inarticulate brachiopod remanents are laid out. These sediments make up the Anzaldo Formation (Rivas, 1971). Abundant fuana of the Bistramia elegans Zone, associated to Dignomia boliviana, Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami and other fossils of age not well defined, but generally attributed to the Basal Caradocian, are present in these sandstones. Among the palinomorphs, the Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. and Veryhachium europaeum acritarchs (Gagnier et al., 1996) have been quoted.

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Transicionalmente, estas rocas gradan a ortocuarcitas muy duras, gris azuladas a blanquecinas, con esporádicos lentes calcáreos. Corresponden a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa, 1960), y al igual que la anterior formación, se trata de depósitos de plataforma somera, pero con mayor influencia costera. Estas rocas son fosilíferas, especialmente los niveles superiores próximos al contacto con la Formación Cancañiri, tal como sucede en la Cordillera del Tunari (Cochabamba) donde se reportaron los braquiópodos Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. (SuárezSoruco & Benedetto, 1996), y el bivalvo Lyrodesma sp. (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996). Esta fauna corresponde al intervalo Caradociano tardío – Ashgilliano temprano.

Transitionally, these rocks grade to very hard orthoquartzites, blueish gray to whitish in color, with sporadic calcareuos lenses. They correspond to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), and same as the the preceding formation, these are shallow shelf deposits, but with greater coastal influence. These rocks are fossiliferous, particularly the upper levels close to the contact with the Cancañiri Formation, just like in the Tunari Range (Cochabamba), where the Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. brachiopods (Suárez-Soruco & Benedetto, 1996), and the Lyrodesma sp. bivalve (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996) were reported. This fauna pertains to the Late Caradocian–Early Ashgillian interval.

Cordillera Oriental Norte

North Eastern Cordillera

En el sector septentrional, afloran solamente rocas del Ordovícico medio y superior, representadas por las formaciones Coroico y Amutara.

In the northern sector, only Middle and Upper Ordovician rocks, represented by the Coroico and Amutara formations, outcrop.

La unidad más antigua de la región, la Formación Coroico (SuárezSoruco, 1992), corresponde a una potente secuencia pelítica depositada en un ambiente marino de plataforma profunda, en una cuenca de rift. Según Santivañez et al. (1996), la Formación Coroico está constituída mayormente por lutitas negras, aflora principalmente en el núcleo de amplias estructuras anticlinales. Sin embargo, el rasgo característico de estas rocas es la notoria disminución del tamaño del grano de la base al tope, es decir, en la base presenta areniscas de grano fino de color gris marrón con laminación horizontal y que pasan gradualmente hacia el tope a lutitas negras carbonosas. En estos sedimentos se recolectaron algunos trilobites, graptolitos y braquiópodos que sugieren una edad llanvirniana. El pase de la Formación Coroico a la Formación Amutara es transicional por incremento de los bancos arenosos.

The region’s oldest unit, the Coroico Formation (Suárez-Soruco, 1992), refers to a powerful pellitic sequence, deposited in a deep shelf marine environment in a rift basin. According to Santivañez et al. (1996), the Coroico Formation is made up mainly by black shale, and outcrops mainly at the core of wide anticline structures. Nevertheless, these rocks’ typical feature is the notorious decrease from base to top in the grain size; that is, the base displays brownish gray fine grained sandstones with horizontal lamination, shifting gradually to carbonous black shale towards the top. Some trilobites, graptolites, and brachiopods, suggesting Llanvirnian age, were collected in these sediments. The pass from the Coroico Formation to the Amutara Formation is transitional by the increase of arenaceous banks.

El Ciclo Tacsariano concluye en la Cordillera Oriental Norte, con una alternancia de areniscas y areniscas cuarcíticas de varios cientos de metros de espesor, intercaladas con delgados niveles pelíticos. Estas rocas son consideradas de edad ordovícica superior y fueron denominadas Formación Amutara (Voges, 1962). Corresponden a rocas marinas de plataforma profunda depositadas en una cuenca de antepaís. En estas rocas se encontraron restos de braquiópodos inarticulados, entre los que sobresale por su abundancia la especie Dignomia boliviana Emig, 1996.

The Tacsarian Cycle ends at the North Eastern Cordillera with an alternation of sandstones and quartzitic sandstones of several hundreds of meters of thickness, interbedded with thin pellitic levels. These rocks are considered to be of Upper Ordovician age, and were called the Amutara Formation (Voges, 1962). They pertain to deep shelf marine rocks, deposited in a foreland basin. Inarticulate brachiopod remanents were found in these rocks, standing out for its abundance the species Dignomia boliviana Emig, 1996.

Más al sur, en algunas localidades en el sector entre Cochabamba y Oruro, y sobre diferentes niveles de la Formación Amutara, se desarrolla una secuencia cuspidal del Ciclo Tacsariano denominada Formación Tokochi (Sempere et al., 1991), y constituida por 50 a 200 m de lutitas negras ricas en materia orgánica y pirita, que presentan por meteorización un color gris-ceniza característico. En estas rocas se recolectaron restos de Schizocrania filosa Hall y cefalópodos. En la región de Lampaya (Cochabamba) se recolectó una graptofauna de edad ashgilliana (Toro & Salguero, 1996)

Further south, in some of the localities in the sector between Cochabamba and Oruro, a Tacsarian Cycle cuspidal sequence develops over the different levels of the Amutara Formation. This sequence is called Tokochi Formation (Sempere et al., 1991), and is made up by 50 to 200 m of black shale, rich in organic matter and pyrite, displaying a typical ash gray color due to weathering. Remanents of Schizocrania filosa Hall and cephalopods were collected from these rocks. In the Lampaya region (Cochabamba), graptofauna of Ashgillian age was collected (Toro & Salguero, 1996).

Más al noroeste, entre Caranavi y Apolo, continúan los afloramientos ordovícicos, mayormente en facies pelíticas del Ordovícico medio (Zona de Didymograptus murchisoni), aunque conservando por sectores, en los niveles superiores, secuencias con

Further northwest, between Caranavi and Apolo, the Ordovician outcrops continue, mostly with pellitic facies of the Middle Ordovician (Didymograptus murchisoni Zone), although at the upper levels, sequences with arenacous interbedding attributed to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA intercala-ciones arenosas atribuidas al Ordovícico superior. La fauna recolectada por Nordenskiold, y en particular los graptolitos, fue estudiada por Bulman (1931). En la actualidad estas secuencias son incluidas en las formaciones Coroico y Amutara (Suárez & Díaz, 1996).

the Upper Ordovician are preserved by sectors. The fauna collected by Nordenskiold, particularly the graptolites, was studied by Bulman (1931). At present, these sequences are included in the Coroico and Amutara Formations (Suárez & Díaz, 1996).

Las rocas ordovícicas aflorantes a lo largo y próximos a los intrusivos de la Cordillera Real, presentan una alteración a metasedimentitas. Estas rocas fueron diferenciadas por geólogos de Servicio Geológico de Bolivia (Pérez-Guarachi, com. pers.) en tres unidades: la primera, de espesor no definido por no conocer su base, constituida por filitas, esquistos y metalimolitas, gris negruzcas (Formación Coroico?). La unidad intermedia de 800 a 1000 m de espesor, compuesta por metalimolitas de color verde olivo, con alteración pardo rojiza, intercaladas con niveles arenosos, y finalmente la unidad superior, en el núcleo de los sinclinales, constituida por la intercalación de areniscas cuarcíticas y capas pelíticas, con un espesor mínimo estimado de 60 a 80 m (Formación Amutara?). Estas secuencias, al igual que las de la región de Pata-Apolo, son fosilíferas.

The Ordovician rocks outcropping along and next to the Cordillera Real’s intrusives display a shift to metasedimentites. These rocks were differentiated by geologists from the Bolivian Geological Survey (Pérez-Guarachi, personal comm.) in three units: the first of undefined thickness since its base is unknown - is made up by blackish gray phyllites, schists and metasilts (Coroico Formation?). The 800 to 1000 m thick intermediate unit is made up by olive green metasilts, with a reddish brown alteration, and interbedded by arenaceous levels. Finally, the upper unit, located at the synclines core, is made up by quartzitic sandstone interbedding and pellitic layers, with a minimum estimated thickness of 60 to 80 m (Amutara Formation?). Just like those of the Pata-Apolo region, these sequences are fossiliferous.

La Fase Oclóyica

The Ocloyic Phase

Tawackoli et al. (1996) dataron el metamorfismo de dos muestras foliadas ordovícicas de la Cordillera Oriental Sur, en 310.2 ± 6.5 y 374.8 ± 8.0 Ma. Este hecho, junto a otros argumentos estructurales, evidencia que la fase Oclóyica, que separa los ciclos Tacsariano y Cordillerano, no tuvo en Bolivia un importante efecto deformante sobre las rocas ordovícicas, por cuanto esta acción tectónica se produjo recién a fines del Ciclo Cordillerano (fase Chiriguana o eohercínica). Consiguientemente, durante la Fase Oclóyica aparentemente no se formó un orógeno plegado, ni tuvo la magnitud atribuida, y correspondió solamente a la formación de un arco magmático producido en territorio argentino por la colisión de la placa de Arequipa contra el Macizo Pampeano, como se indicó en el capítulo de introducción. Esta colisión y consiguiente subducción ocasionó la intrusión de cuerpos granitoides. En Bolivia, no hay registros que evidencien esa acción magmática por cuanto las cuencas del Paleozoico inferior fueron intracratónicas.

Tawackoli et al. (1996) dated the metamorphism of two Ordovician foliated samples from the South Eastern Cordillera at 310.2 ± 6.5 y 374.8 ± 8.0 Ma. Together with the structural arguments, this fact is evidence that the Ocloyic phase, which separates the Tacsarian and Cordilleran Cycles, did not have a significant deformation effect over the Ordovician rocks in Bolivia, since this tectonic action did not occur until the end of the Cordilleran Cycle (Chiriguano or eohercynic phase). Consequently, no folded orogen was formed during the Ocloyic Phase, nor did it have the attributed magnitude, but it did pertain to the formation of a magmatic arc produced in Argentine territory by the collision of the Arequipa Plate against the Pampean Massif, as indicated in the introduction chapter. This collision, and the ensuing subduction, caused the intrusion of granitoid bodies. In Bolivia, there are no records attesting to that magmatic action, since the Lower Paleozoic basins were intracratonic.

Como consecuencia de ese levantamiento, ocurrido a fines del Ordovícico y/o principios del Silúrico, toda la secuencia inferior del Ciclo Tacsariano (Cámbrico superior y Ordovícico inferior) fue dislocada y expuesta en el sur del país y los sedimentos sobrepuestos, parcialmente consolidados, fueron erodados, removidos y rellenaron la cuenca de la Formación Cancañiri. Por este motivo, en la actualidad no están preservados en el área de Tarija.

As a result of this uplifting, which took place at the end of the Ordovician and/or at the beginning of the Silurian, the entire lower sequence of the Tacsarian Cycle (Upper Cambrian and Lower Ordovocian) was wrenched and exposed in the southern part of the country, and the overlying sediments, partially consolidated, were eroded and mixed, and infilled the Cancañiri Formation’s basin. Therefore, they are not preserved at present in the Tarija area.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Sedimentos del Ciclo Cordillerano están ampliamente distribuidos en la Faja Plegada de Huarina y en la Faja Andina-Subandina, desde la frontera con el Perú hasta el límite con la Argentina. Fueron depositados como relleno de una amplia cuenca intracratónica, con material procedente del sur y oeste.

The Cordilleran Cycle sediments are widely distributed in the Huarina Fold Belt and in the Andean – Subandean Belt, from the Peruvian border to the Argentine border. These sediments were deposited as infill of a wide intracratonic basin, with material coming from the south and west.

Se han diferenciado dos sectores de afloramientos cordilleranos, ambos con secuencias similares y nominaciones diferentes. Un sector occidental (o Faja Plegada de Huarina) ubicado al W y SW

Two sectors of Cordilleran outcrops have been distinguished, both with similar sequences and different names: a western sector (or Huarina Fold Belt), located W and SW of the lineament formed by

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the Cordillera Real fault zone and its extension into the city of Sucre, and later to the south through the Tocloca fault. This sector includes the Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana, Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, and Tica Tica basins, to the SW of Potosí. This sector’s stratigraphic sequence is represented by the Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía and Catavi formations, for the Silurian, and the Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho and Ambo Group formations, for the Devonian and Lower Carboniferous.

El sector oriental (o Faja Andina-Subandina), comprende a los afloramientos cordilleranos desarrollados al noroeste y este de la zona de fallas de la Cordillera Real y el lineamiento señalado en el párrafo anterior, y comprende las cuencas de Aiquile-Vallegrande en la parte central, y luego con rumbo meridiano las cuencas Zudañez-Azurduy, Tarija-Padcaya, y las correspondientes al norte argentino. En este sector se definieron las formaciones Cancañiri, Kirusillas y Tarabuco, para el Silúrico, y Santa Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri y Saipurú, para el Devónico y Carbonífero inferior. Las tres últimas formaciones presentan escasos y reducidos afloramientos en este sector de la Cordillera Oriental, pero tienen amplio desarrollo en la región subandina adyacente.

The eastern sector (or Andean-Subandean Belt) comprises the Cordilleran Cicle outcrops that developed northeast and east of the Cordillera Real fault zone and the lineament indicated in the paragraph above. In the central part, it comprises the AiquileVallegrande basins, and then, towards the meridian, the ZudañezAzurduy and Tarija-Padcaya basins, as well as those belonging to northern Argentina. In this sector, the Cancañiri, Kirusillas and Tarabuco formations were defined for the Silurian, and the Santa Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri and Saipurú formations for the Devonian and Lower Carboniferous. The last three formations display scarce and reduced outcrops in the Eastern Cordillera sector, but are widely developed in the adjacent Subandean region.

C I C L O

C O R D I L L E R A N O

del lineamiento formado por la zona de fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia la ciudad de Sucre, y luego hacia el sur a través de la falla de Tocloca. En este sector están comprendidas las cuencas de Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana, Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, y Tica Tica al SW de Potosí. La secuencia estratigráfica de este sector está representado por las formaciones Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía y Catavi, para el Silúrico, y Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho y Grupo Ambo, para el Devónico y Carbonífero inferior.


FAJA ANDINASUBANDINA

GRUPO AMBO

SAIPURU IQUIRI

COLLPACUCHO LOS MONOS SICASICA

HUAMAMPAMPA

BELEN

ICLA

VILA VILA

SANTA ROSA

CATAVI

TARABUCO

UNCIA

KIRUSILLAS

LLALLAGUA

???

HUANUNI

CANCAÑIRI

CANCAÑIRI

Fig. 3.3 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Cordillerano en la Cordillera Oriental de Bolivia.

Stratigraphy of the Cordilleran Cycle sediments in the Bolivian Eastern Cordillera.

Faja plegada de Huarina

The Huarina Fold Belt

Los movimientos oclóyicos, relacionados con plutonismo en el norte argentino, produjeron en el sur del país, como se indicó al desarrollar el ciclo anterior, dos efectos: primero la elevación de la secuencia tacsariana, y la consiguiente exposición de rocas cambroordovícicas, y la formación de una cuenca distensiva asimétrica, con un sector occidental profundo (cuencas de Chayanta y Tica Tica de hasta 1500 m de espesor), separado por medio de una

As discussed in the development of the previous cycle, in the south of the country, the ocloyic movements related to the plutonism in northern Argentina caused two effects: first, the uplifting of the Tacsarian Cycle sequence, and the ensuing exposition of the Cambro-Ordovician rocks, and the formation of an assymmetrical distensive basin, with a deep western sector (the Chayanta and Tica Tica basins of up to a 1,500 m thickness), separated from the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA profunda falla normal (lineamiento Cordillera Real–Falla Tocloca) del sector oriental de plataformas someras ( 20 a 100 m).

eastern sector of shallow shelves ( 20 a 100 m) by means of a normal deep fault (the Cordillera Real lineament-Tocloca Fault).

El principal relleno de esta cuenca se efectuó con material procedente de la erosión de los niveles aflorantes de rocas del Ordovícico y Brasiliano. Este material denudado y acumulado en una cuenca profunda, formó una secuencia de estratos macizos, pobremente estratificados, grandes bloques caídos, capas deslizadas y abundantes clastos de diferentes materiales y procedencia, que constituye la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919). Estas diamictitas desarrollan cuerpos macizos, sin ninguna estratificación, con cuerpos arenosos deslizados e incorporados en los sedimentos. Esta unidad se asienta con una discordancia erosiva regional sobre rocas ordovícicas de distinta edad, desde rocas tremadocianas y arenigianas al sur, hasta rocas del Ordovícico superior en la región de Cochabamba (Suárez-Soruco, 1995). En la región de Independencia – Inquisivi - Milluni las diamictitas descansan sobre rocas caradocianas. Para el análisis de la edad de esta unidad debe referirse a lo indicado a continuación, para el sector de Cochabamba, única región del país con fósiles diagnósticos. Los mayores espesores de esta formación (sobre los 1000 m) se presentan en las cuencas de Tica Tica y Chayanta.

This basin’s main infill took place with material coming from the erosion of the Ordovician and Brasilian rocks outcropping levels. Denudated and accumulated in a deep basin, this material formed a poorly bedded massive strata sequence, large fallen blocks, slipped layers and abundant clasts of different materials and origins, which make up the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). These diamictites develop completely unbedded massive bodies with arenaceous bodies that slipped and got incorporated within these sediments. This unit is settled in regional erosive unconformity over Ordovician rocks of different ages, from Tremadocian and Arenigian to the south, to Upper Ordovician rocks in the Cochabamba region (Suárez-Soruco, 1995). In the Independencia –Inquisivi–Milluni region, the diamictites rest upon the Caradocian rocks. For an age analysis on this unit, reference to the nextmentioned should be made for the Cochabamba sector, which is the only region of the country with diagnostic fossils. The major thickness of this formation (upon the 1000 m) occurs in the Tica Tica and Chayanta basins.

Las metasedimentitas del Miembro Huanuni (Turneaure, 1960) de la Formación Cancañiri, alcanzan un espesor máximo de 470 m en la región de Pulacayo, y hacia el este disminuyen a unos pocos metros de potencia. Esta unidad de facies de turbiditas asociadas a procesos de flujo de detritos, es considerada por los geólogos de Geobol como el miembro superior, localmente metamorfizado, de la Formación Cancañiri (véanse los mapas de Machacamarca, Huanuni, Uncía y Challapata). Del perfil de Río Blanco, Vanguestaine (en Gagnier et al., 1996) describe una asociación de acritarcos de la zona de Neoveryhachium carminae.

The metasedimentites of the Huanuni Member (Turneaure, 1960) of Cancañiri Formation, reach a maximum thickness of 470 m in the Pulacayo region, and diminish to the east, to a few meters in thickness. This unit, with facies of turbidites associated to detrital flow processes, is considered by Geobol geologists to be the locally metamorphized upper member of the Cancañiri Formation (see the Machacamarca, Huanuni, Uncía and Challapata maps). From the Blanco River profile, Vanguestaine (in Gagnier et al., 1996) describes an acritarc association from the Neoveryhachium carminae biozone.

Sobreyaciendo concordantemente a la Formación Cancañiri (y por amplios sectores del área de Huanuni, sobre el anterior miembro), se desarrollan los depósitos turbidíticos de la Formación Llallagua (Koeberling, 1919) constituidos por cuarcitas gris claras a marrones, areniscas, limolitas y lutitas gris verdosas, diferenciadas en tres miembros característicos. Estas rocas disminuyen bruscamente de espesor hacia el este de la cuenca, desde un máximo de 1700 m en el sector occidental, a unos pocos metros en la parte oriental de la misma (Sacaca-Chayanta y Pocoata).

Lying in conformity over the Cancañiri Formation (and over wide sectors of the Huanuni area also over the preceding member), develop the turbiditic deposits if the Llallagua Formation (Koeberling, 1919), made up by light gray to brown quartzites, sandstones, silt, and greenish gray shale, all differentiated in the three typical members. In the western sector, the thickness of these rocks decreases abruptly from a maximum of 1,700 m towards the east of the basin, to a few meters in the eastern part of the basin (Sacaca-Chayanta and Pocoata).

De mayor extensión areal, la Formación Uncía (Vargas, 1970) se sobrepone normalmente a las anteriores. La Formación Uncía está constituida por sedimentos pelíticos, marinos de plataforma somera. Si bien no son muy frecuentes, los fósiles diagnósticos de esta formación corresponden a las zonas de SaetograptusPhragmolites-Dualina y Harringtonina, que indican una edad ludloviana (Suárez-Riglos et al., 1994). Esta unidad es equivalente a la Formación Kirusillas de la Faja Andina-Subandina. A diferencia de las anteriores unidades y en general del Ordovícico, a partir de esta formación adquiere importancia la microflora, su registro es mayor, tanto en cantidad de ejemplares como en calidad de la materia orgánica, así como el numero y variedad de especies. Caracteriza al Ludloviano la asociación palinológica de Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus.

With a larger areal extension, the Uncía Formation (Vargas, 1970) normally lies over the former. The Uncía Formation is made up by shallow shelf marine pellitic sediments. Although not very common, this formation’s diagnostic fossils pertain to the Saetograptus-Phragmolites-Dualina and Harringtonina zones, which indicate a Ludlovian age (Suárez-Riglos et al., 1994). This unit is equivalent to the Kirusillas Formation of the AndeanSubandean Belt. Contrary to the preceding and generally Ordovician units, starting with this formation, the microflora gains importance. There is more evidence of its presence, both in number of samples and in quality of the organic matter, as well as in the number and variety of the species. The palynological Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus association is typical of the Ludlowian age.

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Gradacionalmente, hacia el tope son más frecuentes las intercalaciones arenosas, y con el primer banco importante de arenisca, generalmente portador del braquiópodo Clarkeia antisiensis, se inicia la Formación Catavi (Koeberling, 1919), depositada durante el Silúrico superior (Pridoliano) en una plataforma somera con influencia costera. Como se indicó líneas arriba, en esta unidad está presente Clarkeia que es un fósil guía de la asociación integrada además por especies de los géneros Heterorthella y Harringtonina, entre los más importantes. Otros géneros diagnósticos de esta unidad son Kazachstania y Andinacaste. En Huacani-Condo, la Formación Catavi presenta la asociación palinológica de Pterochitina pterivelata y Urochitina urna (Liachenko en Limachi et al., 1996). Esta unidad es equivalente de la Formación Tarabuco del sector oriental.

Gradationally, arenaceous interbedding is more frequent towards the top. The Catavi Formation (Koeberling, 1919) starts with the first important sandstone bank, generally carrier of the Clarkeia antisiensis brachiopod. This formation was deposited during the upper Silurian (Pridolian) in a shallow shelf with coastal influence. As indicated above, present in this unit is Clarkeia, a guide fossil of the association also made up by species of the Heterorthella and Harringtonina genera, among the most important. Other diagnostic genera in this unit include the Kazachstania and Andinacaste. In Huacani-Condo, the Catavi Formation presents the Pterochitina pterivelata and Urochitina urna palinological association (Liachenko in Limachi et al., 1996). This unit is equivalent to the Tarabuco Formation of the eastern sector.

En el sector occidental, sobre todo en el borde de la Cordillera Real (Yani - Huayna Potosí), las rocas cordilleranas fueron sometidas a un proceso de metamorfismo dinamotérmico originando una aureola metamórfica. Este metamorfismo afectó a los sedimentos de las formaciones Catavi, Uncía y Cancañiri, e incluso a rocas ordovícicas de la región: formaciones Coroico y Amutara. (PérezGuarachi, 1980). A este conjunto de rocas alteradas por el metamorfismo, Kozlowski (1923) denominó "Pizarras de la Cordillera Real".

In the western sector, over the entire border of the Cordillera Real (Yani – Huayna Potosí), the cordilleran rocks were subjected to a dynamothermal metamorphic process, producing a metamorphic aureole. This metamorphism affected the sediments of the Catavi, Uncía and Cancañiri formations, and even the Ordovician rocks in the region: the Coroico and Amutara formations (Pérez-Guarachi, 1980). This set of rocks altered by metamorphism was called “Cordillera Real Slates” by Kozlowski (1923).

En algunas localidades, la Formación Catavi concluye con un horizonte pelítico denominado Ventilla por Koeberling (1919). Este nivel es atribuido a la base del Devónico. Sin embargo, lo más frecuente es que este horizonte no esté presente y que la secuencia continúe de forma transicional con la Formación Vila Vila (Fricke et al., 1964), constituida por areniscas rosadas entrecruzadas, de ambiente costero a deltaico. Debido a su proximidad a la costa, es muy reducida la presencia de restos de invertebrados fósiles. No obstante, se recolectaron, especialmente en los niveles superiores de la unidad, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae y Australocoelia intermedia, fósiles malvinocáfricos endémicos que corresponden a la base del Devónico. Más frecuente es la presencia de briznas vegetales de plantas vasculares primitivas atribuidas al género Rhynia.

In some localities, the Catavi Formation ends with a pellitic horizon called Ventilla by Koeberling (1919). This level is attributed to the base of the Devonian. However, the absence of this horizon is most frequent, and the sequence continues transitionally with the Vila Vila Formation (Fricke et al., 1964). This formation is made up by crossbedded sandstones from a coastal to deltaic environment. Due to its proximity to the coast, the presence of fossil invertebrate remanents is reduced. Nonetheless, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae and Australocoelia intermedia, which are endemic Malvinokaffric fossils corresponding to the base of the Devonian, were collected particularly in the upper levels of this unit. Attributed to the Rhynia genus, the presence of plant fragments from primitive vascular plants is frequent.

Prosiguen sedimentos de relativa mayor profundidad, inframareicos, y por lo tanto con mayor contenido fosilífero que la anterior. Este depósito se realizó en un ambiente marino de plataforma somera a profunda que caracteriza a la mayor parte del Ciclo Cordillerano. Estas rocas corresponden a la Formación Belén (Fricke et al., 1964), unidad que junto con la superpuesta Formación Sicasica, sirve de referencia para el estudio de la fauna de invertebrados malvinocáfricos. La Cuarcita Condoriquiña divide a la Formación Belén en dos miembros, y concluye con la Cuarcita Cruz Loma en la base de la Formación Sicasica. El miembro superior de la Formación Belén tiene una mayor influencia costera y deltaica, hecho que se refleja en la naturaleza de la fauna fósil presente. La biozona inferior se caracteriza por la presencia de Scaphiocoelia boliviensis. En cambio, la superior por la biozona asociada a Conularia quichua, en la que sobresalen por su abundancia Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata.

Continuing are infratidal sediments of relative greater depth, and therefore, with a greater fossiliferous content than the preceding one. This deposit occured in a shallow to deep shelf marine environment which is typical of most of the Cordilleran Cycle. These rocks pertain to the Belén Formation (Fricke et al., 1964), a unit that together with the overlying Sicasica Formation, serves as reference for the study of Malvinokaffric invertebrate fauna. The Condoriquiña Quartzite splits the Belén Formation into two members, and ends with the Cruz Loma Quartzite at the base of the Sicasica Formation. The upper member of the Belén Formation has greater coastal and deltaic influence, a fact that reflects the nature of the present fossil fauna. The lower biozone features the presence of Scaphiocoelia boliviensis. The upper, in turn, features the biozone associated to Conularia quichua, in which Australospirifer hawkinsi and Australocoelia palmata stand out for their abundance.

Continúa normalmente la secuencia con la Formación Sicasica (Kozlowski, 1923), con la Cuarcita Cruz Loma en la base, que la separa de la anterior formación. Los sedimentos de esta unidad

The sequence of the Sicasica Formation (Kozlowski, 1923), continues normally with the Cruz Loma Quartzite at the base, which separates it from the previous formation. This unit’s

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA reflejan también un ambiente marino costero, de plataforma somera. Caracterizan a esta unidad especies de la zona de Dipleura dekayi boliviensis, del Devónico medio.

sediments also reflect a shallow shelf coastal marine environment. This unit features species from the Middle Devonian Dipleura dekayi boliviensis zone.

Cubriendo a las areniscas de la Formación Sicasica, se inicia una secuencia estrato y grano creciente, la Formación Collpacucho (Fricke et al., 1964), depositada en el mismo ambiente marino que las anteriores. Esta formación está dividida por la Arenisca Santari (Givetiano/Frasniano) en dos miembros, el inferior de alrededor de 500 m de lutitas y limolitas, intercaladas por areniscas, y un miembro superior de aproximadamente 700 m, de sedimentos de mayor tamaño de grano, constituidos en su mayoría por areniscas y limolitas. Los sedimentos por lo general no son fosilíferos. Fueron recolectados sin embargo restos de goniatites y de peces artrodiros. Esta unidad fue depositada del Givetiano al Fameniano.

Covering the sandstones of the Sicasica Formation, begins a downward fining and upward coarsening sequence, the Collpacucho Formation (Fricke et al., 1964), which was deposited in the same marine environment as the preceding formations. This formation is divided into two members by the Santari Sandstone (Givetian/Frasnian): the lower member, with about 500 m of shale and silt, interbedded by sandstones, and an upper member with approximately 700 m of larger grain sediments, made up mostly by sandstones and silt. Generally, the sediments are non-fossiliferous. However, goniatitids and arthrodira fish remanents were collected. This unit was deposited from the Givetian to the Famennian.

En la parte central, región de Sicasica-Belén, la Formación Collpacucho está cubierta discordantemente por depósitos cretácicos y cenozoicos, pero en el área de influencia del Lago Titicaca sobreyace de forma normal, o con discordancia erosiva, la secuencia del Grupo Ambo (Newell et al., 1949), que reune a las formaciones Cumaná, Kasa y Siripaca, con un registro que se inicia en el Devónico más alto (Fameniano) y concluye en el Carbonífero inferior (Serpukhoviano). El Grupo Ambo se depositó en una plataforma siliciclástica somera dominada por el oleaje y las tormentas (Díaz-Martínez, 1991)

In the central part, in the Sicasica-Belén region, the Collpacucho Formation is covered in unconformity by Cretaceous and Cenozoic deposits; in the Lake Titicaca influence area, however, the Ambo Group (Newell et al., 1949) sequence overlays in normal way, or with erosive unconformity, assembling the Cumaná, Kasa, and Siripaca formations, with records starting in the uppermost Devonian (Famennian) and ending in the Lower Carboniferous (Serpukhovian). The Ambo Group was deposited in a shallow siliciclastic shelf, dominated by the waves and storms (DíazMartínez, 1991).

La parte alta del Ciclo Cordillerano en la región del Lago Titicaca, fue dividida por Ascarrunz & Radelli (1964) en dos unidades, las formaciones Cumaná y Kasa. Posteriormente, Díaz-Martínez (1991) separó la Formación Kasa, de los autores señalados, en dos unidades, manteniendo el nombre de Formación Kasa para la parte inferior, y denominando Formación Siripaca a la parte superior, que contiene carbones y areniscas, con la flora de Nothorhacopteris - Triphyllopteris.

In the Lake Titicaca region, the highest part of the Cordilleran Cycle was divided by Ascarrunz & Radelli (1964) into two units: the Cumaná and Kasa formations. Later on, Díaz-Martínez (1991) split the Kasa Formation, of the authors quoted above, into two units, keeping the name of Kasa Formation for the lower part, and calling the upper part Siripaca Formation. The latter formation contains coals and sandstones with NothorhacopterisTriphyllopteris flora.

Este depósito se inicia en aparente continuidad sobre la Formación Collpacucho, con las diamictitas, areniscas y conglomerados de la Formación Cumaná (Ascarrunz & Radelli, 1964), en las que es frecuente observar bloques resedimentados y clastos con abrasión glaciar (Díaz, 1991), posiblemente relacionada a una actividad tectónica sinsedimentaria (Díaz et al., 1996). Esta unidad puede alcanzar los 300 metros de espesor. De los sedimentos de esta formación solo se recuperaron palinomorfos fameniano– tournaisianos característicos de la zona de Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum (Vavrdová et al., 1991).

This deposit starts with apparent continuity over the Collpacucho Formation, with the diamictites, sandstones and conglomerates of the Cumaná Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964), where resedimented blocks and clasts with glacier abbrassion (Díaz, 1991) are frequently observed, possibly related to a syn-sedimentary tectonic activity (Díaz et al., 1996). This unit can reach a thickness of 300 meters. Only typical Famennian-Tournaisian palynomorphs of the Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum Zone (Vavrdová et al., 1991) were recovered from this formation’s sediments.

De forma continua y concordante prosiguen las areniscas y lutitas, con intercalación menor de diamictitas, de la Formación Kasa (Ascarrunz & Radelli, 1964), que corresponde a un depósito marino de plataforma somera con evidencias de resedimentación. Esta secuencia pertenece a un ambiente de progradación deltaica (Díaz-Martínez, 1991). Estos sedimentos se acumularon durante el Tournaisiano y Viseano inferior.

Continuously and in conformity, the sandstones and shale of the Kasa Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964) follow, with minor diamictite interbedding, and corresponding to a shallow shelf marine environment with evidence of re-sedimentation. This sequence pertains to a deltaic progradation environment (DíazMartínez, 1991). These sediments were accumulated during the Tournaisian and Lower Visean.

Díaz-Martínez (1991) separó de la Formación Kasa, en el sentido de Ascarrunz & Radelli (1964), la parte superior clástica con capas de carbón y restos vegetales, como Formación Siripaca, considerando que corresponde a otro ambiente sedimentario, con mayor influencia continental, transicional deltaico y fluvial. Los

Díaz-Martínez (1991) split from the Kasa Formation, in the sense as Ascarrunz & Radelli (1964), the upper clastic part with coal layers and plant remanents, as Siripaca Formation, considering that it pertains to another sedimentary environment, one with greater continental, transitional, deltaic and fluvial influence. This

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niveles carbonosos de esta unidad son portadores de restos de plantas como Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & SuárezSoruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium (Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf. Tomiodendron sp., y restos de caules y fructificaciones de licófitas, así como fructificaciones de esfenófitas y pteridospermófitas, hojas de pteridófilas, asociación florística característica del Viseano superior - Serpukhoviano inferior. Las especies vegetales de este bosque del Carbonífero inferior tienen una estrecha relación con la Flora de Paracas del Perú y de Paranaiba de Brasil. (Iannuzzi et al., 1998,a, b)

unit’s carbonous layers carry plant remanents such as Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-Soruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium (Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf. Tomiodendron sp., and caulid and lycophyte remanents, as well as sphenophyte and pteridospermophyte fructifications, a floral association typical of the Upper Visean – Lower Serpukhovian. This Lower Carboniferous forest’s plant species are closely related to the Paracas Flora in Peru and Paranaiba Flora in Brazil (Iannuzzi et al., 1998,a, b).

Faja Andina-Subandina

Andean-Subandean Belt

El borde oriental de la Cordillera Oriental y del Interandino, tanto en la parte central como sur, presenta un ordenamiento estratigráfico similar al sector occidental (cuenca de Belén-Sica Sica). Si bien rocas de este ciclo están bien expuestas en toda la Cordillera Oriental, los afloramientos más completos de rocas silúricas están distribuidos por el área de El Potrero-Tarabuco-IclaSupaymayu, en el departamento de Chuquisaca, y en la región de Cajas-Jarcas Yesera y Angosto de Alarache, en el departamento de Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982). En estos departamentos no afloran rocas silúricas al este del meridiano 64°15’.

Both in the central and western sectors, the eastern border of the Eastern Cordillera and Interandean displays a stratigraphic arrangement similar to that of the western sector (Belén-Sicasica basin). Although the rocks in this cycle are well exposed in the entire Eastern Cordillera, the most complete Silurian rock outcrops are distributed in the El Potrero-Tarabuco-Icla-Supaymayu area, in de Department of Chuquisaca, and in the Cajas-Jarcas Yesera and Angosto de Alarache region, in the Department of Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982). In these departments, no Silurian rocks outcrop east of the 64°15’ meridian.

Al igual que en el resto de la cuenca, el Ciclo Cordillerano se inicia en el sector oriental con la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919), con la diferencia de que los espesores son notoriamente más reducidos con espesores entre 20 y 200 m, valores mínimos si se comparan con el sector occidental (cuencas de Tica Tica y Chayanta de la Faja Plegada de Huarina) que presenta espesores mayores a los 1000 m. La Formación Cancañiri está constituida en este sector por sedimentos marinos de plataforma menos profunda. La litología predominante corresponde a diamictitas de matriz limosa, con abundantes y relativamente uniformes clastos redondeados de areniscas cuarcíticas en la parte central, y mayor variedad de rocas y diámetro de los clastos hacia el sur, sector en el que también se presentan clastos estriados y facetados, indicando una relación con alguna glaciación de valle hacia el sur -tipo alpino- (Crowell et al., 1980, 1981). En cambio en la parte central, la cuenca es más somera, con desarrollo carbonático en la parte superior (Caliza Sacta) cuya relación estratigráfica es tema de discusión. Las limolitas (Lampaya y Pojo), calizas y areniscas limosas (Cordillera del Tunari) contienen una abundante fauna de trilobites, corales, braquiópodos y moluscos del Llandoveriano (Zona de Paraencrinurus boliviensis) y la asociación de Ozarcodina sagitta rhenana, del Wenlockiano basal (Pozo IchoaX1). En la sección de “La Cumbre” (camino La Paz a Los Yungas), se encontró un quitinozoario de la parte alta del Llandoveriano medio (Grahn et al., en prensa). Al margen de esta información, la edad de la Formación Cancañiri es aún discutida debido a que la posición cronológica de algunos taxones no es suficientemente clara (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).

Just like in the rest of the basin, the Cordilleran Cycle starts in the eastern sector with the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). The only difference is that the thicknesses are notoriously reduced, with thicknesses ranging between 20 and 200 m, minimum values when compared with the western sector (Tica Tica and Chayanta basins of Huarina Fold Belt), which displays thicknesses exceeding 1000 m. In this sector, the Cancañiri Formation is made up by shallower shelf marine sediments. The predominant lithology pertains to silty matrix diamictites, with abundant and relatively uniform quartzitic sandstone rounded clasts in the central part, and a greater variety if rocks, and clast diameters towards the south. In this latter sector, there are also straited and faceted clasts, indicating a relation with some alpine-type valley galciation to the south (Crowell et al., 1980, 1981). In the central part, in turn, the basin is shallower and displays development of carbonatic rocks in the upper part (Sacta Limestone), of which the stratigraphic relation is still being debated. The silts (Lampaya and Pojo), limestones and limey sandstones (Tunari Cordillera) contain abundant fauna of Llandoverian trilobites, corals, brachiopods, and mollusks (Paraencrinurus boliviensis Zone) and the basal Wenlockian Ozarcodina sagitta rhenana association (Ichoa-X1 well). In the “La Cumbre” section (road La Paz to Los Yungas), a chitinozoan of the high part of the Middle Llandoverian was found (Grahn et al., in press). This information aside, the age of the Cancañiri Formation is still under debate, since the chronological position of some of the taxons is not clear enough (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).

La Formación Cancañiri reduce considerablemente su espesor hacia el oriente boliviano. No obstante, está también presente en el borde occidental del subandino meridional, especialmente en los ríos Condado y Negro, con espesores que alcanzan sólo pocas

The thickness of the Cancañiri Formation is considerably reduced towards eastern Bolivia. Nonetheless, this formation is also present at the western border of the meridional Subandean, particularly in the Condado and Negro rivers, with thicknesses reaching only up to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA decenas de metros de potencia. Sus sedimentos están constituidos por la misma litología del occidente del país, pero con la gran diferencia de que en los clastos incorporados en la matriz de las diamictitas, preferentemente en los rodados de granodioritas y cuarcitas, son más evidentes las marcas producidas por una acción glaciar, como facetas pulidas y estriadas. La Formación Cancañiri en esta región sobreyace a sedimentos del Ordovícico inferior.

a power of a few tenths of meters. Its sediments are made up by the same lithology as in the west of the country, but with the great difference thatthe marks produced by the glaciar action, such as polished and striated facets, are more visible in the clasts that are incorporated into the diamictite matrix, preferably in the granodiorite and quartzite boulders. In this region, the Cancañiri Formation lays over sediments of the Lower Ordovician.

Continúa la Formación Kirusillas (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde a una unidad esencialmente pelítica depositada en un ambiente marino somero. Esta unidad tiene una amplia distribución a lo largo de todo el sector este de la Cordillera Oriental. La base de la Formación Kirusillas es portadora en el área de Cochabamba de graptofauna del Wenlockiano superior al Ludloviano inferior. Esta graptofauna está por lo general asociada a la palinofacies de Neoveryhachium carminae del Silúrico superior (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). El pelecípodo Dualina, presente en estas rocas, no es conocido en rocas anteriores al Ludloviano (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). En esta unidad, en el área de Jarkas, Tarija, se regista por primera vez en Sudamérica la presencia de plantas vasculares primitivas ludlovianas como Cooksonia y Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989). Recientemente Toro et al. (1998) reportaron la presencia de Cooksonia y otras plantas vasculares en la región de la Angostura, Cochabamba.

The Kirusillas Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues, corresponding to a esentially pellitic unit deposited in a shallow marine environment. This unit is widely distributed along the entire eastern sector of the Eastern Cordillera. In the Cochabamba area, the Kirusillas Formation base is carrier of upper Wenlockian to upper Ludlowian graptolites. This graptofauna is generally associated to an Upper Silurian Neoveryhachium carminae palynofacies (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). Present in these rocks, the Dualina pelecipod is not known in the rocks prior to the Ludlovian (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). In the Jarkas area of Tarija, at this unit, the presence of Ludlovian primitive vascular plants, such as Cooksonia and Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989) is recorded for the first time in South America. Toro et al. (1998) recently reported the presence of Cooksonia and other vascular plants in the Angostura region in Cochabamba.

Gradualmente, hacia el tope de la Formación Kirusillas se incrementa el porcentaje y espesor de arenas, y pasa transicionalmente a la Formación Tarabuco (Steinmann, en Ulrich, 1892), que es una unidad en la que predominan las areniscas sobre las otras litologías clásticas intercaladas en menor proporción. Corresponde a depósitos marinos de plataforma somera con influencia costera. La presencia de abundantes restos de plantas vasculares primitivas (Cooksonia sp.) indica la existencia de lagunas costeras de muy baja profundidad que eran erosionadas parcialmente por tormentas, y trasladadas y retrabajadas mar adentro. Es frecuente en los planos de estratificación la presencia de estructuras sedimentarias como marcas de oleaje, tempestitas y bioturbación. Esta formación se caracteriza, al igual que su homóloga (Fm. Catavi), por la presencia de una abundante fauna bentónica de braquiópodos de la Zona de Clarkeia antisiensis. La zona fosilífera citada por Dalenz (en Limachi et al., 1996) incluye a Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. y Nuculoidea? sp.

Towards the top of the Kirusillas Formation, the sand percentage and thickness gradually increases, and passes transitionally to the Tarabuco Formation (Steinmann, en Ulrich, 1892). This is a unit where sandstones over other less interbedded clastic lithologies perdominate. It pertains to shallow shelf marine deposits with coastal influence. The presence of abundant primitive vascular plant remanents (Cooksonia sp.) indicates the existence of very shallow coastal ponds which were partially eroded by storms, and carried and overworked seaward. At the bedding planes, the presence of sedimentary sequences is frequent, such as wave marks, tempestites and bioturbation. Just like its homologue (Catavi Formation), this formation features the presence of abundant bentonian brachiopod fauna of the Clarkeia antisiensis Zone. The fossiliferous zone quoted by Dalenz (in Limachi et al., 1996) includes Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. and Nuculoidea? sp.

La Formación Tarabuco desarrolla en muy pocos lugares un miembro superior pelítico, denominado Jumbate (Oller, 1992) o Chululuyoj (Racheboeuf, 1993), que corresponde a un cambio de facies. Estos sedimentos están por lo general cubiertos o ausentes. En esta unidad pelítica fueron recolectados restos fósiles de Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., así como Cingulochitina ervensis, asociación que indica una edad lochkoviana basal (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).

In very few places, the Tarabuco Formation develops a upper pellitic member called Jumbate (Oller, 1992) or Chululuyoj (Racheboeuf, 1993). This member pertains to a facies change. The sediments are generally covered or missing. Fossil remanents of Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., were collected at this pellitic unit, as well as Cingulochitina ervensis, an association that indicates a basal Lochkovian age (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).

En resumen, la Formación Tarabuco inició su depósito en el Pridoliano y concluyó en el Lochkoviano basal, quedando delimitado el pase Silúrico-Devónico dentro de esta formación, y

To summarize, the Tarabuco Formation initiated its deposit during the Pridolian, which ended during the basal Lochkovian; thus the Silurian-Devonian passage was delimited within this formation,

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situado en el tope del miembro arenoso con Clarkeia antisiensis.

and then located at the top of the arenacous member together with Clarkeia antisiensis.

Por encima se sobrepone la Formación Santa Rosa (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde a una unidad predominantemente arenosa, depositada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera y deltaica o fluvial. El ambiente de playa de alta energía no es apto para el desarrollo de una comunidad bentónica, motivo por el que esta unidad se caracteriza, sobre todo en los dos tercios inferiores, por una marcada ausencia de macrofósiles. La microflora recuperada en laboratorio no es abundante, ni diversa, y está principalmente constituida por quitinozoarios que permiten asignarle una edad lochkoviana. Esta unidad se asienta sobre la Formación Tarabuco. En muchas localidades, debido al carácter arenoso de las dos unidades, no es fácil ubicar el límite entre ellas. En las pocas localidades donde el miembro superior de la Formación Tarabuco (Jumbate o Chululuyoj) fue conservado, la separación es definida. Lobo (1970) estableció la Zona de Dictyotriletes sp. como representativa de esta unidad. Sin embargo, Liachenko (en Limachi et al., 1996) propone un nuevo nombre para esta asociación: Zona de Urochitina loboi / Sphaerochitina densibaculata, y cita en este conjunto, además de las especies señaladas, a Cingulochitina sp. , Hoegisphaera sp. y Dictyotriletes sp. Racheboeuf et al. (1993) refieren que recolectaron en estos sedimentos restos vegetales y raros palinomorfos marinos como Eisenachitina cf. bohemica. La Formación Santa Rosa, hacia los niveles superiores, corresponde a un ambiente más alejado de la costa, donde se desarrolló una abundante comunidad bentónica compuesta principalmente por Proboscidina arcei y Scaphiocoelia boliviensis. Están también presentes en estos niveles otros braquiópodos y trilobites, comunes tanto a esta unidad como a la suprayacente Formación Icla. Esta última asociación caracteriza al Pragiano basal, en que se inicia la mayor transgresión del Devónico (Racheboeuf et al. , 1993)

Over the previous formation overlays the Santa Rosa Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to a predominatly arenaceous unit which was deposited in a shallow shelf marine environment, with coastal and deltaic or fluvial influence. The high energy beach environment is not fit for the development of a bentonian community; thus, this unit is characterized, particularly at the two lower thirds, by a marked absence of macrofossils. The microflora recovered at the lab is neither abundant nor diverse, and is mostly made up by chitinozoans, making possible to assign it a Lochkovian age. This unit is settled over the Tarabuco Formation. Due to the arenaceous nature of both units, it is difficult to locate the boundary between them in some localities. In the few localities in which the upper member of the Tarabuco Formation (Jumbate or Chululuyoj) was preserved, the separation is defined. Lobo (1970) established de Dictyotriletes sp. Zone as being representative of this unit. However, Liachenko (in Limachi et al., 1996) proposes a new name for this association: the Urochitina loboi / Sphaerochitina densibaculata Zone, and adds Cingulochitina sp., Hoegisphaera sp. and Dictyotriletes sp. to this set, together with the above-mentioned species. Racheboeuf et al. (1993) report that they collected plant remanents and rare marine palynomorphs such as Eisenachitina cf. bohemica, in these sediments. Towards the upper levels, the Santa Rosa Formation pertains to an more offshore environment, where it developed an abundant benthonic community, composed mainly of Proboscidina arcei and Scaphiocoelia boliviensis. At these levels, there are also other brachipods and trilobites that are common to this unit as much as to the overlying Icla Formation. This latter association is typical of the basal Pragian, in which the largest Devonian transgression gets started (Racheboeuf et al. , 1993).

De forma continua y transicional, por encima de las areniscas de la Formación Santa Rosa se desarrolla una secuencia de sedimentos más finos: limolitas, lutitas y areniscas de grano fino, muy fosilíferas, que fueron denominadas por Ulrich (1892) Lutitas Icla. Esta secuencia representa una profundización de la cuenca en la base y una paulatina somerización de la plataforma hacia el tope. Los sedimentos contienen una abundante fauna de invertebrados marinos, entre los que sobresalen por su abundancia Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata, asociados a variadas formas de trilobites, moluscos, equinodermos, y otros grupos fósiles, que indican una edad próxima al límite Pragiano-Emsiano. La asociación palinológica de Schizocystia saharica / pilosa caracteriza a la formación.

Continuously and transitionally over the sandstones of the Santa Rosa Formation, there is a sequence of finer sediments: very fossiliferous siltstones, shale, and fine grained sandstones, which were called Icla Shale by Ulrich (1892). This sequence represents the basin’s deepening at the base, and the shelf gradually becoming shallower towards the top. The sediments contain abundant marine invertebrate fauna, standing out among them the Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi and Australocoelia palmata , associated to a variety of trilobite, mollusk, echinoderm forms, and other fossil groups, indicating an age close to the Pragian-Emsian limit. The palynological association of Schizocystia saharica / pilosa is typical of this formation.

Con un rápido incremento en el espesor y tamaño de grano de los bancos de areniscas, se inicia una nueva secuencia en la que se advierte una mayor influencia costera y deltaica. Esta formación fue también definida por Ulrich (1892) y denominada “Areniscas Huamampampa”. La asociación de invertebrados marinos más representativa está formada por Viaphacops orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua y los palinomorfos de la zona de Evittia sommeri y Emphanisporites annulatus, del Emsiano.

Increasing rapidly in thickness and grain size of the sandstone banks, a new sequence starts, displaying greater coastal and deltaic influence. This formation was also defined by Ulrich (1892) and called “Huamampampa Sandstones.” The most representative marine invertebrate association is made up by Viaphacops orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua and Emsian palynomorphs of the Evittia sommeri and Emphanisporites annulatus zone.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La secuencia superior del Ciclo Cordillerano se conserva en muy pocos lugares de la Cordillera Oriental, como en Pojo (Cochabamba) o en Cha-kjeri (Chuquisaca). En estas localidades resulta difícil reconocer las formaciones Los Monos e Iquiri del Subandino. En consecuencia, la mayoría de los autores opta por denominar incorrectamente “Complejo Los Monos-Iquiri”. Otros como Chamot, la denominó con diferentes nombres formacionales, como Pojo y Cha-kjeri. De todas formas, al igual que en el Subandino, corresponde a una secuencia marina de plataforma somera con influencia costera y fue depositada en una cuenca de antepaís.

The Cordilleran Cycle upper sequence is preserved in very few places in the Eastern Cordillera, such as at Pojo (Cochabamba) or at Cha-kjeri (Chuquisaca). Recognizing the Subandean Los Monos and Iquiri formations at these localities is difficult. Consequently, most authors prefer to call it incorrectly the “Los Monos-Iquiri Complex.” Chamot, among other authors, call it by different formation names, including Pojo and Cha-jkeri. Anyway, just like in the Subandean, it corresponds to a shallow shelf marine sequence, with coastal influence, which was deposited in a foreland basin.

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

En el extremo noroeste de la Cordillera Oriental (zona del Lago Titicaca, Península de Copacabana y sector de Puerto Acosta), los depósitos correspondientes al Ciclo Subandino están representados por el Grupo Titicaca (Chamot, 1965), constituido por las formaciones Yaurichambi, Copacabana, Chutani y Tiquina. El grupo está desarrollado íntegramente en el sector occidental (Faja Plegada de Huarina en el área de influencia del Lago Titicaca), mientras que en el sector oriental (Cochabamba-Sucre) sólo está presente la secuencia inferior, es decir, las formaciones Yaurichambi, Copacabana, y ocasionalmente Chutani. Estas unidades reflejan el importante desplazamiento latitudinal que sufrió Gondwana en el Carbonífero, durante el cual la zona correspondiente a Bolivia pasó de latitudes altas (subpolares) en el Devónico superior, a latitudes bajas (tropicales) a partir del Carbonífero superior y Pérmico (Díaz et al., 1993).

In the northwestern end of the Eastern Cordillera (Lake Titicaca, Copacabana Peninsula area and Puerto Acosta sector), the deposits corresponding to the Subandean Cycle are represented by the Titicaca Group (Chamot, 1965), which is made up by the Yaurichambi, Copacabana, Chutani and Tiquina formations. The group is completely developed in the western sector (Huarina Fold Belt in the Lake Titicaca influence area), while in the eastern sector (Cochabamba-Sucre), only the lower sequence is present; that is, the Yaurichambi, Copacabana and occasionally Chutani formations. These units reflect the significant sidewise displacement experienced by the Gondwana during the Carboniferous. During this time, the area pertaining to Bolivia went from high latitudes (sub polar) during the Upper Devonian, to low latitudes (tropical) starting at the Upper Carboniferous and Permian (Díaz et al., 1993).

La Formación Yaurichambi (d’Orbigny, 1835 y Chamot, 1965) representa la unidad basal del grupo, y está constituida por areniscas, intercalaciones delgadas de conglomerados y lutitas. Contiene también intercalaciones delgadas de calcedonia y dolomía sobre todo en la parte superior. Según Díaz & Dalenz (1995), se depositó en un contexto transgresivo, con predominio de retrogradación de las facies continentales. Dentro de esta unidad se observan depósitos de sistemas de isla barrera (foreshore y backshore) y lagoon, así como depósitos de llanura de mareas, todo ello como resultado de la sedimentación en un ambiente costero y fluviodeltaico dominado por el oleaje y las mareas. Estos mismos autores describen una abundante fauna de invertebrados, y la relacionan a la asociación de Composita subtilita, Lophophyllidium sp. y Fenestella sp., asociación que Dalenz & Merino (1994) según la fauna de conodontos, asignaron tentativamente al Virgiliano-Wolfcampiano. El contacto con la unidad suprayacente (Formación Copacabana) es transicional.

The Yaurichambi Formation (d’Orbigny, 1835 and Chamot, 1965) represents the group’s basal unit, and is made up by sandstones, thin conglomerate interbedding and shale. It also contains thin chert and dolomite interbedding, particularly at the top. According to Díaz and Dalenz (1995), it was deposited in a transgressive context, with predominance of retrogradation of the continental facies. Within this same unit, the deposit of the barrier island systems (foreshore and backshore) and lagoon can be observed, as well as the deposits if the tidal plain, all of the aforementioned resulting from the sedimentation in a coastal and fluviodeltaic environment dominated by the waves and tides. The same authors describe an abundant invertebrate fauna, and relate it to the Composita subtilita, Lophophyllidium sp. and Fenestella sp., association, which Dalenz & Merino (1994) tentatively assigned to the Virgilian-Wolfcampian, according to the conodont fauna. The contact with the overlying unit is transitional (Copacabana Formation).

Estas areniscas están sobrepuestas por los sedimentos de plataforma carbonática de la Formación Copacabana (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936), constituidos por calizas con nódulos de sílice, margas, y lutitas y areniscas subordinadas, depositadas en una cuenca de trasarco y bajo un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera. Las calizas y margas tienen un abundante contenido de invertebrados fósiles de la asociación de Neospirifer condor. Estas rocas fueron depositadas durante el Carbonífero superior y Pérmico inferior (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).

These sandstones are overlain by the carbonatic shelf sediments of the Copacabana Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936). These sediments are made up by limestones with silica, and shale nodules, and subordinate sandstones deposited in a backarc basin under a shallow shelf marine environment with coastal influence. The limestones and marls have a large content of fossil invertebrates of the Neospirifer condor association. These rocks were deposited during the Upper Carboniferous and Lower Permian (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).

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La Formación Copacabana constituye una potente secuencia de calizas con nódulos de sílice, y margas, intercaladas por algunos niveles de lutitas y areniscas, que contienen una rica y abundante asociación de braquiópodos, corales, moluscos, foraminíferos y otros grupos fósiles de la zona de Neospirifer condor. Merino (1987; Merino & Blanco, 1990) reconoció once asociaciones de conodontos en esta formación, desde el Bashkiriano (zona de Rachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathus pequopensis).

The Copacabana Formation is made up by a powerful sequence of limestones with sillica nodules and marls, interbedded by some shale and sandstone levels. It also contains a rich and abundant association of brachipods, corals, mollusks, foraminifers, and other fossil groups of the Neospirifer condor zone. Merino (1987; Merino & Blanco, 1990) recognized eleven conodont associations in this formation, from the Bashkirian (Rachistognathus muricatus zone) to the Kungurian (Neostreptognathus pequopensis zone).

Por encima se desarrolla la Formación Chutani (Oviedo, 1962), que corresponde a una alternancia de areniscas feldespáticas, limolitas calcáreas y dolomías. Esta unidad fue dividida en los miembros Collasuyo y San Pablo. El ambiente de depósito fue transicional, deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial. Esta unidad fue depositada, en opinión de la mayoría de los autores, durante el Pérmico superior (y Triásico inferior?). En el miembro calcáreo San Pablo se recolectaron restos de plantas fósiles Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. y briznas vegetales. Esta formación (o su equivalente) está también presente en otras localidades del sector oriental, como Morochata y Zudañez.

The Chutani Formation (Oviedo, 1962) unfolds over the preceding one, pertaining to an alternation of feldspathic sandstones, calcareous siltstones, and dolomites. This unit was divided in the Collasuyo and San Pablo members. The deposit environment was transitional, deltaic and coastal, with aeolian and fluvial influence. According to most authors, this unit was deposited during the Upper Permian (and Lower Triassic?). At the calcareous member, San Pablo, Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. fossil plant remanents and plant fragments were collected. This formation (or its equivalent) is also present at other localities in the eastern sector, such as Morochata and Zudañez.

De forma seudoconcordante continúa una sucesión de más de 200 m de conglomerados y areniscas rojas feldespáticas continentales, e intecalaciones de arcilitas y horizontes volcánicos hacia el tope. Estas rocas no son fosilíferas, son atribuidas al Triásico por su posición estratigráfica. Fueron denominadas Formación Tiquina (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); estos sedimentos no tienen una gran distribución areal, corresponden a un ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica, que rellenó la cuenca de rift de trasarco.

A sequence of over 200 m of conglomerates and continental feldspathic sandstones, and claystone and volcanic horizon interbedding continues in pseudoconformity towards the top. These rocks are non-fossiliferous and were attributed to the Triassic due to their stratigraphic position. They were named Tiquina Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); these sediments are not widely distributed, and pertain to a fluvial and aeolian environment, with volcanic influence, which infilled the back-arc rift basin.

A partir del Jurásico inferior la actual Cordillera Oriental de Bolivia estuvo sometida a esfuerzos tensionales que originaron la apertura de varias fosas tectónicas (grabens), en distintos tiempos, así como de diferente longitud y amplitud. Los sedimentos que rellenaron estas cuencas en la región central del país fueron inicialmente denominados “Grupo Puca” por Steinmann y colaboradores de la Universidad de Friburgo, nombre atribuido al predominante color rojo de las rocas. En consideración a que el nombre no era reconocido por el Código de Nomenclatura Estratigráfica, Rivas-Valenzuela (1968) propuso denominar a estos sedimentos Grupo Potosí, nombre que es utilizado a la fecha. La historia geológica de este grupo puede ser dividida en dos grandes períodos: la etapa de synrift que afectó principalmente a las regiones del Lago Titicaca y a la de Miraflores-Potosí, y otra etapa, más amplia, de postrift que rellenó la mayoría de las cuencas cretácico-paleocenas del país.

Starting in the Lower Jurassic, the current Bolivian Eastern Cordillera was subejected to tensional stress that gave place to the opening of several grabens at different times, and of different length and width. The sediments that infilled these basins in the central region of the country, were esentially named “Puca Group” by Steinmann and his assistants from the Freiburg Unversity. This name is attributed to the reddish color of the rocks. Taking into consideration that the name is not recognized by the Stratigraphic Nomenclature Code, Rivas-Valenzuela (1968) proposed calling these sediments Potosí Group, a name that is used to this date. This group’s geological history can be subdivided into tow large periods: the synrift stage that affected mainly the Lake Titicaca and Miraflores-Potosí regions, and the other, more extensive postrift stage, which infilled most of the country’s CretaceousPaleocene basins.

Las sucesiones estratigráficas son ligeramente diferentes en el norte, centro y sur de la Cordillera Oriental. En este sentido se desarollará el tema siguiendo esta subdivisión geográfica.

The stratigraphic successions are slightly different in the north, center and south of the Eastern Cordillera. In this sense, the topic will be discussed according to this geographic subdivision.

Sector Norte de la Cordillera Oriental

Northern Sector of the Eastern Cordillera

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Sobre las rocas permo-triásicas se depositó una importante secuencia equivalente al Grupo Potosí del sector central y sur. Estos sedimentos fueron denominados inicialmente siguiendo la

Over the Permian-Triassic rocks, an important sequence was deposited, equivalent to the Potosí Group in the central and southern sectors. These sediments were initially name according to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA nomenclatura estratigráfica del Perú. Luego, con la finalidad de establecer localidades tipo en el país, Barrios (1989) propuso nuevos nombres y localidades para la secuencia jurásico-cretácica del noreste del Lago Titicaca.

the stratigraphic nomenclature of Peru. Later on, with the purpose of establishing type localities in the country, Barrios (1989) proposed new names and localities for the Jurassic-Cretaceous sequence northeast of Lake Titicaca.

Sobre los sedimentos paleozoicos del área se sobrepone discordantemente la Formación Puerto Acosta (Barrios, 1989), unidad depositada en cuenca de trasarco y con la que se inicia el Ciclo Andino en el sector norte de la Cordillera Oriental. Representa un depósito de plataforma marina somera, con influencia costera y deltaica. Según el autor del nombre, se definen dos secuencias: la inferior caracterizada por un importante nivel deslizado, sobrepuesto por arcillitas y lutitas, y por encima la intercalación de lutitas con delgados niveles de calizas y areniscas. La segunda secuencia está constituida por areniscas granocrecientes en la base y granodecrecientes en el tope.

Over the area’s Paleozoic sediments, the Puerto Acosta Formation (Barrios, 1989) lies in unconformity. This unit was deposited in a back-arc basin which starts the Andean Cycle in the northern sector of the Eastern Cordillera. It represents a shallow shelf marine deposit, with coastal and deltaic influence. According to the author it was named after, two sequences can be defined: the lower one features an important slip level, overlain by claystones and shale, and interbedding of shale with thin limestone and sandstone levels on top. The second sequence is made up by upward coarsening sandstones at the base, and downward coarsening at the top.

De forma concordante prosigue la Formación Pacobamba (Barrios, 1989), depositada bajo un régimen fluvial de ríos entrelazados, con una dirección preferencial SW-NE. Las secuencias son granodecrecientes, en la base parcialmente conglomerádicas, gradando a areniscas finas y arcillitas. Esta formación sería equivalente de las areniscas Condo, La Puerta y Sucre del sector central-sur.

The Pacobamba Formation (Barrios, 1989) follows in conformity, having been deposited under a braided river fluvial regime, with a preferential SW-NE trend. The sequences are downward coarsening; at the base, they are partially conglomeradic, gradually changing to fine sandstones and claystones. This formation would be equivalent to the Condo, La Puerta and Sucre formation is the south-central sector.

Prosigue la Formación Carabuco (Barrios, 1989), depositada también en una llanura fluvial, próxima a la costa. El autor definió dos secuencias, la inferior grano y estratocreciente y la segunda con relaciones decrecientes. Esta unidad es equivalente de la Formación Tarapaya del sector central y sur.

The Carabuco Formation (Barrios, 1989) follows, which was also deposited in a fluvial plain close to the coast. The author defined two sequences: the lower sequence is upward coarsening and downward fining, and the second one has decreasing relations. This unit is equivalent to the Tarapaya Formation in the south and central sector.

Se sobrepone un delgado horizonte carbonático marino, de aproximadamente 20 m de espesor, denominado Formación Matilde (Barrios, 1989), que corresponde a calizas y dolomías marinas de plataforma somera, en la que es evidente la influencia costera. Es equivalente de la Formación Miraflores del sur y de la Caliza Ayavacas del sur del Perú. El contenido paleontológico y la correlación con la Formación Miraflores, permite asignarle una edad cenomaniana.

A thin marine carbonatic horizon approximately 20 m thick, lays on top. It is called the Matilde Formation (Barrios, 1989), and pertains to limestones and shallow shelf marine dolomites, in which the coastal influence is evident. It is equivalent to the Miraflores Formation in the south, and the Ayavacas Limestones in the southern part of Peru. The paleontological content and the correlations with the Miraflores Formation make it possible to assign it a Cenomanian age.

Continúa otra delgada unidad de 35 m de espesor, constituida por lutitas intercaladas por areniscas y yeso. Esta secuencia fue denominada Formación Ancoraimes (Barrios, 1989). Los sedimentos corresponden a depósitos continentales, fluviales y lacustres. La presencia de abundantes niveles de yeso en la secuencia, indica según el autor del nombre, la finalización de un ciclo de depositación. Equivale a la Formación Aroifilla del sur del país.

Another thin unit continues, with a thickness of 35 m and made up by sandstones and gypsum. This sequence was called Ancoraimes Formation (Barrios, 1989). The sediments pertain to continental, fluvial and lacustrine deposits. According to the author of this name, the presence of abundant gypsum levels in the sequence indicates the ending of a deposition cycle. It is equivalent to the Aroifilla Formation in the south of the country.

Un nuevo horizonte de plataforma marina somera se depositó en el sector septentrional. Está representado por una sucesión de más de 200 m de lutitas y arcillas varicoloreadas, intercaladas por areniscas calcáreas y calizas, denominadas Formación Huarachani (Barrios, 1989). Esta formación es equivalente de la Formación Chaunaca (y El Molino?) de la Cordillera Oriental sur.

A new shallow shelf marine sediment was deposited in the northern sector. It is represented by a succession of over 200 m of shale an varicolored clays, interbedded by calcareous sandstones and limestones, called Huarachani Formation (Barrios, 1989). This formation is equivalent to the Chaunaca Formation (and El Molino?) of the southern Eastern Cordillera.

Continúa la Formación Ococoya (Rivas, 1968), depositada en un ambiente transicional deltaico y costero, con influencia marina. Esta formada por lutitas abigarradas silicificadas con pocas y

The Ococoya Formation (Rivas, 1968) follows, having been deposited in a transitional deltaic and coastal environment, with marine influence. It is made up by variegated silicified shale, with

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delgadas intercalaciones de cuarcitas. Esta unidad es equivalente de la Formación El Molino del sur.

few thin quartzite interbedding. This unit is equivalent to the El Molino Formation in the south.

Finalmente, concluye el depósito en este sector de la cuenca con la Formación Piñami (Barrios, 1989), que se dispone discordante sobre la Formación Ococoya. Está caracterizada por sedimentitas clásticas granodecrecientes. El tramo basal, predominantemente arenoso y con ligero entrecruzamiento, grada hacia arriba a un tramo con material fino. Dentro de éste se intercalan niveles tabulares de areniscas finas con microlaminación entrecruzada y en partes ondulada. El tramo inferior fue depositado por ríos entrelazados, mientras que el superior, donde el material pelítico es predominante, el sistema podría corresponder a ríos meandrantes. Estos sedimentos son equivalentes de las formaciones Tiahuanacu, Potoco, Camargo y Cayara.

Finally, the deposit ends in this basin sector with the Piñami Formation (Barrios, 1989), which is laid out in unconfromity over the Ococoya Formation. This formation features downward coarsening clastic sediments. The predominatly arenaceous and slightly crossbedded basal portion shif to towards the top to a fine material portion. Therein, fine tabular sandstone levels with crossbedded microlamination and rippled parts are interbedded. The lower portion was deposited by braided rivers, whil the upper portion, with predominantly pellitic material, the system could pertain to meandering rivers. These sediments are equivalent to the Tiahuanaco, Potoco, Camargo and Cayara Formations.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

A partir de los 26 Ma, al final del Oligoceno, se inició una nueva etapa en la historia geológica de los Andes, que como se indicó en el capítulo de introducción, produjo la formación de un arco magmático al oeste. En algunos sectores del territorio como en el norte de la Cordillera Oriental se formó una cuenca de tipo piggy back en la que se depositaron las formaciones Luribay y Salla.

Starting at 26 Ma, at the end of the Oligocene, a new stage in the geological history of the Andes started. As indicated in the introductory chapter, this stage caused the formation of a magmatic arc in the west. In some of the territory’s sectors, such as north of the Eastern Cordillera, a piggy back type basin was formed, in which the Luribay and Salla formations were deposited.

Inicia este depósito la Formación Luribay (Ahlfeld, 1946), que corresponde a un conjunto de conglomerados gruesos con intercalación de arenas. Estos sedimentos rellenaron la cuenca bajo un régimen aluvial y fluvial, cubriendo discordantemente a los sedimentos mesozoicos y paleozoicos precedentes.

This deposit starts with the Luribay Formation (Ahlfeld, 1946), corresponding to a set of coarse conglomerates with sand interbedding. These sediments infilled a basin under an alluvial and fluvial regime, covering the preceding Mesozoic and Paleozoic sediments in unconformity.

Sobre los conglomerados de Luribay se depositaronn los estratos fosilíferos de la Formación Salla (Hoffstetter, 1968), que representan el relleno de la cuenca por arcillas y limolitas fluviales y lacustres, intercalados de numerosos niveles de toba, así como de yeso y caliza. La fauna encontrada tiene una edad deseadense temprana (24 - 28,5 Ma), y está constituida por más de 40 especies de vertebrados fósiles que han sido estudiados por destacados paleontólogos (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter, McFadden, y otros). De esta localidad provienen los holotipos de varios nuevos géneros y especies, como el primate Branisella boliviana, los marsupiales Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis, Proargyrolagus bolivianus, y el condrylartro Salladolodus deuterotheroides, entre otros.

On top of the Luribay conglomerates, the fossiliferous strata of the Salla Formation (Hoffstetter, 1968), were deposited. They represent the basin infill by fluvial and lacustrine clays and siltsones, interbedded with numerous tuff , as well as gypsum and limestone levels. The fauna found is of an Early Deseadian age (24 – 28.5 Ma), and is made up by over 40 species of fossil vertebrates studied by well-known paleontologists (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter, McFadden, and others). The holotypes of several new genera and species, including the Branisella boliviana primate, the Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis, Proargyrolagus bolivianus marsupials and the Salladolodus deuterotheroides, condylarth, among others, come from this locality.

En los sectores septentrionales de la Cordillera Oriental se desarrolla otra cuenca de piggy back en la que el depósito principal esta formado por sedimentos de la Formación Cangallí (MuñozReyes, 1931), que representa a secuencias aluviales y fluviales de cuenca de antepaís, en las que resulta evidente la influencia volcánica. Estos sedimentos contienen oro aluvial que es intensamente explotado en diferentes localidades, como Tipuani.

In the Eastern Cordillera´s northern sectors, another piggy back basin develops, in which the main deposit is made up by sediments of the Cangallí Formation (Muñoz-Reyes, 1931). This formation represents alluvial and fluvial sequences of a foreland basin, in which the volcanic influence is evident. These sediments contain alluvial gold that is intensely exploited in different localities such as Tipuani.

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Sector Central de la Cordillera Oriental

Central Sector of the Eastern Cordillera

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

En la región occidental de Cochabamba y Sucre, se desarrolló una cuenca rift de trasarco, rellenada de sedimentos continentales no fosilíferos, atribuidos al Triásico-Jurásico, y representada por las areniscas de las formaciones Sayari (Sempere, 1986), de origen fluvio - lacustre, y Ravelo (Sempere, 1986), depositada en un ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica y lacustre. La secuencia presenta mantos basálticos intermedios. Estas unidades están bien expuestas en el sector Sayari-Parotani en Cochabamba, así como en Sucre y Potosí.

In the western region of Cochabamba and Sucre, a back-arc rift basin developed, infilled with non-fossiliferous sediments that are attributed to the Triassic-Jurassic, and represented by the sandstones of the fluviolacustrine Sayari Formation (Sempere, 1986) and Ravelo Formation (Sempere, 1986). The latter formation was deposited in a fluvial and aeolian environment with volcanin and lacustrine influence. The sequence displays intermediate basaltic mantles. These units are well exposed in the SayariParotani sector in Cochabamba, as well as in Sucre and Potosí.

El Cretácico se inicia con el relleno sedimentario en llanuras aluviales y fluviales con sedimentos de tamaño grueso pertenecientes a la Formación Condo (Cherroni, 1963). La unidad está constituida por conglomerados formados esencialmente por clastos angulares de diversa naturaleza, entre los que predominan rocas provenientes de unidades paleozoicas.

The Cretaceous starts with the sedimentary infill in alluvial and fluvial plains, with coarse sediments of the Condo Formation (Cherroni, 1963). The unit is made up by conglomerates formed esentially by angular clasts of different nature, among which rocks coming from Paleozoic units prevail.

Transicionalmente los conglomerados de la Formación Condo pasan a las arcilitas color rojo ladrillo, intercaladas en los niveles superiores por areniscas de la Formación Kosmina (Cherroni, 1968), su espesor es superior a los 1000 m, representa a sedimentos depositados en una llanura fluvial.

The conglomerates of the Condo Formation pass transitionally through brick red claystones, interbedded in the upper levels by the sandstones of the Kosmina Formation (Cherroni, 1968). This formation’s thickness exceeds 1000 m, and it is represented by sediments deposited in a fluvial plain.

Con el fín de evitar una relación repetitiva, la descripción de las formaciones Tarapaya y Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962) presentes en este sector, debe consultarse en la página 63 (“La Cuenca de Miraflores - Potosí”)

To prevent a repetitive relation, the description of the Tarapaya and Aroifilla formations (Lohmann & Branisa, 1962), both present in this sector, must be looked up in the page 63 (“The Miraflores– Potosí Basin”).

La Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) será tratada con más detalle al referirse a la cuenca de Miraflores de Potosí. Esta formación es por lo general muy rica en fósiles en la región de Cochabamba. En la localidad de La Cabaña, 33 km al oeste de Cochabamba, tiene un buen desarrollo en facies lagunares, proporcionó restos de peces siluriformes, dientes de Pucapristis branisi, así como restos de plantas en mal estado de preservación. En la región de Pajcha Pata (Cochabamba), junto a restos de peces se recolectaron dos dientes de dinosaurio, el primero de un carnívoro terópodo y el segundo, de reciente hallazgo, de un herbívoro saurópodo (Marshall y Gayet, com. pers.). Huellas de dinosaurios son conocidas en Torotoro, Parotani y Sucre (cantera de la Fancesa).

The El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) will be discussed in more detail when discussing the Miraflores basin of Potosí. This formation is generally rich in fossils of the Cochabamba region. In the La Cabaña locality, 33 km west of Cochabamba, it is well developed in lagoon facies, and provided siluriform fish remanents, Pucapristis branisi teeth, as well as poorly preserved plant remanents. In the Pajcha Pata region (Cochabamba), two dinosaur teeth were collected together with the fish remanents. The first tooth belonged to a theropod carnivor, and the second, a recent finding, belonged to an herbivorous sauropod (Marshall & Gayet, personal comm.). Dinosaur footprints are well known in Torotoro, Parotani, and Sucre (Fancesa Quarry).

La Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962) tiene un buen desarrollo en el sector de Vila Vila, Cochabamba. La edad de estas rocas, basada en correlaciones faunísticas realizadas por Bonaparte et al. (1993) y Muizon & Brito (1993), indican que la fauna de mamíferos tiene una edad posterior a 63 Ma, lo que corresponde a la base del Paleoceno inferior. En base a nuevos resultados paleomagnéticos, fue calibrada en 60,0 - 58,5 Ma (Marshall et al., 1997). Sin embargo, en consideración a nuevos hallazgos paleontológicos (mamíferos) tanto en Bolivia como en Argentina, Muizon (en prensa) en contraposición a los datos paleomagnéticos, confirma la edad paleocena inferior propuesta en Muizon & Brito (1993). La localidad de Tiupampa, en Cochabamba, es considerada como la localidad fosilífera más importante de esta formación, debido a que proporcionó una

The Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is well developed in the Vila Vila sector in Cochabamba. Based on fauna correlations performed by Bonaparte et al. (1993) and Muizon & Brito (1993), the age of this rocks indicates that the mamalian fauna is from an age later than 63 Ma, which refers to the base of the Lower Paleocene. On the basis of new paleomagnetic results, it was set at 60.0 - 58.5 Ma (Marshall et al., 1997). Nonetheless, taking the new paleontological findings (mammals) into account, both in Bolivia and Argentina, contrary to paleomagnetic data, Muizon (in press) confirms the Lower Paleocene age proposed by Muizon & Brito (1993). The Tiupampa locality in Cochabamba is considered as the most important fossiliferous locality in this formation since it provided varied and abundant fauna, studied in more than twenty publications of Marshall and Muizon on

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variada y abundante fauna, estudiada en más de una veintena de publicaciones de Marshall y Muizon en mamíferos, Gayet en peces, y otros investigadores franceses y argentinos, en la identificación de los reptiles y batracios. Tres miembros son reconocidos en la Formación Santa Lucía: el inferior de limolitas con moldes de gastrópodos, de ambiente aluvial distal a lacustre; el miembro medio, en el que se encontraron la mayoría de los vertebrados fósiles, es de mayor tamaño de grano, constituido por areniscas de grano medio a conglomerádicas, con paleosuelos, correspondiendo a un ambiente fluvial de ríos meandrantes. Esta formación concluye con el miembro superior, formado por fangolitas lacustres.

mammals, Gayet on fish, and other French and Argentine researcherson the identification of reptiles and batrachians. Three members are recognized in the Santa Lucia Formation: the lower member, with siltstones with gastropod molds, and pertaining to a distal to lacustrine alluvial environment; the middle member, in which most of the fossil vertebrates were found, has larger grain size, made up by medium grain to conglomeradic sandstones, and with paleosoils pertaining to a meandering river fluvial environment. This formation ends with the upper member, made up by lacustrine mudstones.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En la región de Caracollo-Soledad, Oruro, en el límite de la Cordillera Oriental y el Altiplano, se desarrollaron más de un centenar de conglomerados fluviales pertenecientes a la Formación Khollpana (Lizeca et al., 1990) del Mioceno medio. Estas rocas se superponen discordantemente sobre los sedimentos silurodevónicos de la región, y están sobrepuestos por las tobas de la caldera colapsada Formación Soledad (Redwood, 1987) del Mioceno superior (4,5 - 5,2 Ma, Lavenu, 1986)

In the Caracollo-Soledad, Oruro region, at the Eastern Cordillera and Altiplano boundary, more than a hundred fluvial conglomerates developed, corresponding to the Middle Miocene Khollpana Formation (Lizeca et al., 1990). These rocks lie in unconformity over the region’s Silurian-Devonian sediments, and are overlain by the tuffs of the collapsed caldera of the Soledad Formation (Redwood, 1987) of Upper Miocene age (4.5 – 5.2 Ma, Lavenu, 1986).

En el borde occidental de la parte central de la Cordillera Oriental de Bolivia, desde el oeste de Cochabamba hasta la Meseta de Mororcocala al NE de Oruro, y hacia el sur hasta el sinclinal de Miraflores, se depositaron durante el inicio del Ciclo Andino II, una secuencia conglomerádica de varios cientos de metros de potencia, rellenando fosas y valles sinclinales. Estas cuencas miocenas son estrechas y alargadas, relacionadas a fallas longitudinales, las que tienen una dirección general NW-SE.

At the western border of the central part of the Bolivian Eastern Cordillera, from the west of Cochabamba to the Morococala Plateau NE of Oruro, and in the south up to the Miraflores syncline, a conglomeradic sequence with a power of several hundreds of meters was deposited at the beginning of the Andean II Cycle, filling syncline trenches and valleys. These Miocene basins are narrow and elongated, and are related to sidewise faults that have a general NW-SE trend.

Según Pacheco & Fernández (1994), al este del Cabalgamiento Principal, y en forma paralela, se instalaron antefosas, seguidas de un tectonismo compresivo dando lugar al depósito inicial de facies fluviales con una dirección de paleocorriente longitudinal SE-NW y un depocentro contiguo al sector NE del Cabalgamiento Altiplánico Principal.

According to Pacheco & Fernández (1994), east of the Main Thrusting and parallel to it, several foredeeps were installed, follwed by a compressive tectonism, giving place to the initial deposit of fluvial facies in a SE-NW sidewise paleocurrent direction, and with a depo-center adjacent to the NE sector of Main Altiplano Thrusting .

Los sedimentos que rellenan estas cuencas de antepaís a lo largo del borde oeste de la Cordillera Oriental, han recibido diferentes nombres formacionales de acuerdo a su posición geografica. De norte a sur se reconocen cuatro formaciones Morochata, Parotani, Bolívar y Mondragón. En este Compendio se considera que las cuatro formaciones son aproximadamente sincrónicas, y que marcan el inicio del Ciclo Andino II en esta región de la Cordillera Oriental.

The sediments filling this foreland basin, along the western border of the Eastern Cordillera, have been given different formation names, depending on their geographic position. From north to south, four formations are recognized, namely the Morochata, Parotani, Bolivar and Mondragón formations. This Compendium considers that all four formations are approximately synchronic, and mark the initiation of the Andean II Cycle in this Eastern Cordillera region.

Sobrepuestas a la Formación Santa Lucía, se desarrolla una estrecha cuenca de sedimentos de origen fluvial, cuyos sedimentos fueron denominados localmente como Formación Morochata (Jordán, 1967). Esta secuencia está constituida por conglomerados polimícticos y areniscas rojizas de origen fluvial y de abanicos aluviales de más de 500 m de potencia.

Lying on top of the Santa Lucía Formation, a narrow sediment basin of fluvial origin develops, the sediments of which were locally called Morochata Formation (Jordán, 1967). This sequence is made up by polymictic conglomerates and reddish sandstones of fluvial origin, and alluvial fans of a thickness exceeding 500 m.

Más al sur, en la localidad de Parotani y en los valles de Capinota, se desarrolla otra cuenca miocena de origen fluvio lacustre, cuyos sedimentos fueron denominados Formación Parotani (PérezGuarachi, 1982). Esta secuencia de color rojizo, está constituida

Further south, in the locality of Parotani and in the Capinota valleys, another Miocene basin of fluviolacustrine origin develops, the sediments of which were called Parotani Formation (PérezGuarachi, 1982). This reddish sequence is made up by polymictic

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA por conglomerados polimícticos intercalados con niveles arcillosos, areniscas conglomerádicas, arcillas, margas yesíferas y tobas, que alcanzan un espesor de 210 m.

conglomerates interbedded with argillaceous levels, conglomeradic sandstones, clays, gypseous marls and tuffs, reaching a thickness of 210 m.

Otra importante cuenca miocena se desarrolla más al sur, en la provincias de Arque (Cochabamba), y norte de Ibáñez (Potosí). Estos sedimentos, denominados Formación Bolívar (Gumucio, 1967), constituyen al igual que los anteriores, depósitos aluviofluviales y lacustres con facies evaporíticas, constituidos por conglomerados basales polimícticos, pelitas y areniscas con intercalaciones de tobas hacia el tope que reflejan el acortamiento de una cuenca de antepaís. (García et al., 1993; Pacheco et al., 1994). Estas rocas fueron datadas en 17,4 ± 0,11 Ma (Gubbels et al., 1993).

Another important Miocene basin develops further south, in the provinces of Arque (Cochabamba), and north of Ibañez (Potosí). Just like the preceding ones, these sediments, called Bolívar Formation (Gumucio, 1967), constitute alluvial-fluvial and lacustrine deposits with evaporitic facies, made up by tuff interbedding at the top, reflecting the shortening of the foreland basin (García et al., 1993; Pacheco et al., 1994). These rocks were dated at 17.4 ± 0.11 Ma (Gubbels et al., 1993).

Posteriormente, en el Mioceno terminal y en el sector occidental, las superficies erodadas tanto de la Formación Bolívar como de toda la secuencia paleozoica y mesozoica, fueron cubiertas por las ignimbritas de la Formación Morococala (Ahlfeld & Branisa, 1960). Las volcanitas de esta formación constituyen flujos de ceniza diferenciadas en dos unidades de enfriamiento: la primera de composición riolita andalucítica (8,4 Ma) y la segunda riolita cordierítica (6,8 Ma). Estas rocas corresponden a tres emisiones ignimbríticas con flujos de cenizas soldadas a no soldadas (Pacheco et al., 1992, 1994; García et al., 1993)

Later on, in the western sector and during the terminal Miocene, the eroded surfaces of both the Bolivar Formation and the whole Paleozoic and Mesozoic sequence were covered by the ignimbrites of the Morococala Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). This formation’s volcanites make up ash flows that can be differentiated in two cooling units: the first on has a rhyolite-andalucite composition (8.4 Ma), and the second one a rhyolite-cordierite composition (6.8 Ma). These rocks pertain to three ingnimbritic emissions with welded to unwelded ash flows (Pacheco et al., 1992, 1994; García et al., 1993).

Finalmente, mucho más al sur se desarrolló otra cuenca del Mioceno temprano, con el relleno de depósitos conglomerádicos volcanogénicos de la Formación Mondragón (Lohmann & Branisa, 1962), equivalente temporal de las formaciones Morochata, Parotani y Bolívar. El análisis de esta unidad será efectuado más adelante al considerar la región del Sinclinal de Miraflores en Potosí (p. 64).

Finally, further south, another Early Miocene basin developed, with the volcanogenic congolomeradic deposit infill of the Mondragón Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is a temporal equivalent of the Morochata, Parotani and Bolivar formations. This unit’s analysis will be carried out later, when considering the Miraflores Syncline region in Potosí (p. 64).

Sedimentos neógenos y cuaternarios rellenan la mayor parte de las cuencas, como las de Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile y otras menores. La mayoría de ellas son cuencas de piggy back y pullapart. Algunas tobas próximas al valle de Santiváñez proporcionaron valores de aproximadamente 2,21 ± 0,42 Ma. Estas edades indican que las fallas con rumbo ESE asociadas se encuentran activas desde el Mioceno temprano (Kennan et al., 1995). Las formaciones Loromayu y Sacaba (Lavenu & Ballivián, 1979), rellenan una cuenca pull-apart con sedimentos fluviales y lacustres, en los que se observa una marcada influencia volcánica. La Formación Sacaba tiene aproximadamente 300 m de espesor. En estos sedimentos se encontraron restos de gliptodontes en el valle del Río Rocha.

Neogene and Quaternary sediments fill most of the basins, including the Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile, and other smaller bains. Most of them are piggy back and pull-apart basins Some of the tuffs close to the Santivañez valley gave values of approximately 2.21 ± 0.42 Ma. These ages indicate that the related ESE trend faults are active since the Early Miocene (Kennan et al., 1995). The Loromayu and Sacaba Formations (Lavenu & Ballivián, 1979) fill a pull-apart basin with fluvial and lacustrine sediments displaying a marked volcanic influence. The Sacaba Formation has an approximate thickness of 300 m. In the Rocha River valley, gliptodont remanents were found in these sediments.

Más al sur, entre Cochabamba y Sucre, se desarrolla la cuenca de la Formación Aiquile (Oller, 1992), que representa el relleno de sedimentos aluviales y fluviales en el valle de Mizque-Aiquile.

Further south, between Cochabamba and Sucre develops the Aiquile Formation (Oller, 1992), which represents the alluvial and fluvial sediment infill in the Mizque-Aiquile valley.

La Cuenca de Miraflores-Potosí

The Miraflores-Potosí Basin

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Sedimentos del Grupo Potosí (Rivas-Valenzuela, 1968) rellenan diferentes fosas tectónicas del centro y sur. Estas se disponen en tres grandes fajas: la occidental de Atocha-Tatasi, otra central que

The Potosí Group (Rivas-Valenzuela, 1968) sediments fill different rift grabens from the center and south. These rifts are laid out in three big belts: the western Atocha-Tatasi belt, the central

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corresponde al Sinclinal de Miraflores, y finalmente el lineamiento oriental correspondiente al Sinclinal de Camargo. La fosa más antigua de la región corresponde al Sinclinal de Miraflores que tuvo un relleno sedimentario continuo, posiblemente desde el Jurásico tardío hasta el Paleoceno. Las fosas occidentales y orientales tuvieron una actividad de relleno posterior a la apertura del rift cretácico, desde el Cretácico superior hasta el Paleoceno.

FASES TECTONICAS

Miraflores Syncline belt, and finally, the western lineament, pertaining to the Camargo Syncline. The region’s oldest trench corresponds to the Miraflores Syncline, which underwent a continuous sedimentary infill, probably from the Late Jurassic to the Paleocene. The western and eastern trenches underwent an infill activity later than the opening of the Cretaceous rift, from the Cretaceous to the Paleocene.

AREA DE ATOCHA sector occidental

POST

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AREA DE MIRAFLORES sector central

AREA DE CAMARGO sector oriental

Cayara

Impora

Santa

RIFT

El conglomerados

Lucía

Molino

Chaunaca

Torotoro

Aroifilla Miraflores SYNRIFT

Tarapaya La Puerta B a s a m

e n t o

Pa l e o

z o i c o

Fig. 3.4 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Andino I en la Cordillera Oriental.

Stratigraphy of the Andean Cycle I sediments in the Eastern Cordillera.

La base de la secuencia está formada por potentes depósitos rojizos (conglomerados y lutitas rojas) correspondientes a las formaciones Condo (Cherroni, 1963) de facies aluvial y fluvial, y Kosmina (Cherroni, 1968) depositada en un ambiente fluvial, de las mismas características que sus equivalentes arenosos, las formaciones La Puerta (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y Sucre (Lohmann & Branisa, 1962), fluvial y transicional deltaico.

The sequence base is made up by thick reddish deposits (conglomerates and red shale) pertaining to the Condo Formation (Cherroni, 1963), with alluvial and fluvial facies, and the Kosmina Formation (Cherroni, 1968), deposited in a fluvial environment, with the same features as its arenaceous equivalents, the La Puerta Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of fluvial environment, and the fluvial, and transitional deltaic Sucre Formation (Lohmann & Branisa, 1962).

En el area de Cornaca, en la región de Camargo, se desarrollaron brechas basálticas con olivino y cromita-magnetita, que según Tawacoli (1993) constituyen una evidencia del magmatismo máfico del rifting de trasarco. Rossling & Ballón (1996) refieren que la intrusión del gabro de Cerro Grande, también en el area de Camargo, de edad 120,5 ± 0,5 Ma, puede representar el evento más antiguo del rifting cretácico.

In the Cornaca area, in the Camargo region, basaltic breccia with olivine and chromite-magnetite developed, which, according to Tawackoli (1993) constitute evidence of the mafic magmatism of the back-arc rifting. Rossling & Ballón (1996) report that, with an age of 120.5 ± 0.5 Ma, the gabbro intrusion of Cerro Grande, also in the Camargo area, could represent the oldest event of the Cretaceous rifting.

Mertmann & Fiedler (1997) afirman que las formaciones La Puerta, Tarapaya, Miraflores y Aroifilla, deben ser atribuídas a una fase sinrift que estuvo caracterizada por una tectónica extensional activa. En el sur, la sedimentación clástica terrígena está confinada a un segmento pequeño de graben, limitado por la falla Tocloca al este y otra falla al oeste, localizada posiblemente entre Atocha y Tupiza. Según estas autoras, el segmento del graben fue mucho más amplio en el área de Potosí-Betanzos-Otavi.

Mertmann & Fiedler (1997) state that the La Puerta, Tarapaya, Miraflores and Aroifilla formations must be attributed to a synrift phase that featured active extensional tectonics. In the south, the terrigenous clastic sedimentation is confined to a small graben segment, limited by the Tocloca fault to the east, and another fault to the west, which is possibly located between Atocha and Tupiza. According to these authors, the graben segment was much wider in the Potosí-Betanzos-Otavi area.

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Continúa una secuencia de areniscas y pelitas rojas y violáceas, con niveles conglomerádicos. Este conjunto corresponde a la Formación Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962), que fue depositado bajo un régimen fluvial, lacustre, y transicional deltaico. Prosiguen de forma transicional las calizas grises fosilíferas de la Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941), representada por facies marinas de plataforma somera, con marcada influencia costera y mareal. Esta formación constituye un excelente nivel guía de referencia estratigráfica que representa una importante transgresión marina y formación de una plataforma carbonatada somera. Esta unidad es muy rica en invertebrados marinos cenomanianos: moluscos, equinodermos, ostrácodos y otros grupos de la zona de Neolobites sp.

Continuing is a sequence of sandstones and red and purple pellites continues with conglomeradic levels. This set pertains to the Tarapaya Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which was deposited under a fluvial, lacustrine and transitional deltaic regime. The gray fossiliferous limestones of the Miraflores Formation (Schlagintweit, 1941) continue transitionally, which is represented by shallow shelf marine facies with marked coastal and tidal influence. This formation makes an excellent guide level for stratigraphic reference, representing an important marine transgression and the formation of a shallow carbonated shelf. This unit is very rich in Cenomanian marine invertebrates: mollusks, echinoderms, ostracodes and other groups of the Neolobites sp. zone.

Inmediatamente después se produjo la reactivación de los procesos distensivos, acompañados con numerosas efusiones basálticas, así como la deposición de facies de abanicos aluviales que se encuentran asociados a estas últimas, fenómenos que indican la presencia de verdaderos escarpes de fallas en un proceso de rifting. Esta nueva secuencia se inicia con depósitos de pelitas rojizas, localmente con base conglomerádica, areniscas rojizas y coladas basálticas en su parte inferior, así como presencia de yeso en la parte superior pertenecientes a la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962) que corresponden a depósitos fluviales y lacustres, relacionados con actividad volcánica.

Immediately after, the jostling of distensive processe took place, accompanied by numerous basaltic effusions, as well as the deposition of alluvial fan facies that are related to such effusions. These phenomena indicate the presence of true fault scarpments in a rifting process. This new sequence starts with red pellite deposits, locally with a conglomeradic base and reddish sandstones and basaltic flows in the lower portion. In addition, gypsum of the Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is present at the top, pertaining to fluvial and lacustrine deposits related to volcaninc activity.

Continúa la secuencia con un relleno de postrift con un horizonte calcáreo de 10 a 35 m de espesor, que corresponde a la base de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), que evidencia una segunda transgresión marina. Esta unidad corresponde a facies marinas de plataforma somera, con influencia costera, continúa con pelitas rojas, margas y niveles evaporíticos, así como también areniscas finas subordinadas.

The sequence continues with a postrift infill with a calcareous horizon 10 to 35 m thick, pertaining to the base of the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which displays evidence of a second marine transgression. This unit pertains to shallow shelf marine facies with coastal influence. It goes on with red pellites, marls and evaporitic levels, as well as with subordinate fine sandstones.

Lateralmente, hacia los bordes de cuenca y/o lugares adyacentes a escarpes de falla, se desarrollan las areniscas y areniscas conglomerádicas con limolitas y arcillitas subordinadas, de las formaciones Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) y/o Chaupiuno (Vargas, 1963), que representan depósitos de ambiente fluvial con influencia volcánica y lacustre. En el sur del país (Camargo, Culpina, Chaupiuno y otras comarcas), estas areniscas continentales sobreyacen en discordancia angular a rocas paleozoicas, principalmente ordovícicas.

Sidewise, towards the basin borders and/or places adjacent to the fault escarpments develop the sandstones and conglomeradic sandstones with siltstones and subordinate claystones of the Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) and/or Chaupiuno (Vargas, 1963) formations, representing a fluvial environment with volcanic and lacustrine influence. In the southern part of the country (Camargo, Culpina, Chaupiuno, and other territories), these continental sandstones lie in angular unconformity over the Paleozoic, mainly Ordovician, rocks.

Tanto sobre las arenas de la Formación Toro Toro en el sector oriental, como sobre los sedimentos de las formaciones Chaunaca y Coroma en la parte central, se asienta una secuencia transgresiva compuesta principalmente de calizas grises, margas verdes, pelitas rojas y areniscas calcáreas blancas de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) que corresponde a una secuencia transicional, deltaico-costera, con facies aluviales y lacustres. Es remarcable la influencia marina (varias transgresiones rápidas). Su depósito se inició en el Maastrichtiano temprano y concluyó en el Paleoceno bajo (Daniano). Es una unidad de amplia distribución en el Altiplano y Cordillera Oriental, con equivalentes cronoestratigráficos en el Subandino, Perú y Argentina. A lo largo de su secuencia se desarrollan facies y litologías diferentes: calizas, calizas estromatolíticas (Pucalithus), margas vari-coloreadas, areniscas, limolitas, fangolitas y varios niveles de paleosuelos.

A transgressive sequence made up mainly by gray limestones, green marl, red pellites, and white calcareous sandstones of the El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is settled on top of the Toro Toro Formation sands in the eastern sector, as well as over the sediments of the Chaunaca and Coroma formations in the central part. The El Molino Formation corresponds to a transitional, deltaic-coastal sequence with alluvial and lacustrine facies. The marine influence is remarkable (several quick transgressions). Its deposit started during the Early Maastrichtian and ended during the Lower Paleocene (Danian). This unit is widely distributed in the Altiplano and Eastern Cordillera, and has stratigraphic equivalents in the Subandean, Peru and Argentina. Different facies and lithologies develop along this sequence, including stromatolithic limestones (Pucalithus), varicolored sandstones, siltstones, mudstones and several paleosol levels. Other than the

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Caracterizan a esta unidad, además de las algas estromatolíticas mencionadas, una variedad grande de vertebrados e invertebrados fósiles, como Gasteroclupea branisae y Pucapristis branisi, restos de cocodrilos y tortugas, huellas de dinosaurios (Toro Toro y Sucre), moluscos, restos de plantas, y charáceas. Esta asociación indica una edad maastrichtiana. Esta unidad tiene equivalentes de facies proximales con areniscas calcáreas y paleosuelos de la Formación Cajones del Subandino Centro, las formaciones Eslabón y Flora del Subandino Norte, y los conglomerados de la Formación Tobité del borde del Cratón de Guaporé.

aforementioned stromatolitic algae, his unit features a great variety of fossil vertebrates and invertebrates, including Gasteroclupea branisae and Pucapristis branisi, crocodile and turtle remanents, dinosaur footprints (Toro Toro and Sucre), mollusks, plant remanents and charophytes This association indicates a Maas-trichtian age. This unit has proximal facies equivalents, with calcareous sandstones and paleosols of the Cajones Formation of the Central Subandean, the Eslabón and Flora formations of the North Subandean, and the conglomerates of the Tobité Formation of the Guaporé Craton’s border.

De forma transicional, o con una ligera seudoconcordancia, prosiguen las fangolitas y arcillas, así como limolitas y areniscas pardo rojizas de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en ambientes aluviales, fluviales y lacustres. Los sedimentos de esta unidad están intercalados con algunos niveles de tobas y areniscas conglomerádicas. En el desarrollo de la unidad pueden observarse también varios niveles de paleosuelos. El conjunto fue depositado en una cuenca paleógena de trasarco. En la descripción de esta unidad, efectuada líneas arriba, sobre la región de Tiupampa (Cochabamba) (p. 59-60), se proporciona mayor información sobre la litología, facies y edad de estos sedimentos.

Transitionally, or with a slight pseudoconformity continue the mudstones and clays, as well as the siltsones and reddish brown sandstones iof the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) which was deposited in alluvial, fluvial, and lacustrine environments. This unit’s sediments are interbedded with some tuff and conglomeradic sandstone levels. Several paleosol levels can also be seen in this unit’s development. The set was deposited in a Paleogene back-arc basin. In this unit’s description above, regarding the Tiupampa region (Cochabamba) (p. 59-60), greater information on the lithology, facies and age of these sediments is provided.

Por encima sobreyacen los sedimentos de la Formación Impora (Sempere et al., 1988), que representan un ambiente fluvial y lacustre. Esta formación es considerada como un equivalente del miembro superior de la Formación Santa Lucía en el área de Camargo.

On top lie the sediments of the Impora Formation (Sempere et al., 1988), representing a fluvial and lacustrine environment. This formation is considered to be the equivalent of Santa Lucía Formation’s upper member, in the Camargo area.

La secuencia concluye con un conjunto de formaciones paleógenas (Paleoceno superior a Oligoceno inferior), representadas por la Formación Cayara (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y lacustre, y la Formación Potoco (Pérez-Mendieta, 1963), depositada en una planicie fluvial y lacustre pero con influencia volcánica. Las dos unidades fueron depositadas en cuencas de trasarco y antepaís., y finaliza con las facies fluviales y lacustres de la Formación Camargo (Vargas-Flores, 1963), en una cuenca piggy back de la Cordillera Oriental.

The sequence ends with a set of Paleogene formations (Upper Paleocene to Lower Oligocene), represented by the Cayara Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of a fluvial and lacustrine environment, and the Potoco Formation (Pérez-Mendieta, 1963), deposited in a fluvial and lacustrine plain, yet with volcanic influence. Both units were deposited in back-arc and foreland basins. The set ends with the fluvial and lacustrine facies of the Camargo Formation (Vargas-Flores, 1963), deposited in a Eastern Cordillera piggy back basin.

La transición de la Formación Potoco a la Formación Camargo indica un cambio de facies gruesas de origen aluvial proximal a facies de grano fino de origen aluvial distal (Marshall et al. , 1997).

The transition of the Potoco Formation to the Camargo Formation indicates a shift from coarse, proximal alluvial origin facies to fine grained, distal alluvial origin facies (Marshall et al. , 1997).

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

La gran discontinuidad en los Andes se produce en el límite Oligoceno-Mioceno, debido a la formación, en territorio peruanochileno, de un complejo arco volcánico. La sedimentación durante el Ciclo Andino II está estrechamente relacionada al volcanismo mioceno, especialmente en centros como Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni y San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). La mayor parte de esta actividad está localizada sobre los grandes lineamientos tectónicos, como Uyuni-Khenyani.

The large discontinuity in the Andes occurs in the OligoceneMiocene limit, due to the formation of a complex volcanic arc in Peruvian-Chilenian territory. During the Andean II Cycle, the sedimentation is closely linked to the Miocene volcanism, particularly in centers such as Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni and San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). Most of the activity is located over the large tectonic lineaments such as Uyuni-Khenyani.

En el área de Miraflores (Potosí), durante el Mioceno inferior se inicia el registro de los Conglomerados Mondragón (Lohmann & Branisa, 1962), depositados en una cuenca de piggy back de la Cordillera Oriental, y que sobreyacen de forma discordante sobre distintas unidades de distinta edad. Estos conglomerados

In the Miraflores area (Potosí), the Mondragón Conglomerates (Lohmann & Branisa, 1962) record starts during the Lower Miocene. These conglomerates were deposited in an Eastern Cordillera piggy back basin, and lie in unconformity over different units of different ages. They correspond to alluvial, fluvial and

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA corresponden a depósitos aluviales, fluviales y volcánicos (ignimbritas y basaltos). La mayoría de los clastos corresponden a rocas paleozoicas. Sin embargo, una tercera parte pertenece a rocas cretácicas del Grupo Puca. Una muestra de toba recolectada cerca de la base de la Formación Mondragón proporcionó una edad absoluta de 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) refieren la datación de una ignimbrita de la base de la unidad en 19 Ma. Una detallada descripción secuencial de esta formación fue realizada por Jarandilla (1988).

volcanic deposits (ignimbrites and basalts). Most of the clasts pertain to Paleozoic rocks. However, one third of them belongs to Cretaceous rocks of the Puca Group. A tuff sample collected near the base of the Mondragón Formation gave an abolute age of 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) report the date of an ignimbrite from the unit’s base at 19 Ma. A detailed sequential description of this formation was carried out by Jarandilla (1988).

En la región de Potosí, sobreyacen a estos conglomerados, aparentemente en seudoconcordancia, rocas volcanoclásticas de la Formación Agua Dulce (Turneaure & Marvin, 1947) relacionadas a la caldera de Kari Kari.

In the Potosí region, these conglomerates are overlain by volcanoclastic rocks of the Agua Dulce Formation (Turneaure & Marvin, 1947), which are related to the Kari Kari caldera.

Un corte actualizado del Cerro Rico de Potosí (Cunningham et al., 1996, fig. 2) muestra una secuencia neógena, desarrollada de forma discordante sobre filitas y areniscas ordovícicas, integrada por los conglomerados de la Formación Pailaviri (Evans, 1940) de origen aluvial y fluvial, y concluye con tobas volcánicas y lutitas fluviolacustres de la Formación Caracoles (Turneaure & Marvin, 1947), todas ellas relacionadas con la caldera de Kari Kari. Todo lo anterior se halla intruido por las dacitas del Cerro Rico.

An updated cut of the Cerro Rico of Potosí (Cunningham et al., 1996, fig. 2) shows a Neogene sequence that developed in unconformity over Ordovician phyllites and sandstones, and that is integrated by conglomerates of the Pailaviri Formation (Evans, 1940), of alluvial and fluvial origin. It ends with the volcanic tuffs and fluviolacustrine shale of the Caracoles Formation (Turneaure & Marvin, 1947), all of them related to the Kari Kari caldera. All of the above is intruded by the Cerro Rico dacites.

Fig. 3.5 Magmatismo Mioceno en el borde oeste de la Cordillera Oriental Miocene magmatism in western border of Eastern Cordillera (Modificado de / Modified from Grant et al., 1979; Schneider, 1981, 1985; Schneider & Halls, 1985; Koeppen et al., 1987; Ort, 1991, 1991; Gubbels, 1993)

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Sector Sur de la Cordillera Oriental

JUNIO 2000

South Sector of the Eastern Cordillera

Las Cuencas Cenozoicas de Tupiza, Nazareno y Estarca

The Cenozoic Tupiza, Nazareno and Estarca Basins

Las cuencas de Tupiza, Nazareno y Estarca, conforman estrechas franjas de dirección N-S rellenas con sedimentos continentales de edad cenozoica; están restringidas al sector sur de la Cordillera y abarcan desde la localidad de Tupiza por el norte hasta la frontera con la Argentina por el sur, algunas de ellas ingresan a territorio argentino.

The Tupiza, Nazareno and Estarca basins make up narrow N-S trend strips filled with Cenozoic continental sediments; they are restricted in the southern sector of the Cordillera, and range from the locality of Tupiza in the north, to the border of the Republic of Argentina, to the south. Some of them extend into Argentine territory.

La cuenca de Tupiza fue generada durante un período que comenzó al final del Oligoceno, cerca de los 29 Ma y finaliza en el Mioceno tardío entre 10 y 9 Ma. Durante 29 y 21 Ma la cuenca se abre como una cuenca pull-apart, relacionada a fallas N-S de desgarre sinestral. El cambio del marco tectónico coincide con el gran aumento en la velocidad de convergencia entre la placa de Nazca y Sudamérica produciendo cabalgamientos y fallamientos. Estos fenómenos producen las geometrías de las cuencas de Estarca y Nazareno que se desarrollan como cuencas de piggyback, mientras que la cuenca de Tupiza adquiere una geometría característica con cabalgamiento marginal de vergencia centrípeta.

The Tupiza basin was generated during a period beginning at the end of the Oligocene, ca. 29 Ma, and ending during the Late Miocene, between 10 and 9 Ma. During 29 and 21 Ma, the basin opened up as a Pull-Apart related to N-S sinistral wrench faults. The change in tectonic framework coincides with the great increase in the convergence velocity between the Nazca Plate and South America, producing thrustings and faultings. These phenomena produce the geometric Estarca and Nazareno basins, which develop as piggy back basins, while the Tupiza basin acquires a typical characteristic with centripetal-verging marginal thrusting.

El relleno sedimentario en las tres cuencas es un tanto distinto, en Tupiza se inicia con el depósito de brechas rojas de conos aluviales que pasan gradualmente a facies de arcillas rojas con yeso Formación Palala/Catati, (Blanco,1990; Herail,1991) estas últimas están restringidas únicamente a las partes más profundas de la cubeta; es frecuente encontrar también por sectores facies arenosas de ríos entrelazados. Todo este conjunto tiene un espesor de 50 a 100 m, descansa discordantemente sobre las lutitas negras ordovícicas de las formaciones Obispo y Cieneguillas y/o sobre sedimentos del Cretácico (Formación Chaunaca).

The sedimentary infill of the three basins is quite different; in Tupiza, it starts with the deposition of red breccia from alluvial cones which gradually shift to red clay facies with gypsum Palala/Catati Formation (Blanco, 1990; Herail, 1991). The latter are restricted only in the deepest areas of the trough; braided river arenaceous facies are frequently found by sectors. This whole set has a thickness of 50 to 100 m, and it rests in unconformity upon Ordovician black shale of the Obispo and Cienaguillas formations and/or over Cretaceous sediments (Chaunaca Formation). The Palala/Catati Formation is covered by a thick series of red alluvial conglomerates with Ordovician rock boulders, and in lesser proportion, with Cretaceous limestones pertain to Tupiza Formation (Montaño, 1966). An acid lava flow (Rondal Formation) stands out within these sediments, having been dated at an age of 22.7 ± 0.6 Ma. The Tupiza Formation reaches a thickness ranging from 500 to 1000 m.

La Formación Palala/Catati está recubierta por una espesa serie de conglomerados rojos de origen aluvial con cantos rodados de rocas ordovícicas y en menor proporción de calizas cretácicas correspon-dientes a la Formación Tupiza (Montaño 1966). Dentro de estos sedimentos se ha detectado una colada de lava ácida (Formación Rondal) la misma que a sido datada en 22,7 ± 0,6 Ma. La Formación Tupiza alcanza un espesor de 500 a 1000 m.

With a thickness not exceeding 1000 m, the Nazareno Formation (Montaño, 1966) lies in unconformity over the Tupiza Formation. At the Nazareno and Estarca basins, it is supported directly by Ordovician sediments; this unit starts with conglomeradic levels that shift to arenaceous-argillaceous facies which are typical of this formation. The conglomeradic proximal facies are made up by Ordovician rock clasts and pertain to alluvial fan deposits. Towards the basin’s axis, the most distal facies are made up by pink and white sandstones interbedded with argillaceous deposits of medium to distal fluvial environments. This lithofacies contains tuffite levels and tuffitic conglomerates with dacite clasts, which are probably associated to the Choroma volcanic event. A dacitic tuffite sample from near the base of this formation gave an age (K-Ar) of 18 ± 0.5 Ma.

La Formación Nazareno (Montaño, 1966), con un espesor no mayor a 1000 m, se sobrepone a la Formación Tupiza en una relación discordante. En las cuencas de Nazareno y Estarca apoya directamente sobre sedimentos ordovícicos; esta unidad se inicia con niveles conglomerádicos gradando hacia arriba a facies arenoarcillosas típicas de esta formación. Las facies proximales conglomerádicas están compuestas por clastos de rocas ordovícicas y corresponden a depósitos de abanicos aluviales. Hacia los ejes de cuenca las facies más distales están compuestas por areniscas rosadas y blancas interestratificadas con depósitos arcillosos de ambientes fluviales medio a distal. Esta litofacies contiene niveles de tobas y conglomerados tufiticos con clastos de dacita probablemente asociado al evento volcánico Choroma, una muestra de toba dacítica de cerca la base de esta formación dio una edad (K-Ar) de 18 ± 0,5 Ma.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La Formación Oploca (Montaño, 1966) corresponde al relleno final de la cuenca de Tupiza, sobreyace a la Formación Nazareno, lateral y localmente lo hace directamente sobre rocas ordovícicas en una relación discordante angular. Los sedimentos de esta unidad alcanzan algo más de 600 m de espesor; está constituida por conglomerados con matriz arenosa y niveles de areniscas subor-dinadas, los conglomerados son clasto soportados, muy bien redondeados, son abundantes aquellos de origen volcánico (lavas y tobas dacíticas). También es frecuente encontrar niveles tufiticos retrabajados. Un nivel de toba que no contiene material retrabajado, de cerca del tope de esta formación, dio una edad de 8,25 ± 0,74 Ma. Estos sedimentos han sido depositados en un sistema de ríos entrelazados, las direcciones de paleocorrientes indican un transporte paralelo al eje de cuenca, mientras que para las formaciones más viejas el transporte se produjo desde los bordes hacia el centro de cuenca.

Corresponding to the final infill of the Tupiza basin, the Oploca Formation (Montaño, 1066) lies over the Nazareno Formation, laterally and locally directly over Ordovician rocks in an unconforming angular relation. This unit’s sediments reach up to a thickness of a little more than 600 m. It is made up by arenaceous matrix conglomerates and subordinate sandstone levels. The conglomerates are clast-supported, very well rounded, and those of volcanic origin (lavas and dacitic tuffites) are abundant. Frequen-tly, overworked tuffitic levels can be found. Near the top of this formation, a single tuffite level not containing any overworked material gave an age of 8.25 ± 0.74 Ma. These sediments were deposited in a braide river system. The paleocanal directions indicate a transportation parallel to the basin’s axis, while, for the older formations the transportation occured from the edges to the center of the basin.

La Cuenca Pleistocena de Tarija

The Pleistocene Basin of Tarija

Hasta hace poco, los geólogos del Cuaternario utilizaron el nombre de “Tarija” para referirse a la cuenca pleistocena de los alrededores de esa ciudad, pero en vista de que dos unidades no deben tener el mismo nombre, y respetando las normas del Código de Nomenclatura Estratigráfica sobre prioridad, por cuanto el nombre de “Formación Tarija” es aplicado desde los años veinte para rocas del Carbonífero del Subandino Sur, se propuso reactualizar y convalidar el término informal ya utilizado por geólogos del área de Tarija como Formación Tolomosa (Suárez & Díaz, 1996). En el cuadro cronoestratigráfico de Oller (1992) esta secuencia fue referida como Formación Orozas. Esta rocas pleistocenas están constituidas por sedimentos continentales fluviales y lacustres, que rellenaron la cuenca cuaternaria de piggy back de la Cordillera Oriental. Las características litológicas, y otras referencias de la abundante fauna de vertebrados ensenadenses, como Cuvieronius tarijensis y Megatherium tarijense, encontrada en estos sedimentos puede ser consultada en la veintena de publicaciones sobre el particular. Un resumen de ellas está consignada en Marshall & Sempere (1991).

Up until the recent, the Quaternary geologists used the name of “Tarija” to refer to the Pleistocene basin in the surrounding area of such city; however, since two units can not have the same name, and the name “Tarija Formation” is applied to the South Subandean Carboniferous rocks since the 20’s, in observance of the norms on priority of the Stratigraphic Nomenclature Code, a proposal was made to update and validate the informal term which geologists in the Tarija area had already been using; that is, Tolomosa Formation Suárez & Díaz, 1996). In Oller’s (1992) chronostratigraphic chart, this sequence is referred to as the Orozas Formation. These Pleistocene rocks are made up by fluvial and lacustrine continental sediments that infilled the Quaternary piggy back basin of the Eastern Cordillera. The lithological features, and other references on the abundant Ensenadean vertebrate fauna found in these sediments, such as Cuvieronius tarijensis and Megatherium tarijense, may be consulted in a score of publications on the topic. A summary thereof can be found in Marshall & Sempere (1991).



Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el Escudo Brasilero que constituía el borde occidental del Continente de Gondwana, experimentó una serie de modificaciones consistentes en la acreción de nuevos terrenos, formación de algunas cuencas intracratónicas, y el desarrollo de importantes cinturones orogénicos como los de San Ignacio, Sunsás y Aguapei (Litherland et al., 1986). Posteriormente, hacia finales del Proterozoico o inicios del Paleozoico, mientras los supercontientes de Laurentia y Gondwana se desplazaban en posiciones contrarias, como consecuencia de una fuerte tensión cortical en el borde occidental del Gondwana, se inició un proceso de triple fractura en territorio boliviano. Esta triple factura originó la separación de la microplaca denominada Macizo de Arequipa-Huarina y la formación del rift intracratónico del Paleozoico inferior boliviano “Rift Contaya-Tacsara” (Suárez-Soruco, 1989) véase p. 5.

During the Archeozoic and Proterozoic, the Brazilian Shield that made up the western border of the Gondwana Continent experienced a series of modifications, which consisted of the accretion of new terranes, formation of some intracratonal basins, and the development of important orogenic belts, such as the those of San Ignacio, Sunsás and Aguapei (Litherland et al., 1986). Later on, towards the end of the Proterozoic or beginning of the Paleozoic, a triple fracture process started in Bolivian territory, while the Laurentia and Gondwana supercontinents displaced in opposite positions as consequence of a strong crustal stress in the western border of Gondwana. This triple junction gave place to the separation of the microplate called Arequipa-Huarina Massif and the formation of the intracratonic rift of the Bolivian Lower Paleozoic “Contaya-Tacsara Rift” (Suárez-Soruco, 1989). See p. 5.

El centro de esta triple factura estuvo localizado aproximadamente en la región del Chapare (Cochabamba) y consistió de los siguientes brazos: el primero con orientación W-E con

The center of this triple junction was located approximately in the Chapare region (Cochabamba), and consisted of the following branches: the first branch with a W-E trend and an extension

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prolongación hacia la región de Chiquitos; un segundo brazo con dirección N-S, desde el Chapare hasta el norte argentino, y un tercer brazo, con orientación SE-NW, desde el Chapare hacia el Perú y posiblemente afectando también territorio ecuatoriano. El desarrollo extensional de las fracturas N-S y SE-NW causó la formación de un amplio rift y la consiguiente separación de la Microplaca de Arequipa-Huarina. La apertura de estas fracturas posiblemente siguió un orden rotacional de formación, siguiendo el siguiente orden destrógiro: Cuenca Chiquitana (principalmente proterozoica), Cuenca de Tacsara (abierta a fines del Proterozoico), y Cuenca de Contaya (en el Ordovícico medio) [Erdtmann & Suarez-Soruco, 1999].

towards the Chiquitos region; a second branch with N-S trend, from Chapare to northern Argentina; and the third branch, with SE-NW trend from Chapare to Peru, and which probably also affects Equatorian territory. The extensional development of the N-S and SE-NW fractures caused the formation of a wide rift, and the consequent separation of the Arequipa-Huarina Microplate. The opening of these fractures probably followed a rotational formation order, according to the following clockwise order: Chiquitos Basin (mainly Proterozoic), Tacsara Basin (opened at the end of the Proterozoic), and Contaya Basin (in the Middle Ordovician) [Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999].

Durante los ciclos Brasiliano y Tacsariano, la cuenca, inicialmente pequeña, se rellenó con sedimentos clásticos y carbonatos marinos, gruesos y no fosilíferos durante el Cámbrico, y paulatinamente más finos en el Ordovícico inferior (facies con graptolites). A partir del Ordovícico medio se producen coladas submarinas de rocas básicas y ultrabásicas, y al final del Ordovícico, la inyección de grandes cuerpos plutónicos localizados en el norte argentino, produce el solevantamiento de una protocordillera oclóyica. Durante el Ciclo Cordillerano, la cuenca se amplió considerablemente, aunque las facies son más someras.

During the Brazilian and Tacsarian cycles, the initially small basin was infilled with clastic sediments and marine carbonates, which were coarse and non-fossiliferous during the Cambrian, and gradually became thinner during the Ordovician (facies with graptolites). Starting with the Middle Ordovician, submarine flows basic and ultramafic rocks were produced, and at the end of the Ordovician, the injection of large plutonic bodies located in northern Argentina produce the uplift of an ocloyic proto-range. During the Cordilleran Cycle, the basin was considerably expanded, although the facies are shallower.

A fines del Ciclo Cordillerano se produjo una deformación tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y cordilleranas, la Fase Chiriguana (o Eohercínica). Estos movimientos fueron ampliamante discutidos por Megard, Martinez, Tomasi y otros geólogos de ORSTOM, en una extensa serie de publicaciones. Estos movimientos compresivos, producidos a nivel continental, ocasionaron el plegamiento de las rocas previas y la formación de una cordillera hercínica, desde el norte de sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica. La edad aproximada del metamorfismo de esta deformación en la Cordillera Oriental Sur, fue medida por Tawackoli et al. (1996) entre 374 y 317 millones de años.

At the end of the Cordilleran cycle, an important tectonic deformation occured, the Chiriguano (or Eo-hercynic) Phase, involving the Tacsarian and Cordilleran sequences. In a series of extensive publications, these movements were widely discussed by Megard, Martinez, Tomasi and other ORSTOM geologists. Produced at continental level, these compressive movements caused the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic range, embracing from the north of South America, passing by the austral ranges if Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this deformation’s metamorphism in the South Eastern Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and 317 millions of years.

La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló inicialmente con cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y poste-riormente, en el oeste, con facies de plataformas marinas carbonáticas al oeste (Grupo Titicaca). Este ciclo concluye con la Fase Kolla, con coladas basálticas durante el Triásico superior y Jurásico inferior en el borde oriental, e intrusiones plutonicas en el sector noroccidental [225-202 Ma] (Cordillera Real).

The Subandean Cycle basin developed initially with submarine canyons to the east (Macharetí-Mandiyutí groups), and later on, with carbonatic marine shelf facies to the west (Titicaca Group). This cycle ends during the Upper Triassic and Lower Jurassic with the Kolla Phase, with basaltic flows at the eastern border, and plutonic intrusions in the northwester sector [225-202 Ma] (Cordillera Real).

Durante el Ciclo Andino, a partir del Jurásico inferior, las secuencias se continentalizan, se forman cuencas de rift de trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y lagunares. Durante el Mesozoico el arco volcánico provee de cenizas y materiales que se intercalan en las secuencias clásticas. Algunas transgresiones marinas (Miraflores, El Molino) interrumpen el depósito contínuo continental.

During the Andean Cycle, starting at the Lower Jurassic, the sequences become continental, forming back-arc rift basins with alluvial, aeolian, fluvial and pond plains. During the Mesozoic, the volcanic arc provides ashes and other materials that interbed with the clastic sequences. Some marine transgressions (Miraflores, El Molino) interrupt the continuous continental deposit.

Según muchos autores (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990; Tawackoli et al. 1996), una importante deformación 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, la deformación compresiva

According to several authors (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990; Tawackoli et al. 1996), an important deformation of the South Eastern Cordillera took place during the Lower Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin started with a major tectonic pulse aroung 22 to 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation is of different ages. At the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA tiene distintas edades, en la cuenca de Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y en las cuencas de Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.

Nazareno basin, ages from 22 to 12 Ma were registered, while the Tupiza-Estarca basins got activated aroung 17 Ma.

De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa más importante del plegamiento andino se produjo alrededor de los 20 Ma (Oligoceno tardío - Mioceno temprano) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990) Esta acción está ligada a movimientos de la placa pacífica.

Coincidentally, the latest data show that the most important Andean folding stage occured around 20 Ma (late Oligocene – Early Miocene) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990). This action is linked to the pacific plate motion.

Magmatismo

Magmatism

Paleozoico

Paleozoic

La actividad magmática producida durante el Ordovícico en la Cordillera Oriental de Bolivia refleja el rifting de la corteza continental. El volcanismo submarino intercala la secuencia sedimentaria marina: en el Arenigiano se interestratifican en el sur del país tobas cineríticas y flujos dacíticos. Durante el Llanvirniano, en la parte central de la Cordillera Oriental y mayormente relacionadas a la Formación Capinota y equivalentes, se interestratifican flujos de basaltos submarinos, doleritas amigdaloides. En el Caradociano intercalan con la Formación Amutara, en la región central y norte de la Cordillera Oriental, lavas almohadilla de andesita basáltica y traquiandesitas espilitizadas (Avila Salinas, 1996).

In the Eastern Cordillera of Bolivia, the magmatic activity that occured during the Ordovician reflects a rifting of the continental crust. The submarine volcanism interbeds with the sedimentary marine sequence: During the Arenigian, in the southern part of the country, kyneritic tuffs and dacitic flows interbed. During the Llanvirnian, in the central part of the Eastern Cordillera, the submarine basalt flows, and amigdaloid dolerites, equivalent and mostly related to the Capinota Formation, interbed with one another. During the Caradocian, basaltic andesite pillow lavas and spitilized trachy-andesite interbed with the Amutara Formation in the central and northern regions of the Eastern Cordillera (Avila Salinas, 1996).

La actividad magmática a fines del Ordovícico está relacionada a la Fase Oclóyica, que como se indicó líneas arriba, produjo la intrusión de plutones en el norte argentino.

At the end of the Ordovician, the magmatic activity is related to the Ocloyic Phase which, as indicated above, produced the intrusion of plutons in Northern Argentina.

El principal movimiento tectónico se produjo entre el Devónico superior y el Carbonífero inferior, especialmente durante este último. El evento corresponde a la denominada Fase Chiriguana por geólogos de YPFB, y ampliamente estudiada por geólogos de ORSTOM bajo la denominación de Fase Eohercínica. Este es un evento principalmente compresivo que involucró a la mayoría de las rocas del Paleozoico inferior

The main tectonic movement occured between the Upper Devonian and the Lower Carboniferous, particularly during the latter. The event pertains to the phase that YPFB geologists refer to as the Chiriguana Phase, and which is widely studied by ORSTOM geologists under the name of Eo-hercynic Phase. This is a mainly compressive event which involved most of the Lower Paleozoic rocks.

Mesozoico

Mesozoic

El evento magmático más importante durante el Mesozoico corresponde a la Fase Kolla Avila-Salinas (1989), que marca el límite entre los ciclos Subandino y Andino, y que se desarrolló principalmente entre el Triásico más alto y el Jurásico medio. Este magmatismo presenta dos fases diferentes, una primera etapa compresiva con intrusiones plutónicas en el área norte de la Cordillera Oriental, y la otra distensiva, en el sector central y sur.

During the Mesozoic, the most important magmatic event pertains to the Kolla Phase Avila-Salinas (1989), which marks the boundary between the Andean and Subandean cycles. It developed mainly between the uppermost Triassic and the Middle Jurassic. This magmatism presents two different phases: a first, compressive stage, with plutonic intrusions in the northern area of the Eastern Cordillera, and the other, distensive stage, in the central and southern sector.

Según Avila (1981), el núcleo de la Cordillera Real está ocupado por varios plutones graníticos y granodioríticos (batolitos de Sorata, Huato, Yani, Taquesi, y Huayna Potosí), cuya edad triásica superior (en el rango de 210-200 Ma) ha sido establecida (Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977, inédito).

According to Avila (1981), the Cordillera Real core is occupied by several granitic and granodioritic plutons (the Sorata, Huato, Yani, Taquesi, and Huayna Potosí batholiths). The Upper Triassic age (in the 210-200 Ma range) of the former has been established (Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977, unedited).

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El evento distensivo desarrolló mantos y coladas basálticas en la zona central. El Basalto Entre Ríos proporcionó edades muy dispares y cuestionadas (entre 235 y 171 Ma). El Basalto de Tarabuco, por el contrario, tiene una buena datación de 171,4 Ma (Sempere, 1996). Otros filones mantos, de origen extensional, aflorantes en la región de Cornaca (área de Tupiza) intruyen rocas ordovícicas y fueron datados en 184,0 ± 4,9 Ma (Jurásico inferior) (Tawackoli et al., 1996). Durante el resto del Mesozoico, especialmente en el Cretácico, la cuenca estuvo relacionada a procesos de rifting de trasarco, que produjeron derrames de lavas y basaltos en distintas oportunidades, como el Basalto de Betanzos datado en 80-83 Ma.

In the central area, the distensive event developed basaltic mantles and flows. The Entre Ríos Basalt gave very uneven and disputed ages (between 235 and 171 Ma). On the other hand, the Tarabuco Basalt gave a good dating at 171.4 Ma (Sempere, 1996). Outcropping in the Cornaca region (Tupiza area), other mantle lodes of extensional origin, intrude into Ordovician rocks and were dated at 184.0 ± 4.9 Ma (Lower Jurassic) (Tawackoli et al., 1996). During the rest of the Mesozoic, particularly during the Cretaceous, the basin was related to back-arc rifting processes which in different ocassions produced lava and basalt spills, such as the Betanzos Basalt, dated at 80-83 Ma.

Cenozoico

Cenozoic

En el sector meridional de la Cordillera Real se emplazaron, entre otros, los cuerpos ígneos del Illimani, batolito de Quimsa Cruz y el plutón de Santa Vera Cruz, durante el Oligoceno-Mioceno inferior (McBride, 1977, inédito; Grant et al., 1979).

During the Oligocene-Lower Miocene, in the meridional sector of the Cordillera Real, the igneous bodies of the Illimani, the Quimsa Cruz batholith, and the Santa Vera Cruz pluton, were emplaced, among others (McBride, 1977, unpublished; Grant et al., 1979).

Más al sur, en el borde oeste de la Cordillera Oriental, próximo al límite con el Altiplano, tuvo lugar durante la mayor parte del Mioceno, una importante etapa de magmatismo extrusivo que formó y modeló las mesetas ignimbríticas más extensas e importantes de Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km2) formada entre los 8,4 y 6,4 Ma, la Meseta de Los Frailes (8500 km2) formada entre los 8 y 5 Ma, y la de Panizos formada entre los 7,9 y 6,75 Ma (esta última en dominio altiplánico). El análisis de estas ignimbritas, calderas, y de los intrusivos subvolcánicos asociados, puede ser consultada en la extensa literatura dedicada a su estudio como Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) y Leroy & Jiménez (1996), entre otros.

Further south, in the western border of the Eastern Cordillera, close to the Altiplano boundary, an important extrusive magmatism stage took place during most of the Miocene, forming and shaping the most extensive and important ignimbritic plateaus in Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km2) formed between 8.4 and 6.4 Ma, the Los Frailes plateau (8500 km2) formed between 8 and 5 Ma, and Panizos formed between 7.9 and 6.75 Ma (the latter in the Altiplano domain). Analyses of these ignimbrites, calderas and related subvolcanic intrusives may be referred to in the extensive literature devoted to their study, including Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) and Leroy & Jiménez (1996), among others.

Schneider & Halls (1985) y Schneider (1987) reconocieron cinco etapas principales en el desarrollo del magmatismo del complejo volcánico Frailes-Kari Kari. Este magmatismo se inicia a fines del Oligoceno y tiene su mayor desarrollo durante todo el Neógeno (principalmente el Mioceno).

Schneider & Halls (1985) and Schneider (1987) recognized five main stages in the development of the magmatism at the FrailesKari Kari volcanic complex. This magmatism starts at the end of the Oligocene, and reaches its greatest development during the entire Neogene (mainly the Miocene).

El primer episodio (Kumurana) tuvo lugar a los 25 Ma, el segundo (Kari Kari) entre los 25-20 Ma, el tercer episodio (Cebadillas) entre 17 y 10 Ma, el cuarto (Meseta de Los Frailes) entre 8 y 5 Ma, y finalmente el quinto episodio (Post-Frailes) entre 4 y 1 Ma.

The first episode (Kumurana) took place in 25 Ma, the second (Kari Kari) between 25-20 Ma, the third episode (Cebadillas) between 17 and 10 Ma, the fourth (Los Frailes Plateau) between 8 and 5 Ma, and finally the fifth episode (Post-Frailes) between 4 and 1 Ma.

Este volcanismo forma parte de la provincia magmática de trasarco del Cratógeno Andino Central, y está asociado a una importante mineralización polimetálica, desarrollada al sur de la Meseta de Morococala en los intrusivos subvolcánicos de Colquechaca (22,6 Ma), Tasna (16,4 Ma), Chorolque (16,2 Ma), Tatasi (15,6 Ma), Chocaya (13,8 Ma), Potosí (13,8 Ma) y Llallagua (9,4 Ma), entre otros. Estas intrusiones están relacionadas con la mineralización principalmente de estaño y plata, y de otros minerales asociados como As-W-Pb-Zn-Sb-Bi-U. El clímax de la mineralización tuvo lugar entre los 18 y 16 Ma.

This volcanism forms part of the back-arc magmatic province of the Central Andean Cratogene, and is related to an important polymetallic mineralization which developed south of the Morococala Plateau in the subvolcanic intrusives of Colquechaca (22.6 Ma), Tasna (16.4 Ma), Chorolque (16.2 Ma), Tatasi (15.6 Ma), Chocaya (13.8 Ma), Potosí (13.8 Ma) and Llallagua (9.4 Ma), among others. These intrusions are related to the mineralization of tin and silver, mainly, and of other related minerals such as As-WPb-Zn-Sb-Bi-U. The mineralization climax took place between 18 and 16 Ma.

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UNIDADES ESTRUCTURALES DE BOLIVIA LLANURA DEL MADRE DE DIOS

U

B

R

A

S

I

L

P

O IN ND BA SU

E

R

LLANURA BENIANA

CRATON

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Tarija

PIE DE MONTE

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CORDIL LERA O RIENTA L

ALTIPLANO

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NA Potosí

LLANU RA CH IQUIT ANA

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A R G E N T I N A

A

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A

G

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A

Y

Modificado de Sempere, 1995

ABREVIACIONES CFP: Cabalgamiento Frontal Principal, CANP: Cabalgamiento Andino Principal, CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal, FUK : Falla Uyuni-Khenayani, FSV: Falla San Vicente nea gruesa corresponde al lineamiento formado por el SFCR: Sistema La lí de Fallas de la Cordillera Real y la FAT : Falla Aiquile-Tupiza, que separa los terrenos Macizo de Arequipa- Huarina y Cratón de Guaporé

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Capítulo 4

SIERRAS SUBANDINAS SUBANDEAN BELT Introducción

Introduction

La Faja Subandina de Bolivia constituye un complejo sistema de serranías longitudinales estrechas, separadas por amplios valles sinclinales. Esta región, ubicada entre la Cordillera Oriental y la Llanura Chaco-Beniana, constituye el borde oriental de la Cordillera de los Andes y atraviesa todo el territorio boliviano, desde la frontera con el Perú hasta el límite con la República Argentina.

The Bolivian Subandean Belt constitutes a complex system of narrow longitudinal ranges, separated by wide sincline valleys. Located between the Eastern Cordillera and the Chaco-Beni Plain, this region establishes the eastern border of the Andean Cordillere, and crosses the entire Bolivian territory, from the Peruvian border to the boundary with the Republic of Argentina.

Todos los investigadores del Subandino coinciden en señalar que corresponde a una compleja faja plegada y corrida, separada de la Cordillera Oriental por el denominado Cabalgamiento Frontal Principal, que constituye una importante falla longitudinal meridiana de corrimiento que delimita ambas provincias geológicas. El límite oriental con las llanuras beniana y chaqueña está definido por el Frente de Cabalgamiento Subandino representado por la falla de Caquiahuaca en el norte y por la falla de Mandeyapecua en el sur.

All the researchers of the Subandean agree that it pertains to a complex fold-thrust belt, separated from the Eastern Cordillera by the so-called Main Front Thrust, which forms an important longitudinal meridian thrust fault, delimiting both geological units. The eastern limit with the Beni and Chaco plains is defined by the Subandean Thrust Front, represented by the Caquiahuaca fault, to the north, and the Mandeyapecua fault, to the south.

Morfológicamente, las serranías coinciden con las estructuras anticlinales, las cuales son atravesadas transversalmente por ríos antecedentes, en una etapa juvenil de erosión. Las estructuras sinclinales son por lo general dos o tres veces más amplias que los anticlinales, y conforman grandes valles agrícolas atravesados por ríos longitudinales.

Morphologically, the ranges coincide with the anticline structures which, during a young erosion stage, were crosscut by the preceding rivers. Generally, the sincline structures are twice or three times as wide as the anticlines, and make up large agricultural valleys crossed by longitudinal rivers.

A lo largo de las Sierras Subandinas se reconocen tres zonas estructurales, la septentrional con dirección NW-SE, desde la frontera peruana hasta el Río Chapare (13°-17° S), la central, transicional, de un solo grado geográfico, entre los ríos Chapare y Yapacaní (17°-18° S) y la zona meridional con dirección N-S, desde este último río hasta la frontera (18°-22° S), y que se prolonga en territorio argentino. Sin embargo, existe el criterio actual de considerar solamente dos regiones: norte y sur, limitadas por el Río Chapare (17º S) en el sector de Villa Tunari - Río Chapare, en el departamento de Cochabamba, lugar de la inflexión de la Cordillera de los Andes. En el presente texto se considerará esta última división.

Three structural areas are recongized along the Subandean Ranges: the northern area, with NW-SE trend, embracing from the Peruvian border to the Chapare River (13°-17° S); the central, transitional area, with a single geographic degree, located between the Chapare and Yapacaní rivers (17°-18° S); and the meridional area, with N-S trend, embracing from the latter river up to the border (18°-22° S), and extending into Argentine territory. Nevertheless, the currentl criterion is to consider only two regions: the north and south, limited by the Chapare River (17º S) in the Villa Tunari – Chapare River sector in the Department of Cochabamba, which is the site where the Andean Cordillera bends. This text will take on the latter division.

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El estilo estructural, según Baby et al. (1994, 1995), cambia de una zona a otra, debido principalmente a variaciones de espesor y litología de las rocas involucradas en los corrimientos estructurales y niveles de despegue. Los principales rasgos de estos tres sectores, según trabajos de Baby y colaboradores del Convenio YPFB-ORSTOM, son los siguientes:

According to Baby et al. (1994, 1995), the structural style changes from one area to the rest, due mainly to the thickness and lithology variations of the rocks involved in the structural thrusting and detachment levels. The main features of these three sectors, according to works by Baby and the geologists of the YPFBORSTOM Agreement, are the following:

Subandino Norte.-

North Subandean.-

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Es una faja plegada con corrimientos amplios, con una amplitud de onda de más de 10 km. El acortamiento cortical máximo es de 135 km. Gran desarrollo de rocas permocarboníferas calcáreas, marinas, muy fosilíferas, generadoras de hidrocarburos, diferentes de las secuencias permotriásicas evaporíticas (parcialmente calcáreas) del Subandino sur. Ninguna actividad volcánica distensiva en el Jurásico.

-

-

Subandino Sur.-

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Faja plegada con corrimientos más estrechos que el Subandino norte. El acortamiento cortical oscila entre los 100 y 159 km. Las secuencias sedimentarias marinas paleozoicas, en la mayoría de los casos no constituyen bordes de cuenca, sino que, por el contrario, son lugares de continua subsidencia. Tiene un importante volcanismo distensivo durante el Jurásico.

It is a fold belt with extensive thrusting and a wave amplitude of over 10 km. The maximum crustal shortening is of 135 km. Major development of very fossiliferous Permian-Carboniferous calcareous, marine rocks that are hydrocarbon generators and different than the Permian-Triassic evaporitic sequences (partially calcareous) of the South Subandean. No distensive volcanic activity during the Jurassic.

South Subandean.-

-

It is a fold belt with narrower thrusting than the North Subandean. The crustal shortening ranges between 100 and 159 km. In most of the cases, the Paleozoic marine sedimentary sequences do not form the basin borders; on the contrary, these are sites of on-going subsidence. There is important distensive volcanism during the Jurassic.

Estratigrafía

Stratigraphy

Subandino Norte

North Subandean

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La secuencia estratigráfica, en el sector norte del subandino, se inicia con rocas atribuidas al Ordovícico, las formaciones Enadere, en la base, y Tarene, en la parte superior. No se conoce la base de la secuencia ordovícica pero se asume que yace sobre rocas proterozoicas.

In the northern sector of the Subandean, the stratigraphic sequence starts with rocks attributed to the Ordovician: the Enadere Formation at the base, and Tarene Formation at the top. The base of the Ordovician sequence is unknown, but it is assumed to lie over Proterozoic rocks.

Según Beccar & Toledo (1990), sedimentitas de este sistema se observan a lo largo de la Serranía de Caquiahuaca asociadas al último cabalgamiento emergido del Subandino, aflorando con rumbo noroeste - sudeste aproximadamente, desde el Río Madidi en el extremo norte, hasta el arroyo Caijene en el extremo sur (próximo a San Buenaventura).

According to Beccar & Toledo (1990), this system’s sedimentites can be seen along the Caquiahuaca Range, associated to the last thrust emerged form the Subandean, outcropping with northwest southeast trend from the Madidi River in the northern end, to the Caijene Stream in the southern end (nearby San Buenaventura).

La Formación Enadere (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad de aproximadamente 250 m de espesor de sedimentos marinos de plataforma profunda, depositados en una cuenca de antepaís. La mayor parte de las sedimentitas de la parte inferior corresponden, según Oller (1984), a limolitas y areniscas arcillosas gris claras y gris verdosas, de grano fino, compactas bien estratificadas en bancos centimétricos e intercalados con delgados niveles de lutitas negras. La parte superior está integrada por areniscas arcillosas, gris claro a gris verdoso, duras, de grano fino, bien estratificadas. Es importante la presencia de tubos de vermes (Scolithos), flute

The Enadere Formation (Canedo-Reyes, 1960) is an approximately 250 m thick unit of deep shelf marine sediments, deposited in a foreland basin. According to Oller (1984), most of the sedimentites of the lower part correspond to fine grained, light gray and greenish gray siltstones and sandstones, that are compact and well bedded in centrimetric banks, and interbedded by thin levels of black shale. The upper part is made up by hard, light to greenish gray, fine grained, well bedded argillaceous sandstones. The presence of worm tubes (Scolithos), flute casts (conical molds), and groove casts (rectilinear grooves) is important. According to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA casts (moldes cónicos) y groove casts (surcos rectilíneos). Ambientalmente, según Beccar & Toledo (1990), las secuencias se interpretan como la progradación rítmica de facies de mareas bajas a distales de moderada a alta energía (icnofacies de Scolithos) sobre facies inframareicas, medias a bajas de débil energía (icnofacies de Cruziana) (Bossi,1985). A la Formación Enadere se la tipifica como una megasecuencia siliciclástica de polaridad negativa que evoluciona desde facies de plataforma fuera de costa (pelitas de la base de la formación) a facies samíticas de playa, dentro de un modelo somero epeírico de carácter regresivo. En esta unidad se recolectaron Dignomia boliviana y Cruziana sp. de edad caradociana.

Beccar & Toledo (1990), environmentally, the sequences are interpreted as the rhythmic progradation of low tide to distal facies of moderate to high energy (Scolithos icnofacies), over middle to low, weak energy, infratidal facies (Cruziana icnofacies) (Bossi, 1985). The Enadere Formation is typed as a negative polarity, siliciclastic megasequence that evolves from offshore shelf facies (formation’s base pellites) to samitic beach facies, within a epeiric shallow model of regressive nature. Caradocian age Dignomia boliviana and Cruziana sp. were collected in this unit.

Transicionalmente continúa la Formación Tarene (Canedo-Reyes, 1960), que corresponde a sedimentos marinos, también de plataforma somera, pero con una marcada influencia costera. Estos sedimentos fueron acumulados en una cuenca de antepaís. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida por areniscas cuarcíticas a cuarcitas gris amarillentas a gis blanquecinas muy duras y conspicuas, que forman sucesiones monótonas en bancos de hasta 2,50 m con estratificación cruzada de bajo ángulo y geometría lenticular decamétrica en secuencias menores generalmente estratocrecientes. El ambiente de depósito de la formación fue esencialmente de playa, zona inframareica alta hasta supramareica (dunas costeras). Está presente un paleosuelo con costras ferruginosas como límite entre las formaciones Tarene y Tequeje, es decir entre los ciclos Tacsariano y Cordillerano.

The Tarene Formation (Canedo-Reyes, 1960) continues transitionally, corresponding to marine sediments, of shallow shelf as well, but with a marked coastal influence. These sediments were accumulated in a foreland basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up by quartzitic sandstones shifting to yellowish gray to whitish gray quartzites, very hard and conspicuous, which form monotonous successions in banks of up to 2.50 m with low angle crossbedding and decametric lenticular geometry in generally minor downward fining sequences. The formation’s deposit environment was esentially that of a beach, a high infratidal to supratidal area (shore dunes). As limit between the Tarene and Tequeje formations, that is, between the Tacsarian and Cordilleran Cycles, there is a paleosoil with ferrugoinous crusts.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Los únicos sedimentos de indudable edad silúrica fueron señalados sobre el camino Caranavi-Puerto Linares, y corresponden a la Formación Río Carrasco (Martínez et al., 1971), formados por sedimentitas marinas de plataforma somera, depositadas en cuenca de antepaís. Según estos autores, esta unidad está constituida por aproximadamente 800 m de lutitas oscuras, parcialmente alteradas, deleznables, de color salmón, coronadas por un banco de areniscas. Los principales fósiles recolectados corresponden a Monograptus bolivianus, trilobites, braquiópodos, moluscos, paraconuláridos y ostrácodos ludlovianos.

The only undoubtedly Silurian age sediments were pinpointed on the Caranavi-Puerto Linares road. They pertain to the Río Carrasco Formation (Martínez et al., 1971), and were formed by shallow shelf marine sedimentites, deposited in a foreland basin. According to some authors, this unit is made up by approximately 800 m of partially altered, crumbly, dark shale of a salmon pink color, which are crowned by a sandstone bank. The main fossil collected are Ludlowian Monograptus bolivianus, trilobites, brachiopods, mollusks, paraconularids and ostracodes.

En el sector norte, aún no se reconocieron rocas de edad silúrica. Sin embargo, más al norte, en la Cuenca del Madre de Dios, se identificaron sedimentos con fósiles pridolianos (Silúrico superior) Vavrdova et al. (1996). Sobre las rocas tacsarianas, y con un importante hiatus estratigráfico, yacen sedimentos devónicos marinos, de plataforma somera y de cuenca también de antepaís, diferenciados como formaciones Tequeje y Tomachi.

In the northern sector, no Silurian age rocks have been recognized yet. However, further north, sediments with Pridolian fossils (Upper Silurian), Vavrdova et al. (1996), have been identified in the Madre de Dios Basin With an important stratigraphic hyatus, shallow shelf sea, and also foreland basin sediments lie over the Tacsarian rocks, differentiated as the Tequeje and Tomachi formations.

La Formación Tequeje (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad predominantemente arcillosa de 700 a 900 m de espesor. En algunos sectores (como en el río Undumo), la formación se inicia con un delgado nivel conglomerádico, seguido por una secuencia pelítica, con algunas intercalaciones calcáreas. En la zona de influencia del río Enategua, en los niveles basales del miembro pelítico superior se han detectado varios niveles de filones-capa de sienitas, gabros y andesitas (Oller, 1984). Los fósiles encontrados corresponden principalmente a braquiópodos del Devónico inferior a medio, edad que fue corroborada por palinología.

The Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960) is a mostly argillaceous unit with a thickness of 700 to 900 m. In some sectors (such as at the Undumo River), the formation starts with a thin conglomerate level, followed by a pellitic sequence with some calcareous interbedding. In the Enategua River influence area, at the basal levels of the upper pellitic member, several levels of syenite, gabbro and andesite layer-lodes have been detected (Oller, 1984). The discovered fossils include mainly brachiopods of the Lower to Middle Devonian. This age was confirmed by palynology.

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La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a una unidad predominantemente arenosa de sedimentos marinos de plataforma somera. Estos sedimentos fueron definidos en el sinclinal de Tomachi, al norte de Teoponte, donde se disponen de forma concordante sobre las pelitas de la Formación Tequeje.

The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to a mostly arenacous unit with shallow shelf marine sediments. These sediments were defined in the Tomachi sincline, north of Teoponte, where they lie in conformity over the Tequeje Formation’s pellites.

En la base de esta unidad fue hallado un nivel fosilífero de la zona de Tropidoleptus carinatus. En la localidad tipo esta unidad proporcionó palinomorfos de la parte alta del Givetiano. Por encima, en la parte basal media, especies del Givetiano inferior (Verrucosisporites premnus), y finalmente formas del Frasniano (Maranhites brasiliensis). Consiguientemente, estos sedimentos pueden atribuirse a la parte baja del Devónico superior.

At this unit’s base, a fossiliferous level of the Tropidoleptus carinatus biozone was found. At the type locality, this unit provided palynomorphs of the high part of the Givetian. Up above, in the middle basal part, Lower Givetian species (Verrucosisporites premnus), and finally, Frasnian forms (Maranhites brasiliensis) were also found. Consequently, these sediments can be attributed to the lower part of the Upper Devonian.

La Formación Tomachi pasa transicionalmente a las secuencias superiores del Ciclo Cordillerano, correspondientes al Grupo Retama (López-Murillo, 1967). Se reconocen dos conjuntos sedimentarios del Devónico más alto y Carbonífero inferior, considerados en la literatura geológica tanto como una formación dividida en dos miembros, como un grupo con dos formaciones. En este trabajo son descritos según este último concepto, es decir como las formaciones Toregua y Kaka del Grupo Retama (Suárez & Díaz, 1996).

The Tomachi Formation shifts transitionally to the upper sequences of the Cordilleran Cycle, corresponding to the Retama Group (López-Murillo, 1967). Two sedimentary sets from the highest Devonian and Lower Carboniferous are recognized. In the geological literature, they are considered as both, a formation divided into two members, and a group with two formations. This paper describes them according to the latter concept; that is, as the Toregua and Kaka formations of the Retama Group (Suárez & Díaz, 1996).

La secuencia se inicia con la Formación Toregua (López-Murillo, 1967) que corresponde a un evento marino de plataforma somera, con influencia deltaica y evidencias de resedimentación. Esta unidad se depositó en una cuenca de antepaís, y se dispone directamente sobre las areniscas de la Formación Tomachi, o con una marcada discontinuidad erosiva sobre las pelitas de la Formación Tequeje. Está constituida por areniscas cuarcíticas de grano fino a muy fino, bien estratificadas en bancos de hasta 4 m de espesor, con delgadas intercalaciones de lutitas gris oscuras. Estas arenas fueron depositadas durante el pase Devónico Carbonífero, desde el Fameniano superior hasta el Viseano. Según Beccar & Toledo (1990), presenta una estructuración secuencial negativa, que se inicia con pelitas, hasta culminar en espesos paquetes arenosos. Estos autores indican que representa la sucesión de cuatro secuencias de progradación deltaica que suceden a la secuencia regresiva de línea de costa con la que culmina la serie devónica, estableciéndose una discontinuidad ambiental para el pase Tomachi-Toregua, con un notable aumento en la tasa de sedimentación, configurando así un paleoambiente costero deltaico eventualmente inestable (con ocasionales deslizamientos).

The sequence starts with the Toregua Formation (López-Murillo, 1967), pertaining to a shallow shelf marine event, with deltaic influence and evidence of re-sedimentarion. This unit was deposited in a foreland basin, and lies directly over the sandstones of the Tomachi Formation, or with marked erosive discontinuity over the pellites of the Tequeje Formation. It is made up by fine to very fine grained quartzitic sandstones, well bedded in banks up to 4 m thick, with thin interbedding of dark gray shale. These sands were deposited during the Devonian–Carboniferous passage, from the Upper Famennian to the Visean. According to Beccar & Toledo (1990), it displays a negative sequential structuring, starting with pellites and ending whith thick arenaceous packages. These authors indicate that it represents a succession of four deltaic progradation sequences that follow the coastline regressive sequence. With the latter, the Devonian sequence ends, establishing an environmental discontinuity for the Tomachi-Toregua passage, with a remarkable increase in the sedimentation rate. Thus, an eventually unstable coastal deltaic paleoenvironment (with occasional landslides) is configured.

El pase con la unidad superior, la Formación Kaka (LópezMurillo, 1967), se ubica en la base de la primera diamictita de esta última unidad. La Formación Kaka representa una secuencia marina de plataforma somera, con una marcada influencia glacimarina y evidentes rasgos de resedimentación. Al igual que las anteriores unidades, estas rocas se depositaron en una cuenca de antepaís.

The passage with the upper unit, the Kaka Formation (LópezMurillo, 1967), is located at the base of the first diamictite of the last unit. The Kaka Formation represents a shallow shelf marine sequence, with marked glacimarine influence and evident resedimentation features. Just like the previous units, these rocks deposited in a foreland basin.

Según Beccar & Toledo (1990), la Formación Kaka está constituida por una sucesión de diamictitas con matriz areno limosa, intercaladas con niveles de pelitas y areniscas estratificadas, continúan areniscas, limolitas y arcillitas. La secuencia es grano y estrato decreciente y significa una inversión respecto de la polaridad evolutiva anterior (Fm. Toregua), marcando una notable discontinuidad asociada a un periodo de

According to Beccar & Toledo (1990), the Kaka Formation is made up by a succession of diamictites with a sitly-sandy matrix, and interbedded by pellite and bedded sandstone levels; continuing with sandstones, siltstones and claystones. The sequence is upward coarsening and downward fining This means a reversal in terms of the previous evolutionary polarity (Toregua Formation), marking a noticeable discontinuity associated to a tectonic crisis period,

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA crisis tectónica que genera flujos gravitacionales cerca de relieves y que modifica la geometría de la cuenca.

which generates gravitational flows near the relieves and modifies the basin’s geometry.

Niveles arcillosos de la Formación Kaka son portadores de la paleoflora de Nothorhacopteris kellaybelenensis, idéntica a la presente en la Formación Siripaca del Lago Titicaca. El estudio de estas mismas rocas, realizado por Azcuy & Ottone (1987), identificó pólenes y esporas de origen continental, asignados al Carbonífero inferior.

The argillaceous levels of the Kaka Formation are carriers of the Nothorhacopteris kellaybelenensis paleoflora, which is identical to that present at the Siripaca Formation in Titicaca Lake. Studies on these same rocks, performed by Azcuy & Ottone (1987), identified continental origin polens and spores, assigned to the Lower Carboniferous.

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Culmina la secuencia paleozoica con el depósito de sedimentos marinos carbonáticos depositados en una plataforma somera, con influencia costera, en una cuenca de trasarco, correspondientes a la Formación Copacabana (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). Según Oller (1984), esta unidad es predominantemente calcárea, calizas y areniscas calcáreas e intercalaciones de lutitas, arcillas y margas varicoloreadas. Los niveles de lutitas negras son de bastante espesor (80-120 m), y generalmente presentan fuerte olor a hidrocarburos al ser fracturadas (lutitas bituminosas).

The Paleozoic sequence ends with the deposit of carbonatic marine sediment on a shallow shelf with coastal influence, and in a backarc basin, corresponding to the Copacabana Formation (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). According to Oller (1984), this unit is mostly calcareous, with limestones, calcareous sandstones, and interbedding of shale, clays and marls of a variety of colors. The black shale levels are quite thick (80-120 m ), and generally feature a strong hydrocarbon smell when broken (bituminous shale).

La edad de esta formación (documentada por conodontos y fusulinas) es atribuida al intervalo Bashkiriano basal (zona de Rhachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathodus pequopensis), es decir, desde la base del Carbonífero superior al Pérmico inferior (Merino & Blanco, 1990). Esta edad está también reflejada por el contenido de braquiópodos (principalmente prodúctidos), fusulinas, briozoarios y otros grupos fósiles de la biozona de Neospirifer condor. La palinología está definida por la biozona de Lueckisporites. El estudio geoquímico de muestras pelíticas de esta unidad en el pozo Tacuaral, indica que corresponden al tipo I-II, favorable para la generación de hidrocarburos (Moretti et al., 1994, 1996).

The age of the formation (documented by conodonts and fusulines is attributed to the basal Bashkirian interval (Rhachistognathus muricatus area) through the Kungurian (zona de Neostreptognathodus pequopensis area), that is, from the base of the Upper Carboniferous to the Lower Permian (Merino & Blanco, 1990). This age is also reflected by the content of brachiopods (mainly productids), fusulines, bryozoans, and other fossil groups of the Neospirifer condor biozone. The palynology is defined by the Lueckisporites biozone. The geochemical study of this unit’s pellitic samples in the Tacuaral well indicates that they belong to type I-II, which is favorable for the generation of hydrocarbons (Moretti et al., 1994, 1996).

LAGO TITICACA

SUBANDINO NORTE

Formación Tiquina

ausente

Mbro. San Pablo GRUPO

Fm. Chutani

Fm. Bopi Mbro. Collasuyo

TITICACA

Formación Copacabana

Fm. Copacabana

Formación Yaurichambi

Fig. 4.1 Cuadro de correlación entre las unidades del Grupo Titicaca del Subandino Norte y Lago Titicaca. Correlation chart among of the Titicaca Group units of the Northern Subandean and Lake Titicaca. En relación estratigráfica concordante, sobreyacen las areniscas de la Formación Bopi (Oller, 1984), que fueron depositadas en un ambiente transicional deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial, en cuenca de trasarco. Estos sedimentos, según Oller (1986), están constituidos en la base por areniscas de grano fino, con entrecruzamiento y ondulitas, intercaladas con delgados

The sandstones of the Bopi Formation (Oller ,1984) overlie in a conforming stratigraphic relation. They were deposited in a deltaic and coastal transitional environment, with aeolian and fluvial influence, and in a backarc basin. According to Oller (1986), at the base, these sediments are made up by fine grained sandstones, with crossbedding and ripples, and interbedded by thin shale levels and

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niveles de lutitas y esporádicos niveles calcáreos. La parte superior presenta la misma intercalación con mayor porcentaje de lutitas y margas. Algunos niveles de lutitas presentan fuerte olor a hidrocarburos al ser fracturados. Hasta la fecha no se encontraron fósiles en estos sedimentos, aunque se les atribuye una edad pérmica superior.

sporadic calcareous levels. The upper part displays the same interbedding, but with greater shale and marl percentages. When fractured, some of the shale levels feature a strong hydrocarbon smell. To date, no fossils were found in these sediments, although they are attributred an Upper Permian age.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Discordante sobre la anterior unidad, sobreyace la Formación Beu (Schlagintweit, 1939), atribuida al Mesozoico. Con estos sedimentos se inicia un régimen continental eólico y fluvial, en cuenca de rift de trasarco. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida por conglomerados basales, areniscas finas, limosas, de color marrón rojizas, con entrecruzamiento tangencial en varios juegos. Hacia el tope el entrecruzamiento se hace más regular, y aumenta el diámetro del grano. Ambientalmente se interpreta como un ciclo deposicional de carácter continental que se inicia con depósitos fluviales de moderada a elevada energía, evoluciona luego a un ambiente de dunas eólicas (desértico), con ocasionales eventos fluviales de poca intensidad. Hacia el tope pasa gradualmente a un ambiente con mayor influencia hídrica, evidenciándose un cambio del clima cálido seco a cálido húmedo. Esta unidad presenta buenos indicios de hidrocarburos en el pozo Tacuaral, tales como fluorescencia e impregnaciones de petróleo.

In unconformity over the preceding unit overlies the Beu Formation (Schlagintweit, 1939), attributed to the Mesozoic. With these sediments, an aeolian and fluvial continental regime begins in a rift backarc basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up by basal conglomerates, and fine reddish brown silty sandstones, with tangential crossbedding in several plays. Towards the top, the crosbedding becomes more regular, and the grain diameter increases. Environmentally, it is interpreted as a depositional cycle of continental nature, which starts with fluvial deposits of moderate to high energy; it later evolves into an aeolian dune environment (desertic), with occasional fluvial events of little intensity. Close to the top, it shifts gradually to an environment with greater hydric influence, as shown by a change in climate from dry hot to humid hot. This unit displays good indications of hydrocarbons, such as fluorescence and oil impregnations, in the Tacuaral well.

Discordante sobre las areniscas de la Formación Beu, sobreyacen las areniscas con concreciones calcáreas, de tonos amarillentos, rojizos y violetas, que corresponden a la Formación Eslabón (Canedo-Reyes, 1960), y que constituyen sedimentos transicionales, entre ambientes deltaico y costero, con influencia marina, depositados en cuenca de trasarco. Esta unidad está constituida por tres miembros (Oller, 1986). Un miembro arenoso inferior por encima de un nivel de conglomerado; un miembro medio pelítico con delgados horizontes calcáreos con plantas fósiles y restos de peces, escamas y dientes; y un miembro superior arenoso con lentes conglomerádicos. Se trata de un desarrollo sedimentario continental fluvio-lacustre, eventualmente palustre y fluvio deltaico bajo condiciones climáticas cálidas áridas y semiáridas, hecho que explicaría la profusa presencia de paleosuelos en diverso grado de desarrollo (Beccar & Toledo, 1990). El evento lacustre tiene posibilidades de constituir una buena roca madre.

In unconformity over the sandstones of the Beu Formation, overlie sandstones with calcareous concretions, of yellowish, reddish and purple colors, pertaining to the Eslabón Formation (Canedo-Reyes, 1960). They make up transitional sediments between deltaic and coastal environments with marine influence, which deposited in a backarc basin. This unit is made up by three members (Oller, 1986): a lower arenacous member over a conglomerate level; a middle pellitic member, with thin calcareous horizons containing fossil plants and fish remanents, scales and teeth; and an upper arenaceous member with conglomeradic lenses. It refers to a fluviolacustrine continental sedimentary development, eventually palustrine and fluviodeltaic, under hot arid and semi-arid climate conditions. This fact would explain the profuse presence of paleosols at different development levels (Beccar & Toledo, 1990). The lacustrine event is likely to constitute a good source rock.

Esta unidad ha sido atribuida al Cretácico superior (Maastrichtiano) por la presencia de restos de Gasteroclupea branisai, al igual que en las formaciones El Molino de la Cordillera Oriental y Cajones del Subandino Sur. Las formaciones Eslabón y Flora constituyen la facies equivalente (areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental.

This unit has been attributed to the Upper Cretaceous (Maastrichtian), due to the presence of Gasteroclupea branisai remanents, just like in the El Molino and the Cajones Formations of the Eastern Cordillera and the South Subandean, respectively. The Eslabón and Flora formations (calcareous sandstones and paleosoils) constitute the facies equivalent to the El Molino Formation in the Eastern Cordillera.

La Formación Flora (Perry, 1963), que la sobreyace de forma concordante, también fue depositada en un ambiente transicional deltaico y costero, con una aparente influencia marina, y en la misma cuenca de trasarco. Según Oller (1986) está constituida por arcillitas y margas multicolores. Esporádicamente intercalan niveles de calizas arcillosas.

The Flora Formation (Perry, 1963), lying in conformity over the preceding one, was also deposited in a conforming deltal and coastal transitional environment with apparent marine influence, and in the same back-arc basin. According to Oller (1986), it is made up by multicolor claystones and marls. Sporadically, they are interbedded by argillaceous limestone levels.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Beccar & Toledo (1990) indican que es muy aventurado asignarle un carácter marino o continental, debido a que no existen elementos diagnósticos claros y definitivos. La presencia de estromatolitos sugiere ambientes litorales protegidos y de llanuras de fangos con débil a moderada agitación de las aguas. La secuencia superior indica que el ambiente se hace un poco más profundo (máximo de la profundización) aunque manteniendo su carácter somero. La fauna de esta formación: Gasteroclupea branisai y Pucapristis branisi, tampoco da elementos definitivos al respecto; los abundantes gasterópodos y pelecípodos son aparentemente lacustres.

Beccar & Toledo (1990) indicate that it would be too daring to assign a marine or continental nature to it, since there are no clear and definitive diagnostic elements. The presence of stromatoliths suggests protected offshore and mud plain environments with a weak to moderate churned waters. The upper sequence indicates that the environment becomes a little deeper (maximum deepening), though maintaining its shallow nature. The fauna in this formation: Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi, does not provide definitive elements to this respect, either. The abundant gasteropods and pelecypods are apparently lacustrine.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En discordancia sobre diferentes unidades del Mesozoico subandino, sobreyacen las areniscas continentales de la Formación Bala (Schlagintweit, 1939). Esta unidad está definida por secuencias de areniscas ligeramente micáceas que presentan en la base delgados niveles conglomerádicos, matriz sostén. Intercalan niveles pelíticos y ocasionalmente se observan niveles carbonosos con restos de troncos y niveles de pirita, calcopirita y azufre (Beccar & Toledo, 1990). El pase a la unidad superior es transicional y es definido donde las pelitas rojas se hacen definitivamente dominantes y los bancos de areniscas más aislados y lenticulares. Ambientalmente corresponde a un desarrollo continental fluvial de ríos entrelazados arenosos no cíclicos que transita a ríos meandrantes, bajo condiciones climáticas cálidas y húmedas.

In unconformity over the different Subandean Mesozoic units lie the continental sandstones of the Bala Formation (Schlagintweit, 1939). This unit is defined by sequences of slightly micaceous sandstones, displaying thin conglomeradic levels with support matrix at the base. Pellitic levels are interbedded, and occasionally, carbonous levels with trunk remanents and pyrite, calcpyrite and sulphur levels can be observed (Beccar & Toledo, 1990). The passage to the upper unit is transitional and defined at the point where the red pellites definitively become dominant, and the sandstone banks become more isolated and lenticular. Environmentally, it correspods to a fluvial continental development of arenaceous non-cyclic braided rivers shifting to meandering rivers under hot and humid climate conditions.

La Formación Quendeque (Schlagintweit, 1939) continúa de forma concordante y transicional en la secuencia del Subandino septentrional. Es una unidad continental fluvial y lacustre. Corresponde mayormente a secuencias de ríos meandriformes y anastomosados, depositados en cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Litológicamente está representada por arcillitas y limolitas rojo ladrillo con intercalaciones muy subordinadas de paquetes de areniscas ligeramente micáceas, limosas, levemente calcáreas, muy finas y lenticulares (Beccar & Toledo, 1990). Su tope es nítido, debido al contacto erosivo con la Formación Charqui. Secuencialmente representa la culminación de la secuencia que se inicia con la Formación Bala. En el Río Pluma, afluente del Río Sécure (Cochabamba) se encontraron fragmentos Trachytherus subandinus Villarroel et al., 1994. El género Trachytherus tiene un biocrón restringido al Oligoceno superior Mioceno inferior. Otras especies de este género fueron descritas de Salla y Lacayani. (Marshall & Sempere, 1991)

In the northern Subandean sequence, the Quendeque Formation (Schlagintweit, 1939) continues in uncorformity and transitionally. It is a continental fluvial and lacustrine unit. It corresponds mostly to sequences of meandering and anastomosed rivers, deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. Lithologically, it is represented by brick red claystones and siltstones with very subordinate interbedding of very fine and lenticular silty, slightly micaceous and calcareous sandstone packages (Beccar & Toledo, 1990). The top is very nitid due to the erosive contact with the Charqui Formation. Sequentially, it represents the ending of the sequence that starts with the Bala Formation. At Pluma River, an affluent of the Sécure River (Cochabamba), fragments of Trachytherus subandinus were found (Villarroel et al., 1994). The Trachytherus genera has a biochron restricted to the Upper Oligocene–Lower Miocene. Other species in this genus were described at Salla and Lacayani (Marshall & Sempere, 1991).

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SUBANDINO NORTE Pleistoceno Plioceno Mioceno superior

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SUBANDINO SUR Fm. Ñuapua

Fm. Tutumo

Fm. Emborozú

Fm. Charqui

Fm. Guandacay Fm. Tariquía

Mioceno

Mioceno inferior Oligoceno superior

Fm. Quendeque Fm. Yecua

Fm. Bala

Fm. Petaca

Fig. 4.2 Cuadro de correlación entre las unidades del Ciclo Andino II del Subandino Norte y Sur. Correlation chart among Andean II Cycle units of Northern and Southern Subandean

La Formación Charqui (Canedo-Reyes, 1960) yace en discordancia erosiva sobre las anteriores. Constituye una unidad de ambiente continental fluvio lacustre con influencia volcánica, depositada, al igual que la anterior formación, en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta formación se inicia con bancos delgados de conglomerados, sigue una alternancia de areniscas arcillosas marrones rosáceas a marrones amarillentas y de arcilitas y limolitas rojo chocolate a rojo violáceo, ligeramente predominantes (Beccar & Toledo, 1990). No hay hasta el momento datos paleontológicos que permitan datar a esta unidad.

The Charqui Formation (Canedo-Reyes, 1960) lies in erosive unconformity over the preceding ones. It is a unit of fluviolacustrine continental environment with volcanic influence, which, just like the previous formation, was deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. This formation starts with thin conglomerate banks, followed by an alternation of pinkish to yellowish brown argillaceous sandstones and sligthly predominant chocolate red to purple red claystones and siltstones (Beccar & Toledo, 1990). To date, there are no paleontological data to allow dating this unit.

Continúa y se completa la secuencia estratigráfica del subandino septentrional, con los sedimentos de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964), que representan una asociación continental aluvial y fluvial con influencia volcánica, depositada en una cuenca de piggy back del Subandino. Según Beccar & Toledo (1990), esta unidad está representada por conglomerados, areniscas conglomerádicas, areniscas y arcillitas. El componente sefítico es dominante y está constituido por clastos subredondeados de cuarcitas grises paleozoicas, areniscas cretácicas y terciarias, cuarzo lechoso, y calcedonia rosada. Tentativamente se le asigna una edad miocena superior a pliocena, por posición estratigráfica, grado de consolidación de los sedimentos y asociación a eventos tectónicos compresivos recientes.

The northern Subandean stratigraphic sequence continues and ends with the sediments of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964), which represents a continental alluvial and fluvial association with volcanic influence, deposited in a Subandean piggy back basin. According to Beccar & Toledo (1990), this unit is represented by conglomerates, conglomeradic sandstones, sandstones and claystones. The psephytic component is dominant and is made up by subrounded Paleozoic gray quartzitic clasts, Cretaceous and Tertiary sandstones, milky quartz and pink chert. Due to its stratigraphic position, sediment consolidation level, and the association to recent compressive tectonic events, it is tentatively assigned a Upper Miocene to Pliocene age.

Subandino Sur

South Subandean

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La cuenca marina ordovícica, bien desarrollada en la Cordillera Oriental, cubrió también con sus aguas las Sierras Subandinas y posiblemente parte de la Llanura Chaqueña. Los sedimentos presentes en la comarca corresponden a secuencias marinas de plataforma somera, con influencia costera.

The Ordovician marine basin, well developed in the Eastern Cordillera, also covered the Subandean Ranges and likely part of the Chaco Plain with its waters. The existing sediments in the territory pertain to shallow shelf marine sequences with coastal influence.

Las rocas más antiguas en el sector norte del Subandino Sur son areniscas cuarcíticas atribuidas a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa, 1960). No existen dudas de que esta unidad

The oldest rocks in the northern sector of the South Subandean are quartzitic sandstones attributed to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). There is no doubt that this unit is

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA está presente en el área de Río Grande. Sin embargo, es posible que al sur del Río Parapetí, al igual que sucede en el área de Tarija, los escasos afloramientos y los depósitos en subsuelo que infrayacen a la Formación Cancañiri, no correspondan a la Formación San Benito, sino a otra unidad del Ordovícico inferior.

present in the Río Grande area. However, it is possible that south of the Parapetí River, just like in the Tarija area, the scarce outcrops and deposits in the subsoil underlying the Cancañiri Formation, do not pertain to the San Benito Formation but to other Lower Ordovician unit.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Las formaciones silúricas no afloran en el subandino meridional al sur del Río Grande. Su presencia ha sido solamente señalada en subsuelo mediante registros sísmicos. La perforación exploratoria en las serranías alcanzó en profundidad sólo sedimentos devónicos, por lo general las areniscas de la Formación Iquiri, y en contados casos niveles de las formaciones Huamampampa y Santa Rosa, como es el caso de los pozos Caigua 2 – X11 en Bolivia y Ramos11 en la Argentina. No obstante, se considera que los sedimentos de la Formación Kirusillas son rocas generadoras de hidrocarburos.

Silurian formations do not oucrop in the meridional Subandean south of Río Grande. Their presence has been pointed out only in the subsurface through seismic records. At depths, the exploratory perforation at the ranges reached only Devonian sediments, generally, the sandstones of the Iquiri Formation and in a few cases, levels of the Huamampampa and Santa Rosa formations, such as in the case of the Caigua 2-XII wells in Bolivia, and Ramos-11 in Argentina. Nonetheless, the sediments of the Kirusillas Formation are considered to be hydrocarbon generators.

Los afloramientos de rocas devónicas en el Subandino Sur son reducidos y restringidos a las unidades superiores (formaciones Los Monos, Iquiri y Saipurú inferior). Están desarrollados por lo general en las culminaciones de la mayoría de los anticlinales, o expuestos por fallas inversas.

In the South Subandean, the Devonian rock outcrops are reduced and restricted to the upper units (Los Monos, Iquiri and lower Saipurú formations). Generally, they are developed at the endings of most of the anticlines, or exposed by overturned faults.

La presencia de sedimentos del Devónico inferior está debidamente documentada en subsuelo, a grandes profundidades. Las areniscas entrecruzadas de la Formación Santa Rosa han sido señaladas en algunos pozos. En el pozo Caigua 2-XII, por ejemplo, fue registrada desde los 2088 m, hasta la profundidad final. Por la profundidad a la que se encuentra, la materia orgánica contenida en estos sedimentos se encuentra sobremadurada y genera solamente hidrocarburos gaseosos. Las más importantes reservas de gas del país provienen de estos sedimentos.

At great depths, the presence of Lower Devonian sediments is duly documented in the subsurface. In some of the wells, the crossbedded sandstones of the Santa Rosa Formation have been pointed out. At the Caigua 2-XII well, for instance, it was recorded from a depth of 2,088 m up to the final depth. Due to the depth at which it is located, the organic matter contained in these sediments is overmature and generates gaseous hydrocarbons only. The most important reserves of gas of the country originate of these sediments.

Los sedimentos pelíticos de la Formación Icla, de algunos cientos de metros de espesor, están también presentes en el subsuelo de la región y constituyen una excelente roca madre generadora de hidrocarburos. Las arenas de la Formación Huamampampa afloran en algunos sectores del subandino meridional. En el subsuelo son consideradas como importantes rocas reservorio de petróleo.

With a thickness of some hundreds of meters, the pellitic sediments of the Icla Formation are also present in the region’s subsurface, and make up an excellent hydrocarbon generating source rock. The sands of the Huamampampa Formation outcrop in some sectors of the meridional Subandean. In the subsurface, they are considered as important petroleum reservoir rocks.

Como se indicó líneas arriba, la mayoría de los sedimentos devónicos aflorantes en el Subandino Sur corresponden a las formaciones Los Monos e Iquiri, que forman el núcleo de la mayoría de los anticlinales de la región. En general, y de forma transicional sobre las areniscas Huamampampa, sobreyacen los sedimentos pelíticos de la Formación Los Monos (Mather, 1922), que corresponden a sedimentos marinos de plataforma somera. Están constituidos por una alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con el predominio de las primeras. Las asociaciones palinológicas contenidas en sus sedimentos permiten asignarles una edad mesodevónica (Emsiano superior a Givetiano inferior)

As indicated above, most of the Devonian sediments outcropping in the Subandean pertain to the Los Monos and Iquiri Formations, which make up the core of most of the anticlines in the region. Generally and transitionally over the Huamampampa sandstones, overlie the sediments of the Los Monos Formation (Mather, 1922), which correspond to shallow shelf marine sediments. They are made up by an alternation of shale, siltstones and sandstones, where the former prevail. The palynological associations contained in its sediments enable to assign them a Middle Devonian age (Upper Emsian to Lower Givetian).

La cuenca se colmató paulatinamente, y la plataforma se hizo cada vez más somera. Es notoria la influencia costera por la presencia de restos de vegetales. La secuencia se vuelve más arenosa y se ingresa a la Formación Iquiri (White, 1925), que define una intercalación de areniscas y pelitas, con el predominio de las primeras. No es fácil definir el tope de la Formación Los Monos.

The basin gradually heaped up, and the shelf became shallower. The coastal influence is noticeable due ot the presencee of plant remanents. The sequence becomes more arenaceous, and the Iquiri Formation (White, 1925) starts, defining a interbedding of sandstones and pellites, where the former prevail. It is not easy to define the top of the Los Monos Formation. The passage is gradual,

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El pase es gradual y se lo ubica aproximadamente con el incremento arenoso. En esta formación se encontraron muy pocos macrofósiles, de los que el más común es Tropidoleptus carinatus. Por el contrario, el contenido palinológico es abundante y diagnóstico. La parte inferior está caracterizada por la asociación de Verrucosisporites premnus, y la parte alta por la zona de Maranhites brasiliensis, palinomorfos que caracterizan el Givetiano - Frasniano, sin embargo, en algunos sectores, el depósito de estas rocas alcanzó incluso el Fameniano (zona de Retispora lepidophyta).

and located approximately at the arenaceous increase. Very few macrofossils were found in this formation, the most common being the Tropidoleptus carinatus. On the contrary, the palynological content is diagnostic and abundant. The lower part features the Verrucosisporites premnus association, and the upper part, the Maranhites brasiliensis Zone, palynomorphs which characterize the Givetian–Frasnian; however, in some sectors, these rocks’ deposit even reached the Famennian (Retispora lepidophyta Zone).

El Ciclo Cordillerano concluye durante el Fameniano-Viseano, con la Formación Saipurú (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983). Es una unidad polémica por su relación estratigráfica. El tema es motivo de un análisis más detallado y cuidadoso, y este trabajo no se ocupará de ello. La Formación Saipurú corresponde a un depósito sintectónico (movimientos chiriguanos) en ambiente marino de plataforma somera, con influencia glacimarina. Esta unidad está constituida por la alternancia de bancos macizos de arenas, diamictitas, arcillas, todas con evidencias de deslizamiento y resedimentación. Los restos palinológicos encontrados en sus sedimentos permitió diferenciar tres biozonas, en la base la asociación de Retispora lepidophyta, del Fameniano más alto, luego la zona de Verrucosisporites magloirei del Tournaisiano, y en la parte alta, la zona de Verrucosisporites magnidictyus del Viseano (Lobo, com. pers.). Sobre la Formación Saipurú se asientan discordantemente los conglomerados y areniscas de la Formación Tupambi.

The Cordilleran Cycle ends during the Famennian-Visean with the Saipurú Formation (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983). This unit raises debates on its stratigraphic relation. The topic calls for a more detailed and thorough analysis, thus, this paper will not deal with it. The Saipurú Formation corresponds to a syntectonic deposit (Chiriguano movements) in a shallow shelf marine environment with glacimarine influence. This unit is made up by an alternation of massive sand banks, diamictites, and clays, all of them with evidence of slipping and re-sedimentation. The palynological remanents found in its sediments allowed the differentiation of three biozones: at the base, the upper-most Famennian Retispora lepidophyta association; then, the Tournaisian Verrucosisporites magloirei Zone; and at the upper part, the Visean Verrucosisporites magnidictyus Zone (Lobo, personal comm.). The conglomerates and sandstones of the Tupambi Formation are settled in unconformity over the Saipurú Formation.

El límite entre los ciclos Cordillerano y Subandino, corresponde a una fase tectónica. Estos movimientos se denominaron en YPFB como Fase Chiriguana (Eohercínica de los trabajos de ORSTOM).

The boundary between the Cordilleran and Subandean cycles pertains to a tectonic phase. At YPFB, these movements were called the Chiriguana Phase (Eohercynic in the ORSTOM works).

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Los sedimentos marinos y transicionales-continentales de este ciclo han sido reunidos en tres grupos: Macharetí, Mandiyutí y Cuevo. Temporalmente se inicia en el Namuriano (Tupambi) y concluye en el Jurásico inferior (San Diego). El Basalto de Entre Ríos, que constituye la base del Grupo Tacurú y el inicio del Ciclo Andino, marca el límite superior del ciclo.

The marine and continental transitional sediments of this cycle have been gathered in three groups: Macharetí, Mandiyutí and Cuevo. In terms of time, it starts in the Namurian (Tupambi) and ends in the Lower Jurassic (San Diego). Making up the base of the Tacurú Group and the beginning of the Andean Cycle, the Entre Ríos Basalt marks the cycle’s upper limit.

El complejo grupo turbidítico basal Macharetí, depositado en una cuenca de antepaís, está conformado por un enrejado de canales submarinos que se cortan y entrelazan entre sí, siguiendo una pendiente general SE-NW, rellenando la cuenca subandina con detritos procedentes tanto de la cordillera hercínica occidental, como del Cratón de Guaporé. La secuencia sedimentaria está formada por eventos cíclicos de conglomerado-arena y arcilladiamictita, que de base a tope fueron diferenciadas como formaciones Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro y Taiguati.

Deposited in a foreland basin, the Macharetí basal turbiditic groupcomplex is made up by a submarine canal grid which cut and intertwine with each other, following a general SE-NW slope and filling a Subandean basin with detritus coming from both, the western hercynic range and the Guaporé Craton. The sedimentary sequence is made up by cyclic events of conglomerates-sands and clay-diamictite, which from base to top, they were differentiated as the Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro and Taiguati formations.

Durante el depósito del grupo Mandiyutí, constituido por las formaciones Escarpment y San Telmo, las condiciones ambientales se mantienen. Grandes canales submarinos atraviesan la cuenca subandina, manteniendo los antiguos canales del Macharetí o abriendo nuevos cursos con la energía de nuevos y espesos flujos detríticos.

During the deposit of the Mandiyutí group, made up by the Escarpment and San Telmo formations, the environmental conditions were maintained. Large submarine canals cross the Subandean basin, maintaining the olf Macharetí canals, or opening up new ways with the energy of new and thick detrital flows.

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La Formación Copacabana (Carbonífero superior–Pérmico inferior), de gran desarrollo en la Cordillera Oriental, se extiende hasta el subandino del área de Santa Cruz (Región de El Tunal).

With great development in the Eastern Cordillera, the Copacabana Formation (Upper Carboniferous-Lower Permian) extends into the Subandean in the Santa Cruz area (El Tunal region).

Durante el Pérmico la cuenca cambia de carácter marino a transicional y continental. Se depositan sedimentos fluviales, eólicos, carbonáticos y evaporíticos del grupo Cuevo, constituido por las formaciones Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu y San Diego.

During the Permian, the basin shifts from a marine to a transitional and continental nature. Fluvial, aeolian, carbonatic and evaporitic sediments of the Cuevo group, made up by the Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu and San Diego formations, were deposited.

A continuación se describirán sumariamente las características particulares de cada una de las formaciones que conforman el ciclo en el Subandino meridional.

Following, a summarized description of the particular features of each one of the formations making up the meridional Subandean is provided.

GRUPO MANDIYUTI

Formación San Telmo Formación Escarpment Formación Taiguati

GRUPO MACHARETI

Formación Chorro Formación Itacuamí / Tarija Formación Tupambi

Fig. 4.3 Cuadro estratigráfico de los grupos Macharetí y Mandiyutí (Carbonífero superior – Pérmico). Stratigraphic chart of Macharetí and Mandiyutí groups (Upper Carboniferous – Permian)

Carbonífero inferior. Esta unidad agrupa de base a tope a las formaciones Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro y culmina con la Formación Taiguati. Este conjunto iniciado en el Namuriano concluye aparentemente en el Westafaliano.

The Macharetí Group (Harrington, 1922) is laid out in unconformity over the different Devonian and Lower Carboniferous formations. From base to top, this unit groups the Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro formations and ends with the Taiguati Formation. Initiated in the Namurian, this set ends apparently in the Westfalian.

La secuencia inicia con la Formación Tupambi (White, 1924), que está compuesta de areniscas y conglomerados, intercalados por diamictitas grises que forman bancos irregulares gruesos, con algunas ocasionales y subor-dinadas intercalaciones de lutitas. Esta secuencia corresponde a un ambiente marino de plataforma somera, con influencia deltaica y evidencias de resedimentación.

The sequence starts with the Tupambi Formation (White, 1924). It is made up by sandstones and conglomerates, interbedded by gray diamictites that form coarse irregular banks with occasional subordinate shale interbedding. This sequence pertains to a shallow shelf marine environment, with deltaic influence and evidence of re-sedimentation.

Esta secuencia, al igual que la del Ciclo Cordillerano, fue depositada en una cuenca de antepaís. La poca información paleontológica impide dar una idea exacta sobre la edad de la unidad. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Lobo, com.pers.) asignaron a estas rocas una edad namuriana alta. Azcuy & Laffitte (1981) reconocieron dos asociaciones palinológicas (A y B), la inferior con Ancistrospora verrucosa, y la superior con Potonieisporites sp., asignándoles una edad carbonífera media a superior. Consiguientemente, estos sedimentos se asignaron al Namuriano y Westfaliano. Sin embargo, en base a reconstrucciones paleogeográficas y correlaciones estratigráficas, algunos trabajos

Just like that of the Cordilleran Cycle, this sequence was deposited in a foreland basin. The scarce paleontological information available prevents having an exact idea of the unit’s age. YPFB palynological determninations (Lobo, personal comm.) assigned a Upper Namurian age to these rocks. Azcuy & Laffite (1981) recognized two palynological associations (A and B); the lower with Ancistrospora verrucosa, and the upper one with Potonieisporites sp., assigning a Middle to Upper Carboniferous age to them. Consequently, these sediments were assigned to the Namurian to Westfalian. However, based on paleogeographical reconstructions and stratigraphic correlations, some recent works

El Grupo Macharetí (Harrington, 1922) se dispone de forma discordante sobre diferentes formaciones devónicas y del

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recientes (Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) ubican a esta unidad en el Carbonífero inferior.

(Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) place this unit in the Lower Carboniferous.

Por encima de las areniscas de la Formación Tupambi, se asientan en algunas localidades lutitas y limolitas (Formación Itacuamí) o diamictitas macizas, gris verdosas de hasta 500 m de espesor de la Formación Tarija (White, 1923). Estos sedimentos corresponden a depósitos marinos de plataforma somera, con definida influencia glacial y evidencias de resedimentación. Son frecuentes dentro de la masa diamictítica, grandes bloques y clastos, de innegable origen glacial, de granito rosado de hasta 50 cm de diámetro. Un buen número de estos bloques tiene forma pentagonal, con superficies pulidas y estriadas. Los laboratorios palinológicos de la Shell (Millioud), YPFB (Lobo y colaboradores) y Universidad de Buenos Aires (Azcuy y colaboradores) asignan a estas rocas una edad westfaliana (Carbonífero superior) sobre la base de la asociación palinológica de Potonieisporites spp. - Florinites spp.

There are some shale and siltstone localities (Itacuamí Formation) or massive greenish gray diamictites of the Tarija Formation (White, 19223), with a thickness of up to 500 m, settled over the Tupambi Formation sandstones. These sediments pertain to shallow shelf marine deposits, with a defined glaciar infuence and evidence of re-sedimentation. Within the diamictitic mass, large pink granite blocks and clasts up to 50 cm in diameter and of undeniable glaciar origin are frequent. A considerable number of these blocks has pentagonal shape, with polished and striated surfaces. On the basis of tue palynological association of Potonieisporites spp. - Florinites spp., the palynological labs at Shell (Millioud), YPBF (Lobo and assistants) and Universidad de Buenos Aires (Azcuy and assistants) assign a Westfalian (Upper Carboniferous) age to these rocks.

Discordante sobre las pelitas de la Formación Itacuamí o sobre las diamictitas de la Formación Tarija, se disponen en bancos macizos las areniscas marinas de la Formación Chorro (Harrington, 1924), que presentan tonos por lo general claros, grano medio bien seleccionado y muy poca matriz. Estas areniscas se depositaron en una plataforma somera de cuenca de antepaís. Durante mucho tiempo se polemizó sobre las relaciones estratigráficas entre las formaciones Tarija y Chorro, unos en el sentido de considerar que existía una variación facial entre ambas, y otros afirmando que la Formación Chorro sobreyace a la anterior. La opinión actual, más generalizada, se inclina por la última aseveración, y como complemento la considera como el resultado de canales submarinos, rellenados por flujos de detrito subácueos y turbiditas (DíazMartínez, 1996).

In unconformity over the pellites of the Itacuamí Formation, or over the diamictites of the Tarija Formation, the massive marine sandstone banks of the Chorro Formation (Harrington, 1924) are laid out, displaying generally light tones, well selected medium grain, and little matrix. These sandstones were deposited in a shallow shelf foreland basin. For a long time, the stratigraphic relations between the Tarija and Chorro formations was debated; some argued that there was a facial variation between both of them, while others asserted that the Chorro Formation lies over the previous one. The current, more generalized opinion leans towards the last statement, and in addition, considers it the result of submarine canals, filled by subaqueous detrital flows and turbidites (Díaz-Martínez, 1996).

El Grupo Macharetí concluye con el depósito de los sedimentos marinos de plataforma somera de la Formación Taiguati (Harrington, 1922), que reflejan una marcada influencia glacimarina, con evidencias de resedimentación. Está caracterizada por una litología predominantemente rojiza, que destaca con relación a las unidades infra y suprayacentes. Constituida por diamictitas, lentes de areniscas gris blanquecinas, arcillitas y limolitas de color marrón rojizo bien estratificadas y finamente laminadas. En la unidad está presente fauna marina de la zona de Levipustula levis. La asociación, aparte del braquiópodo señalado, está constituida mayormente por moluscos como Cypricardinia (?) boliviana, Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp., Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp., Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris y Wilkingia cf. W. elliptica. Gran parte de esta fauna fue encontrada en nódulos y concreciones gris verdosas, color que refleja su origen marino. En la Cuenca de Paganzo (Argentina) Levipustula levis es considerada de edad namuriano-westfaliana (Andreis & Archangelsky, 1996). Sin embargo, la edad de esta especie en Australia podría ser ligeramente más antigua (Roberts et al., 1995).

The Macharetí Group ends with the deposit of shallow shelf marine sediments of the Taiguati Formation (Harrington ,1922), which reflect a marked glacimarine influence and evidence of resedimentation. It features a predominatly red lithology that stands out with regards to the over- and underlying units. It is made up by diamictites, whitish gray sandstone lenses, claystones and reddish brown, well bedded, and finally laminated siltstones. There is marine fauna of the Levipustula levi Zone present in the unit. Other the the aforementioned brachiopod, the association is made up mostly by mollusks including: Cypricardinia (?) boliviana, Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp., Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp., Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris and Wilkingia cf. W. elliptica. a large portion of this fauna was found at the greenish gray nodes and concretions, thus its marine origin being reflected by the color. At the Paganzo Basin (Argentina), the Levipustula levis is considered to the of Namurian-Westfalian age (Andreis & Archangelsky, 1996). Nonetheless, in Australia, this species’ age could be slightly older (Roberts et al., 1995).

El Grupo Mandiyutí (Madwick & Romanes, 1913) está constituído por las formaciones Escarpment y San Telmo. Este conjunto fue posiblemente depositado entre el Stefaniano y el Pérmico inferior.

The Mandiyutí Group (Madwick & Romanes, 1913) is made up by the Escarpment and San Telmo formations. This unit was possibly deposited between the Stephanian and the Lower Permian.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA De forma discordante sobre toda la secuencia previa, y a lo largo de una plataforma somera de dirección SE-NW, se abrieron los amplios canales submarinos de la Formación Escarpment (White, 1923). Estos canales se rellenaron con los detritos provenientes de los altos hercínicos. Esta formación está constituida principalmente por areniscas amarillentas que forman en la actualidad característicos farallones verticales. En estos sedimentos se conservan evidencias de resedimentación. No se encontraron restos fósiles en estas arenas, se le asignó tradicionalmente una edad estefaniana simplemente por su posición estratigráfica.

In unconformity over the previous unit, and along a shallow shelf with SE-NW trend, the wide submarine canals of the Escarpment Formation (White, 1923) opened up. These canals were filled by detriti coming from hercynic heights. This formation is made up mainly by yellowish sandstones that currently form vertical characteristic bluffs. Evidence of re-sedimentation is preserved in these sediments. No fossil remanents were found in these sands; traditionally, a Stephanian age was assigned to them simply because of its stratigraphic position.

El grupo concluye con la Formación San Telmo (White, 1923), que representa una plataforma marina somera, en la que se acentúa una marcada influencia deltaica y evidencias de resedimentación. En esta unidad se diferenciaron tres miembros característicos, no siempre preservados debido a los efectos de la discordancia de las areniscas de la Formación Cangapi. Esta subdivisión corresponde a las lutitas Yaguacua, areniscas Chimeo y diamictitas Caiguamí.

The group ends with the San Telmo Formation (White, 1923), which represents a shallow marine shelf with accented deltaic influence and evidenc of re-sedimentation. Three characteristic members were differentiated in this unit, which have not been preserved all of the time due to the effects of the unconformity of the Cangapi Formation sandstones. This subdivision refers to the Yaguacua shale, Chimeo sandstones, and Caiguamí diamictites.

Desde el Pérmico medio a superior y hasta el Jurásico temprano se deposita una secuencia que incluye rocas clásticas, carbonáticas y evaporíticas, el Grupo Cuevo (Schlatter & Nederlof, 1966). Este conjunto agrupa a las formaciones Cangapi en la base, Viatiacua en la parte media y culmina con las formaciones Ipaguazu y San Diego.

From the Middle to Upper Permian to the Early Jurassic, a sequence was deposited, which includes clastic, carbonatic, and evaporitic rocks, namely the Cuevo Group (Schlatter & Nederlof, 1966). This set groups the Cangapi Formation at the base, the Vitiacua Formation in the middle part, and the Ipaguazu and San Diego Formations at the end.

v v v Basalto de Entre Ríos v v v Formación San Diego Formación Ipaguazu

GRUPO CUEVO

Formación Vitiacua Formación Cangapi Formación San Telmo

Fig. 4.4 Cuadro estratigráfico del Grupo Cuevo (Pérmico-Jurásico inferior). Stratigraphic chart of Cuevo Group (Permian – Lower Jurassic) Con una marcada discontinuidad erosiva y sobre diferentes unidades del Carbonífero, se asienta la Formación Cangapi (Hayes, 1925). Sin embargo, lo más frecuente y normal es encontrarla sobrepuesta al Miembro Caiguamí de la Formación San Telmo. La Formación Cangapi, esencialmente arenosa, es característica de un ambiente eólico y fluvial, con cierta influencia costera, fue depositada en una cuenca de trasarco. No es posible dar una edad definida a esta unidad por cuanto hasta la fecha no se reportaron fósiles diagnósticos. Tomando en cuenta que la base de la unidad suprayacente (Vitiacua) es de edad pérmica superior, se puede razonablemente considerar que fue depositada durante el Pérmico inferior a medio.

With a marked erosive discontinuity, and over different Carboniferous units, settles the Cangapi Formation (Hayes, 1925). Nonetheless, it is most frequent and normal to find it overlying the Caiguamí Member of the San Telmo Formation. The Cangapi Formation is esentially arenaceous, and characteristic of an aeolian and fluvial environment, with some coastal influence. It was deposited in a back-arc basin. It is impossible to give this unit a defined age since, to this date, no diagnostic fossils have been reported. Taking into account that the base of the overlying unit (Vitacua) is of Upper Permian age, it could be reasonbaly considered that it was deposited during the Lower to Middle Permian.

A partir del Pérmico superior cambiaron en el Subandino sur las condiciones del ambiente de depósito, la cuenca de trasarco derivó

Starting in the Permian, the deposit environmental conditions changed in the South Subandean; the back-arc basin drifted

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hacia un régimen marino de plataforma somera y transicional deltaico a costero. Sobre las areniscas de la Formación Cangapi, y en aparente continuidad, se depositaron las rocas carbonáticas de La Formación Vitiacua (Mather, 1922). La unidad está constituida principalmente por dolomías y calizas silicificadas, con nódulos de pedernal. En esta secuencia son frecuentes las intercalaciones arenosas y arcillosas. La edad de la secuencia tiene un rango más amplio del que tradicionalmente se consideraba. Las localidades y fósiles diagnósticos para esta unidad son los siguientes. En la zona de Alarache, en el Río Condado se recolectaron muestras en la base de la parte media de la Formación Vitiacua, que proporcionaron palinomorfos de la Zona de Lueckisporites virkkiae que indica una edad triásica superior. En esta misma localidad se encontró un rodado con Coelacanthus cf. C. granulatus del Pérmico superior. De los niveles superiores, en el área de Villamontes, se recolectó Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb, pelecípodo diagnóstico del Noriano (Triásico superior), de distribución continental desde Chile hasta Alaska. En conclusión, la edad de esta formación tiene un rango que abarca desde el Pérmico superior ? hasta el Triásico superior (Lobo-Boneta, com. pers.; Sempere et al, 1992; SuárezRiglos & Dalenz-Farjat, 1993).

towards a shallow shelf marine regime, and from transitional deltaic to coastal. In apparent continuity over the sandstones of the Cangapi Formation, the carbonatic rocks of the Vitiacua Formation (Mather, 1922) were deposited. This unit is made up mainly by dolomites and silicified limestones with chert nodes. Arenacous and argillaceous interbedding is frequent in this sequence. The age of the sequence has a range wider than the traditionally considered one. The localities and diagnostic fossils for this unit are the following: In the Alarache area, at Condado River, samples were collected at the base of the middle portion of the Vitiacua Formation, which provided palynomorphs of the Lueckisporites virkkiae Zone, thus indicating an Upper Triassic age. At this same locality, a boulder containing Upper Permian Coelacanthus cf. C. granulatus was found. In the Villamontes area, Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb was collected from the upper levels. This is a diagnostic pelecypod of the Norian (Upper Triassic), which has continental distribution from Chile to Alaska. In conclusion, this formation’s age has a range that embraces form the Upper Permian ? to the Upper Triassic (Lobo-Boneta, personal comm.; Sempere et al, 1992; Suárez-Riglos & Dalenz-Farjat, 1993).

Sobre la anterior unidad se sobrepone la Formación Ipaguazu (Padula & Reyes, 1958), que constituye un depósito continental, fluvial y lacustre, de lutitas y margas con intercalaciones de areniscas, yeso y halita. López-Pugliessi (com. pers.) destaca la presencia en la base de niveles conglomerádicos con clastos de calizas y yesos de la formación anterior, indicando con ello una relación discordante con las calizas Vitiacua. La Formación Ipaguazu se depositó en un graben estrecho de dirección NNW (rift de trasarco).

The Ipaguazu Formation (Padula & Reyes, 1958) lies over the previous unit, constituting a continental, fluvial and lacustrine deposit of shale and marl, with interbedding of sandstones, gypsum and halite. López-Pugliessi (personal comm.) emphasizes the presence of conglomeradic levels at the base, with limestone and gypsum clasts of the previous formation. With that, he indicates a unconforming relation with the Vitiacua limestones. The Ipaguazu Formation was deposited in a narrow graben with NNW trend (back-arc rift).

Con la Formación San Diego (López-Pugliessi, 1968) concluye el Ciclo Subandino. Esta unidad, conocida también como “Areniscas Té con Leche”, no tiene una distribución regional y está restringida a pocas localidades del Subandino sur, especialmente en el área de influencia del camino Tarija-Villamontes. Su relativa presencia es debida a la acción erosiva posterior. Las formaciones Ipaguazu y San Diego se depositaron durante el Jurásico temprano.

The Subandean Cycle ends with the San Diego Formation (LópezPugliessi, 1968). Also known as the “Tea and Milk Sandstones,” this unit does not have regional distribution and is restricted to a few localities in the South Subandean, particularly in the influence area of the Tarija-Villamontes road. Its relative presence is due to the subsequent erosive action. The Ipaguazu and San Diego Formations were deposited during the Early Jurassic.

Ciclo Andino

Andean Cycle

El Ciclo Andino se inicia en la parte central de la Cordillera Oriental y el Subandino Sur, con un régimen distensivo que produjo la efusión de los basaltos de Tarabuco y Entre Ríos (ca 171 Ma).

The Andean Cycle starts in the central part of the Eastern Cordillera and South Subandean, with a distensive regime that produced the effusion of the Tarabuco and Entre Ríos basalts (c. 171 Ma).

Discordante sobre diferentes unidades del Grupo Cuevo, se asentaron numerosos flujos del Basalto de Entre Ríos (Padula & Reyes, 1958), que representa un excelente nivel guía característico en la estratigrafía del Subandino meridional. Este basalto, como sus equivalentes de la Cordillera Oriental, corresponden a una actividad volcánica en una cuenca de rift de trasarco. Existen decenas de dataciones radiométricas de estas rocas, la mayor parte de ellas realizadas por la compañía Gulf Oil, y cuya confiabilidad fue siempre muy discutida, incluso por personeros de la misma empresa. Tomando en cuenta la edad de los niveles superiores de la Formación Vitiacua (Triásico superior alto) es aceptable suponer que la extrusión de las coladas se hubieran iniciado recién en el Jurásico inferior y continuaron durante el Jurásico medio. Esta

In unconformity over the different units of the Cuevo Group, settled numerous flows of the Entre Ríos Basalt (Padula & Reyes, 1958), which represent an excellent guide level characteristic of stratigraphy in the meridional Subandean. Just like its equivalents in the Eastern Cordillera, this basalt pertains to a volcanic activity in a back-arc rift basin. There are tenths of radiometric datings of these rocks, most of them performed by Gulf Oil. The reliability of the former has always been debated, even by company personnel itself. Taking into account the age of the Vitiacua Formation’s upper levels (high Upper Triassic), it is acceptable to assume that the flow intrusions would have just started during the Lower Jurassic, and continued during the Middle Jurassic. This assertion would agree with the latest determinations carried out at the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA aseveración estaría acorde con las últimas determinaciones realizadas en la Universidad de Grenoble (Sempere, 1996), de su equivalente, el Basalto de Tarabuco, que proporcionó una edad jurásica media (171,4 Ma).

Grenoble University (Sempere, 1996), on its equivalent, the Tarabuco Basalt, which gave a Middle Jurassic age (171.4 Ma).

Luego del proceso magmático, con el Ciclo Andino se inicia en la cuenca subandina meridional un régimen continental, rellenando la cuenca una espesa secuencia de arenas fluviales, lacustres y eólicas. La cuenca de antepaís fue reemplazada por un rift de trasarco. Los sedimentos continentales depositados fueron inicialmente denominados como “formación”, y luego definidos como Grupo Tacurú.

After the magmatic process, with the Andean Cycle starts a continental regime in the meridional Subandean basin, infilling the basin with a thick fluvial, lacustrine and aeolian sand sequence. The foreland basin was replaced by a back-arc rift. The continental sediments which deposited were initially called “formation,” and later on defined as the Tacurú Group.

La mayoría de los autores afirma que el Grupo Tacurú (Mather, 1922) presenta dos secuencias distintas. Al sur del Río Grande sólo estarían presentes las formaciones Tapecua, Castellón e Ichoa, en cambio al norte del Río Grande se desarrollarían las formaciones Ichoa y Yantata.

Most authors assert that the Tacurú Group (Mather, 1922) displays two different sequences: South of Río Grande, only the Tapecua, Castellón and Ichoa formations are present, whereas, north of Río Grande the Ichoa and Yantata formations develop.

SECTOR CENTRAL

GRUPO TACURU

SECTOR SUR

Formación Cajones

ausente

Formación Yantata

ausente

Formación Ichoa ausente

Formación Castellón

ausente

Formación Tapecua v v Basalto de Entre Ríos v v

Fig. 4.5 Cuadro estratigráfico del Grupo Tacurú (Jurásico superior –Cretácico inferior). Stratigraphic chart of Tacurú Group (Upper Jurassic – Lower Cretaceous) Las principales características sedimentológicas de estas unidades se resumen seguidamente. El Grupo Tacurú se inicia con la Formación Tapecua (López-Pugliessi, 1971), que representa a una secuencia arenosa de ambiente fluvial y eólico. Concordantemente sobreyace la Formación Castellón (López-Pugliessi, 1971), formada por areniscas también de un régimen fluvial y depósitos de tipo lacustre. En esta unidad están presentes restos fósiles de branquiópodos (conchostráceos), ostrácodos y vertebrados. Pinto & Sanguinetti (1987) estudiaron los ostrácodos recolectados en las areniscas entrecruzadas de la Formación Castellón en el Río Parapetí. La fauna pertenece a las familias Limnocytheridae, Cyprididae y Darwinulidae, que relacionada con otras formas similares de Brasil y Gabón, permitieron asignarle una edad cretácica inferior. Sin embargo no puede descartarse totalmente que el depósito de esta unidad se hubiera iniciado a mediados o fines del Jurásico.

This unit’s main sedimentological characteristic are summarized as follows. The Tacurú Group starts with the Tapecua Formation (López-Pugliessi, 1971), representing an arenaceous sequence of fluvial and aeolian environment The Castellón Formation (LópezPugliessi, 1971) overlies in conformity. It is made up by sandstones of fluvial regime and lacustrine-type deposits, as well. Fossil remanents of brachipods (conchostraceans), ostracodes, and vertebrates are present in this unit. Pinto & Sanguinetti (1987) studied the ostracodes collected in ther crossbedded sandstones of the Castellón Formation at the Parapetí River. The fauna belongs to the Limnocytheridae, Cyprididae and Darwinulidae families, which, related to other similar forms of Brazil and Gabon, allowed to assign a Lower Cretaceous age to them. However, it can not be totally dismissed that this unit’s deposit started in the middle or end of the Jurassic.

Por encima, en relación discordante, sobreyacen las areniscas amarillentas entrecruzadas de ambiente eólico y fluvial, con influencia lacustre, de la Formación Ichoa (Chamot et al., 1958).

In unconforming relation over the above, overlie Ichoa Formation´s (Chamot et al., 1958) crossbedded yellowish sandstones of fluvial and aeolian environment. South of Río Grande, the

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Con esta unidad concluye la secuencia del Grupo Tacurú al sur del Río Grande. En cambio, en el sector central marca el inicio esta etapa de sedimentación. A diferencia del sector sur, al norte del Río Grande, y hasta la latitud del Chapare, la Formación Ichoa se asienta con discordancia sobre rocas silúricas, devónicas, carboníferas y permo-triásicas. Esta unidad ha sido tradicionalmente considerada de edad cretácica superior, sin embargo existe la tendencia actual de considerarla más antigua, por correlación con eventos eólicos jurásicos del Brasil (Oller & Sempere, 1990).

sequence of the Tacurú Group ends with this unit. In the central sector of Subandean Belt, on the other hand, it marks the beginning of this stage of sedimentation. Contrary to the southern sector, the Ichoa Formation settles in unconformity over Silurian, Devonian, Carboniferous, and Permian-Triassic rocks, north of Río Grande and up to the latitude of Chapare. This unit has been traditionally considered of Upper Cretaceous age; however, by correlation with Jurassic aeolian events in Brazil, there is a current trend to consider it as old as Brasil (Oller & Sempere, 1990).

La Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962) sobreyace de forma concordante a la Formación Ichoa. Esta unidad está constituida por areniscas amarillentas y rojizas, que a diferencia de las arenas de la Formación Ichoa, no presentan estructuras de entrecruzamiento. Al igual que las rocas de la anterior formación, los sedimentos de la Formación Yantata no son fosilíferos.

The Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) lies in unconformity over the Ichoa Formation. This unit is made up by yellowish and reddish sandstones, which contrary to the sands of the Ichoa Formation, do not display crossbedding structures. Just like the rocks of the lower formation, the sediments of the Yantata Formation are not fossiliferous.

Resulta cuestionable definir a la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922) como una unidad marina con influencia continental, o bien continental con influencia marina. Existen muchos argumentos en favor y en contra. En esta Memoria se considera que esta última es la correcta. Sin embargo, una posición de ambiente transicional, deltaico y costero, puede ser aplicado en el presente caso. La Formación Cajones representa la facies proximal (con areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental. La secuencia está constituida por areniscas calcáreas, arcillas y calizas de aspecto nodular. Los niveles de calcarenitas de esta formación son productores de hidrocarburos en algunos campos que se encuentran en el área de Santa Cruz. En esta unidad se encontraron los fósiles Gasteroclupea branisai y Pucapristis branisi, que permiten efectuar correlaciones. La edad asignada a las calizas Cajones es maastrichtiana (Cretácico superior). Los primeros huesos de dinosaurios (fémur de cf. Laplatasaurus sp., y húmero de un taxón no identificado) fueron recolectados de bancos de areniscas de esta formación en la Serranía de Espejos (Gutiérrez & Marshall, 1994).

It would be questionable to define the Cajones Formation (Heald & Mather, 1922) as a marine unit with continental influence, or a continental unit with marine influence. There are several arguments in favor or against one or the other. This Memoir will consider the latter as correct. However, a position of transitional deltaic and coastal environment could be applied to this case. The Cajones Formation represents the proximal facies (with calcareous sandstones and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Cordillera. This sequence is made up by calcareous sandstones, clays and limestones of nodular appearance. In some of the fields located in the Santa Cruz area, the calcarenite levels in this formation are hydrocarbon producers. This unit contains Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi fossils, which enable correlations to be carried out. The age assigned to the Cajones limestones is Maastrichtian (Upper Cretaceous). The first dinosaur bones (cf. Laplatasaurus sp. thigh bone, and unidentified taxon humerus) were collected at this formation’s sandstones at the Espejos range (Gutiérrez & Marshall, 1994).

Andean II Cicle Ciclo Andino II Discordante sobre lo anterior se inicia la sedimentación neógena en una cuenca de antepaís del Subandino. Inicialmente definido como serie, y luego como formación, el Grupo Chaco (Stebinger, 1920) incluye y representa la mayor parte de la secuencia cenozoica del subandino meridional (Oligoceno superior?–Plioceno). En esta unidad se agrupan las formaciones Petaca, Yecua, Tariquía y Guandacay. La Formación Emborozú suprayacente es excluida del grupo por tener una relación basal discordante, que refleja el inicio de una cuenca diferente.

In unconformity over the above, the Neogene sedimentation starts in a foreland basin of the Subandean. Initially defined as a series, and later on as a formation, the Chaco Group (Stebinger, 1920) includes and represents the largest part of the Cenozoic sequence of the meridional Subandean (Upper Oligocene? - Pliocene). This unit groups the Petaca, Yecua, Tariquía and Guandacay formations. The lying Emborozú Formation is excluded from the group since it has an unconforming basal relation, reflecting the initiation of a different basin.

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Formación Emborozú Formación Guandacay

GRUPO CHACO

Formación Tariquía Formación Yecua Formación Petaca Formación Cajones

Fig. 4.6 Cuadro estratigráfico del Grupo Chaco (Oligoceno superior – Plioceno inferior). Stratigraphic chart of Chaco Group (Upper Oligocene – Lower Pliocene)

Los conglomerados y areniscas parcialmente calcáreas, de la Formación Petaca (Birkett, 1922), marcan el inicio de la sedimentación neógena, bajo condiciones ambientales características de flujos cargados de detritos de régimen aluvial y fluvial. La fauna encontrada indica que su registro tuvo lugar durante el Mioceno inferior, aunque no puede descartarse que hubiera empezado en el Oligoceno más alto. Se recolectó de esta unidad una variedad de vertebrados, de los cuales la mayoría corresponden a piezas sueltas no identificables, como numerosas piezas de edentados. Sin embargo, han podido ser identificados los siguientes vertebrados: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf. Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).

The conglomerates and partially calcareous sandstones of the Petaca Formation (Birkett, 1922) mark the beginning of the Neogene sedimentation under environmental conditions typical of detritus-loaded flows of alluvial and fluvial regime. The fauna found indicates that it was recorded during the Lower Miocene, althoug it can not be dismissed that it could have occured during the highest Oligocene. A variety of vertebrates was collected from this unit, most of them pertaining to unidentifiable loose pieces, as well as numerous edentate pieces. However, the following vertebrates were identified: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf. Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).

De forma transicional continúan las arcillas y margas multicolores de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958), que representan un ambiente transicional aluvial, deltaico y costero, con una notoria influencia marina procedente del sudeste. Entre los fósiles recolectados se recuperaron pinzas de cangrejos y ejemplares de cirrípedos [tipo Balanus (?) sp.] (Branisa, 1970), así como foraminíferos (Ammonia beccarii), de indiscutido origen marino. Su relación continental también es innegable por la fauna lacustre de moluscos y ostrácodos que se desarrollaron en pantanos aledaños a la costa, así como por la presencia de vertebrados: peces, reptiles y mamíferos, como el macrauchénido cf. Theosodon, del Mioceno medio, recolectado en el Río Yapacaní. Es destacable el hallazgo de los primeros restos fósiles de una anguila eléctrica: Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al., 1993). La edad asignada a esta formación, sobre la base del contenido fosilífero total, es miocena medio a superior.

The clays and multicolor marls of the Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958) continue transitionally, representing an alluvial, deltaic and coastal transitional environment, with a notorious marine influence from the southeast. Among the fossils collected, crab claws and cirripedia samples Balanus (?) sp. (Branisa, 1970), as well as foraminifera (Ammonia beccarii ) of undebated marine origin, were recovered. Its continental relation is undeniable due to the lacustrine mollusk and ostracode fauna that developed in swamps neighboring the coast, as well as to the presence of vertebrates: fish, reptiles, and mammalian, such as the Middle Miocene cf. Theosodon macrauchenid, collected at the Yapacaní River. The finding of the first fossil remanents of an electric eel, Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al., 1993) is worth pointing out. On the basis of the total fossiliferous content, the age assigned to this formation is Middle to Upper Miocene.

La secuencia continúa transicionalmente con la potente secuencia pelitico-arenosa, de hasta 3000 metros, de la Formación Tariquía (Ayaviri, 1964). Estos sedimentos, mayormente arcillosos y limolíticos, fueron depositados durante el Mioceno más alto o Plioceno inferior, en un ambiente continental, bajo un régimen fluvio-lacustre.

The sequence continues transitionally with the thick pelliticarenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964), of up to 3000 m. Mostly argillaceous and silty, these sediments were deposited during the highest Miocene or Lower Pliocene, in a continental environment, under a fluviolacustrine regime.

Transicionalmente, con la presencia del primer banco conglomerádico, se inicia una unidad de mayor tamaño de grano, con arenas, conglomerados y niveles pelíticos intercalados, que definen la Formación Guandacay (Ayaviri, 1964), posiblemente depositada

Transitionally, with the presence of the first conglomeradic bank, the unit with larger grain size beings with sands, conglomerates, and interbedded pellitic levels which define the Guandacay Formation (Ayaviri, 1964). This formation was likely deposited

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durante el Plioceno inferior. Estos sedimentos corresponden en su mayor parte a depósitos fluviales. No fueron encontrados restos fósiles diagnósticos en estos sedimentos, por lo que la edad es inferida.

during the Lower Pliocene. These sediments pertain mostly to fluvial deposits. No diagnostic fossil remanents were found in these sediments; therefore their age is inferred.

Durante el Plioceno superior se formó una cuenca de piggy back en el Subandino. Sedimentos continentales de régimen aluvial y fluvial sobreyacen de forma discordante a las areniscas de la Formación Guandacay. La mayor parte de esta secuencia está constituida por conglomerados con rodados de hasta 40 cm de diámetro de la Formación Emborozú (Ayaviri, 1964). Según Ayaviri (1967), cerca del tope de la formación se encuentran tobas volcanoclásticas, que hasta la fecha no fueron datadas.

During the Upper Pliocene, a piggy back basin formed in the Subandean. Continental sediments of alluvial and fluvial regime overlie in unconformity over the sandstones of the Guandacay Formation. Most of this sequence is made up by conglomerates with boulders up to 40 cm in diameter of the Emborozú Formation (Ayaviri, 1964). According to Ayaviri (1967), near the top of the formation, there are volcanoclastic tuffs that have not been dated yet.

Geoquímica

Geochemistry

Las principales rocas madre de petróleo del Subandino Norte son permocarboníferas, las lutitas negras del Grupo Retama, y especialmente las de la Formación Copacabana, que presenta valores altos de contenido orgánico. Sin embargo, no se descarta la importancia generadora de las formaciones del Paleozoico, especialmente del Devónico. Otra unidad que presenta indicios de hidrocarburos es la Formación Beu.

The main oil source rocks in the North Subandean are PermianCarboniferous: the black shale of the Retama Group and particularly that of the Copacabana Formation, which presents high organic content values. However, the generating importance of the Paleozoic, and particularly Devonian formations can not be dismissed. Other unit displaying hydrocarbon indications is the Beu Formation.

El resultado negativo de la intervención exploratoria en los campos de Lliquimuni y Tacuaral no debe atribuirse a la ausencia de hidrocarburos, sino a que los pozos se ubicaron distantes de una buena culminación de las estructuras. Adicionales estudios estructurales, basados en los resultados obtenidos hasta la fecha, posibilitarán definir una mejor ubicación para nuevos proyectos.

The negative result of the exploratory intervention at the Lliquimuni and Tacuaral fields can not be attributed to the absence of hydrocarbons, but to the fact that the wells were located at a distance from good structure endings. Additional structural studies, based on the reuslts obtained to date, would enable the definition of better locations for new projects.



El aspecto estructural de las Sierras Subandinas ha sido ampliamente estudiado por Baby, y geólogos de YPFB y ORSTOM, y publicado en diferentes trabajos que pueden ser consultados en la bibliografía. Un resumen de esta investigación está resumida en Baby et al., (1994), cuyo contenido es transcrito a continuación:

The Subandean Ranges’ structural appearance has been extensively studied by Baby and geologists at YPFB and ORSTOM, and published in different works that can be found in the bibliography. A summary of such investigation can befound in Baby et al., (1994), the content of which is included in the following section:

Subandino Norte - entre 13° y 17° S.

North Subandean - between 13° y 17° S.

“La serie paleozoica implicada en los corrimientos está compuesta de sedimentos ordovícicos a pérmicos. Hacia el NE, el espesor del Ordovícico disminuye, la serie silúrica desaparece y las series pérmicas, carboníferas y devónicas están progresivamente biseladas y selladas por una serie isópaca de areniscas mesozoicas. En la cuenca de antepaís terciaria, los depósitos continentales pueden sobrepasar los 5000 metros. La faja plegada y corrida se caracteriza por importantes láminas de corrimientos (10-20 km). La parte occidental del Subandino norte se caracteriza por un sinclinorio rellenado de sedimentos neógenos sin-orogénicos (6000 m de espesor). Se trata de la cuenca de tipo piggyback del Alto Beni. Los despegues principales están localizados en las lutitas del Ordovícico, Devónico y Pérmico. La pendiente del despegue basal (lutitas ordovícicas) es de 4°. El valor máximo de acortamiento es de 135 km, o sea de un 50 %.”

“The Paleozoic sequence involved in these thrusts is made up by Ordovician to Permian sediments. Towards the NE, the thickness of the Ordovician decreases, the Silurian series disappears, and the Permian, Carboniferous, and Devonian series are progresssively bevelled and sealed by an isopaque series of Mesozoic sandstones. At the first Tertiary foreland basin, the continental deposits can exceed 5,000 m. The fold-thrust belt features important thrust lamellae (10-20 km). The western part of the Subandean features an anticlinorium infilled with syn-orogenic Neogene sediments (6,000 m thick). This refers to a piggy back type basin of the Alto Beni. The main detachments are located at the Ordovician, Devonian, and Permian shale. The basal detachment slope (Ordovician shale) is of 4°. The maximum shortening value is 135 km, that is 50%.

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Subandino Centro - entre 17°y 19°S.

Central Subandean - between 17° and 19°S.

(Parte septentrional del Subandino Sur en esta Memoria) “La columna sedimentaria pre-orogénica se caracteriza por una cuña sedimentaria paleozoica que consiste en una serie continua desde el Ordovícico hasta el Carbonífero, que se bisela hacia el norte sobre el zócalo Cámbrico y Precámbrico. Esta cuña sedimentaria paleozoica se debe principalmente a la discontinuidad erosiva de la base del Mesozoico, y está sellada por 500 m de sedimentos jurásicos y cretácicos, y por más de 1600 m de sedimentos de antepaís neógenos. El Subandino Centro corresponde a la parte más compleja de la zona subandina, pues se encuentra en pleno Codo de Santa Cruz y presenta importantes variaciones laterales. El frente orogénico está caracterizado por la zona de transferencia del Boomerang-Chapare. Se interpreta como una rampa oblicua, cuya estructuración ha sido controlada por el borde septentrional de la cuña sedimentaria paleozoica, oblicua en relación con la dirección regional de acortamiento (Baby et al., 1994). El despegue principal está ubicado en la base de la cuña sedimentaria paleozoica, con una pendiente de 10° hacia el SW. El valor máximo del acortamiento es de 75 km. El Subandino Centro se caracteriza también por una variación de la dirección de las trayectorias de acortamiento del norte al sur.”

(Northern part of the South Subandean in this Memoir) “The pre-orogenic sedimentary column features a Paleozoic sedimentary wedge consiting of a continuous series from the Ordovician to the Carboniferous, which bevels to the north over the Cambrian and Precambrian shelf. This Paleozoic sedimentary wedge is due mainly to the erosive discontinuity of the Mesozoic base, and is sealed by 500 m of Jurassic and Cretaceous sediments and more than 1600 m of Neogene foreland sediments. The Central Subandean is the most complex part of the Subandean area since it is located right at the Santa Cruz Bend, and displays several lateral variations. The orogenic front features the Boomerang – Chapare transference zone. It is interpreted as an olbique ramp, where the structuring has been controlled by the northern border of the Paleozoic sedimentary wedge, also oblique in relation to the general shortening trend (Baby et al., 1994). The main decollment is located at the paleozoic sedimentary wedge’s base, with a 10° slope to the SW. The maximum shortening value is of 75 km. The Central Subandean also features a north – south trend variation of the shortening paths.”

Subandino Sur - entre 19° y 22°S.

South Subandean - between 19° and 22°S.

“La columna sedimentaria pre-orogénica es prácticamente continua desde el Silúrico hasta el Jurásico, con un desarrollo muy importante de las secuencias silúricas, devónicas y carboníferas. Los sedimentos continentales neógenos tienen un espesor de 3000 a 4000 m. Un importante corrimiento divide el Subandino Sur boliviano en dos fajas corridas y plegadas. La faja occidental se caracteriza por pliegues por propagación de falla y por pliegues por flexión de falla. En cambio, la faja oriental se caracteriza por pliegues por propagación de falla y duplex (Baby et al., 1992). Los despegues principales están localizados en las lutitas del Silúrico y del Devónico. El despegue basal tiene una pendiente de 2° hacia el sur. La construcción de cortes balanceados seriados muestra la presencia de una importante zona de transferencia entre 20° y 21°S. El acortamiento total aumenta de 70 km (30%) a 140 km (50%) de sur a norte.”

“The pre-orogenic sedimentary column is practically continuous from the Jurassic to the Silurian, with an important development of Silurian, Devonian and Carboniferous sequences. The Neogene continental sediments have a thickness of 3000 to 4000 m. An important thrust divides the Bolivian South Subandean into two fold-thrust belts. The western belt features fault propagation folds and fault bending folds. On the other hand, the eastern belt features fault propagation and duplex folds (Baby et al., 1992). The main decollments are located at the Silurian and Devonian shale. The basal decollment has a 2° slope to the south. The construction of serial balanced cuts displays the presence of an important transference zone between 20° y 21°S. The total shortening increases from 70 km (30%) to 140 km (50%) from south to north.”

La faja corrida del Subandino es un sistema de sobreescurrimiento superficial con dos despegues principales (en las formaciones Kirusillas y Los Monos). En el antepaís y sierras adyacentes, las fallas generalmente cortan a través de la sección entera, por encima de los despegues basales. Al oeste, predomina una geometría de flexura de pliegues (rampa-plano-rampa) que imprime un nivel más elevado de despegue (Dunn et al., 1995).

The Subandean thrust belt is a superficial overthrust system with two main detachments (in the Kirusillas and Los Monos formations). In the foreland and adjacent ranges, the faults generally cut through a whole section above the basal detachments. To the west, a fold flexure geometry prevails (ramp-flat-ramp) which prints a higher detachment level (Dunn et al., 1995).

Recursos Económicos

Economic Resources

El sector septentrional del Subandino, debido a su deficiente vinculación caminera, no ha desarrollado a plenitud sus recursos minerales, tanto metálicos como no metálicos.

Due to the deficient road access, the metallic and non-metallic mineral resources have not been fully developed in the northern sector.

En algunos ríos de la cuenca del Río Beni, como los ríos Tequeje y Maniqui, existen yacimientos aluviales de oro procedentes de la erosión de conglomerados de edad miocena superior a Plioceno (Formación Tutumo) (Hérail et al., 1991). También se ha reportado

At some of the rivers of the Beni River basin, such as the Tequeje and Maniqui rivers, there are alluvial gold beds resulting from the erosion of Upper Miocene to Pliocene conglomerates (Tutumo Formation) (Hérail et al., 1991). The presence of diamonds at the

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la presencia de diamantes en el Río Tuichi (Oppenheim, 1943).

Tuichi River has also been reported (Oppenheim, 1943).

Para el futuro inmediato, las grandes posibilidades económicas del área están a la expectativa de los resultados de la exploración y explotación petrolera, que a la fecha aún refleja resultados negativos (Lliquimuni y Tacuaral). Sin embargo, la existencia de roca madre, maduración, roca reservorio y adecuada configuración estructural, permiten abrigar buenas posibilidades. Según Moretti et al. (1995) “En el norte del Subandino norte, se puede esperar encontrar a la Formación Tomachi con casi la misma riqueza que al norte y la Formación Copacabana todavía con un buen potencial como más al sur. La zona por lo tanto tiene muchas perspectivas. En el centro del Subandino norte, en la zona de Lliquimuni, se encuentra buena roca madre en la Fm. Copacabana y el Devónico superior podría también tener un potencial alto como en el norte”.

In the immediate future, the area`s largest economic possibilities await the results of oil exploration and development, which to this date reflect negative results (Lliquimuni and Tacuaral). Nonetheless, the existence of source rock, maturing, reservoir rock, and adequate structural configuration allow to expect good possibilites. According to Moretti et al. (1995) “The Tomachi Formation is located north of the North Subandean, which is almost as rich as to the north, and the Copacabana Formation, which has still a lot of potential, similar to the south. Therefore, the area has many perspectives. In the central part of the North Subandean, in the Lliquimuni area, there is good source rock at the Copacabana Formation, and similar to the northern area, the Upper Devonian could also have high potential.”

Otro rubro de explotación de la región es el de yacimientos no minerales (canteras de piedra, yeso, caliza, y depósitos de grava, arena y arcilla) destinados a la construcción de obras de ingeniería civil, obras municipales y de vivienda.

Another development item in the region are the non-mineral deposits (rock quarries, gypsum, limestone, and gravel, sand and clay deposits) intended for construction of civil engineering, municipal and housing works.

El Subandino Sur, por el contrario, cuenta con una mejor y relativamente estable red caminera, que fue desarrollada de forma paralela a la explotación petrolera, y a la consecuente y simultánea actividad agrícola. Independiente de la explotación de recursos no minerales para la construcción, la principal actividad económica de las Sierras Subandinas del sur, pié de monte y llanura adyacente, es la actividad petrolera. El plegamiento y sobre-corrimiento de la faja subandina posibilitó la formación de trampas estructurales que sirvieron para almacenar los hidrocar-buros que se explotan desde los años 20. Numerosas serranías paralelas, en cadenas de rumbo meridiano, se formaron durante el plegamiento andino, desde la Argentina hasta la latitud de Santa Cruz de la Sierra. Estas sierras coinciden de forma regular con estructuras anticlinales estrechas separadas por amplios sinclinales. Estos anticlinales, cuando presentan hundimientos, al norte y sur, conforman estructuras cerradas que constituyen excelentes trampas para la acumulación de hidrocarburos. Son conocidos los campos que a lo largo de los últimos 70 años han producido el gas y petróleo suficiente para cubrir la demanda energética del país. Campos como Bermejo, Sanandita, Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda y otros, que no solo produjeron el recurso energético, sino que desarrollaron pueblos y actividad económica secundaria en sus inmediaciones.

On the other hand, the south Subandean has a better and relatively stable road grid, which was developed simultaneously to the the oil exploitation, and the consequent and simultaneous agricultural activity. Other than the exploitation of non.mineral resources for the construction industry, the main economic activity of the southern Subandean Ranges, piedmont, and the adjacent plain is the oil activity. The fodling and overthrusting of the Andean belt made possible the formation of structural traps which served as storage for hydrocarbons that have been exploited since the 20’s. In meridian trend chains, many parallel ranges were formed during the Andean folding, from Argentina up to the Santa Cruz de la Sierra latitude. These ranges coincide regularly with narrow anticline structures separated by wide sinclines. When displaying sags to the north and south, these anticlines form closed structures tha make up excellent hydrocarbon accumulation traps. The fields that have produced enough gas and oil during the last 70 years to cover the country’s energy demands are well known. Fields such as Bermejo, Sanandita. Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda, and others, not only produced energy resources, but also generated the development of towns and secondary economic activities in the surrounding areas.

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Capítulo 5

Introducción

Introduction

El extremo noroccidental del país, que incluye el norte del departamento de La Paz, la parte occidental del departamento del Beni y la totalidad del departamento de Pando, constituye una amplia planicie fluvial de la cuenca del Amazonas. En esta planicie se reconocen tres regiones geológicas diferentes, con una historia geológica común, pero con algunas diferencias estratigráficas y estructurales. Estas regiones son la Cuenca del Madre de Dios, la Llanura Beniana y la Plataforma Beniana.

The country’s northwestern end, which includes the northern part of the Department of La Paz, the western part of the Department of Beni and the entire Department of Pando, constitutes a wide fluvial plain of the Amazon basin. In this plain, there are three different geological regions with a common geological history, but with some stratigraphic and structural differences. These regions are the Madre de Dios basin, the Beni Plain and the Beni Platform.

La región del Madre de Dios constituye una cuenca independiente de las provincias geológicas vecinas, y que mantuvo un carácter subsidente durante la mayor parte del Fanerozoico. En el registro sísmico no se han evidenciado plegamientos ni fallamientos importantes. Son secuencias casi horizontales, con una ligera ondulación y un marcado acuñamiento sobre el Cratón de Guaporé, de las que aflora solo la cubierta sedimentaria cenozoica. El presente capítulo desarrollará con detalle las particularidades de la región.

The Madre de Dios region constitutes a basin independent from the neighboring geological units, which maintained a subsiding character during most of the Phanerozoic. In the seismic logs, there is no evidence of important folding o faulting. These are almost horizontal sequences, with slight rippling and marked wedging over the Guaporé Craton, outcropping only the Cenozoic sedimentary cover of these sequences. This chapter will discuss in detail the features of this region.

Otro extenso sector de la planicie amazónica del norte del país, corresponde a la Llanura Beniana. Esta provincia geológica está delimitada al norte por la Cuenca del Madre de Dios, al oeste y sudoeste por las Sierras Subandinas del Norte, y al este por la Plataforma Beniana. La secuencia estratigráfica representativa de esta región, muestra su máximo desarrollo en la zona contigua al Subandino Norte, donde se supone se desarrolla una secuencia siluro-devónica y neógena, con ausencia de rocas permo-carboníferas y mesozoicas. Algunas de las formaciones tienen espesores menores debido a su proximidad al borde de cuenca. La diferencia geológica fundamental con la región subandina vecina es estructural. El Subandino corresponde a una faja corrida y plegada, sobrelevada, en la que los sedimentos fanerozoicos están aflorantes. En cambio la Llanura Beniana es una amplia llanura de inundación en la que la mayor parte de los sedimentos aflorantes son recientes, y que constituye la cuenca de antepaís actual del cinturón de deformación del Subandino Norte. Estructuralmente, se caracteriza por la presencia de fallamiento inverso de rechazos muy cortos en la zona vecina al Subandino Norte, y fallamiento directo

Another extensive sector of the Amazon plain in the northern part of the country pertains to the Beni Plain. To the north, this geological unit is limited by the Madre de Dios basin; to the west and southwest, by the Northern Subandean Ranges; and to the east, by the Beni Platform. This region’s representative stratigraphic sequence displays maximum development in the area adjacent to the North Subandean, where a Silurian-Devonian and Neogene sequence, lacking Permian-Carboniferous and Mesozoic rocks, is assumed to develop. Some of the formations have lesser thicknesses due to their proximity to the basin’s border. The fundamental geological difference with the neighboring Subandean region is structural. The Subandean corresponds to an overlifted fold – thrust belt, where Phanerozoic sediments outcrop. The Beni Plain, in turn, is a wide flood plain in which most of the outcropping sediments are recent. It constitutes a current foreland basin of the North Subandean deformation belt. Structurally, if features the presence of a reverse faulting of very short rejections in the neighboring area of the North Subandean, and a direct faulting, with soft or lacking folding in the rest of the region. Just

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en el resto de la región con plegamiento suave o ausente. En esta provincia, al igual que en la región del Madre de Dios, el acuñamiento hacia el borde de cuenca oriental, sobre el basamento Proterozoico, es marcado, y las secuencias sedimentarias fanerozoicas se interrumpen progresivamente.

like in the Madre de Dios region, in this unit, the wedging towards the edge of the eastern basin and over the Proterozoic basement is marked, and the Phanerozoic sedimentary sequences are progressively interrupted.

Finalmente, la Plataforma Beniana corresponde a una región intermedia entre la Llanura Beniana y el borde aflorante del Cratón de Guaporé. Las características principales de esta región, y que la diferencian de las anteriores, son la ausencia total de sedimentos paleozoicos, mesozoicos, paleógenos y neógenos. Sedimentos aluviales recientes de grano fino (arenas, limos y arcillas) sobreyacen directamente sobre el basamento Proterozoico. Arenas de grano grueso, gravas y otro tipo de rocas, están virtualmente ausentes en el área.

Finally, the Beni Platform pertains to an intermediate region between the Beni Plain and the outcropping edge of the Guaporé Craton. This region’s main features, distinguishing it from the preceding ones, are the total absence of Paleozoic, Mesozoic, Paleogene and Neogene sediments. Fine grained recent alluvial sediments (sands, sitls and clays) lie directly over the Proterozoic basement. Coarse grained sands, gravel and toher types of rocks are virtually absent in the area.

En el pozo exploratorio Perú-X1 se encontró el basamento cristalino a 813 m de profundidad, sobrepuesto solamente por sedimentos del Neógeno y cuaternarios. El lineamiento NE-SW y NW-SE, así como la geometría de los lagos distribuidos en los 116.550 km2 al oeste de Trinidad, tienen el control del basamento Proterozoico infrayacente (Plafker, 1961, 1964).

At the Peru-X1 exploratory well, a 813 m deep crystalline basement was found, overlain only by Neogene and Quaternary sediments. Both, the NE-SW lineament and the geometry of the lakes distributed in the 116,550 km2 west of Trinidad, have control over the underlying Proterozoic basement (Plafker, 1961, 1964).

En los últimos años se viene estudiando la historia de los cauces abandonados de los principales ríos de la región, con la finalidad de interpretar la desviación, contra manillas de reloj, relacionada con la elevación del margen del cratón y la tectónica de bloques de la cuenca (Dumont, 1994)

In the last few years, the history of the abandoned riverbeds of the region’s main rivers has been under study, with the purpose of interpreting the counterclockwise deviation related to the uplifting of the craton’s margin and the basin’s block tectonics (Dumont, 1994).

Cuenca del Madre de Dios

Madre de Dios Basin

Por existir mayor información geológica, tanto sísmica como de perforación exploratoria, se tratará con mayor detalle la geología de esta provincia. La información presentada, sin embargo, facilitará una mejor comprensión de las otras dos regiones aledañas consideradas en el presente capítulo.

Since there is more geological information, both seismic and exploratory drilling, the geology of this unit will be discussed greater detail. However, the information set forth will help understanding the other to neighboring regions also discussed this chapter.

La Cuenca del Madre de Dios constituye una provincia geológica bien definida, que se encuentra ubicada casi en su totalidad en la llanura pandina, entre la faja subandina septentrional y el borde occidental del Cratón de Guaporé. Políticamente se sitúa en el extremo norte del territorio boliviano, comprendiendo la mayor parte del departamento de Pando, el noroeste del departamento del Beni y norte del departamento de La Paz.

The Madre de Dios basin constitutes a well defined geological unit, located alomost entirely in the Pando Plain, between the northern Subandean belt and the western border of the Guaporé Craton. Politically, it is located in the northern end of the Bolivian territory, encompasssing most of the Department of Pando, the northeast of the Department of Beni and the north of the Department of La Paz.

Esta provincia geológica forma parte de una unidad de mayor extensión que, además del territorio boliviano, abarca el sureste peruano y la región del Acre de Brasil. Por su posición geográfica, relativamente aislada del resto del país, vinculada por lo general solo por vía aérea, es un área de poca investigación geológica. Se conocen algunos trabajos realizados por investigadores del Museo de Historia Natural de Florida en busca de restos vertebrados, y el trabajo exploratorio de geólogos del entonces Servicio Geológico de Bolivia (hoy SERGEOMIN), que proporcionaron la única información geológica disponible de tan extensa área. Sin embargo, los últimos trabajos realizados por las compañías YPFB, Occidental, Mobil y asociadas, con fines petroleros, permitieron conocer un poco más de su geología e interpretarla como una unidad geológica independiente.

This geological unit is part of a larger unit which, on top of the Bolivian territory, also includes the southeastern part of Peru and the Brazilian Acre region. Due to its geographic position, relatively isolated from the rest of the country, and generally speaking linked only by air, it is an area with little geological research. There is knowledge of only a few works carried out by researchers from the Florida Natural History Museum, in search for vertebrate remanents, and the exploratory work by geologist from the once Geological Survey of Bolivia (today SERGEOMIN), which provided the only available geological information of such an extensive area. Nonetheless, the latest work carried out by the YPFB, Occidental, Mobile and their associate companies, for oilrelated purposes, enabled to know some more on its geology and interpret it as an independent geological unit.

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Desde el punto de vista de sus recursos minerales, la Cuenca del Madre de Dios tiene un particular interés económico debido a que se encontraron importantes indicios de hidrocarburos en los reservorios arenosos del Devónico y Permocarbonífero, evidenciados mediante tres perforaciones exploratorias efectuadas en los ríos Manuripi y Madre de Dios.

From the mineral resource point of view, the Madre de Dios basin has particular economic interest due to the important indications of hydrocarbon presence in arenaceous reservoirs of the Devonian and Permian-Carboniferous, evident by means of three exploratory drillings carried out in the Manuripi and Madre de Dios rivers.

Corroborando otros estudios realizados en el Perú, la investigación recientemente efectuada en Bolivia sobre roca madre del petróleo (Moretti et al., 1994, 1995), es optimista en cuanto al potencial hidrocarburífero de la zona.

Confirming other studies conducted in Peru, the recent research conducted in Bolivia on the oil source rock (Moretti et al., 1994, 1995) is optimistical in terms of the hydrocarbon potential in the area.

Estratigrafía

Stratigraphy

La llanura pandina y regiones aledañas están casi totalmente cubiertas por sedimentos recientes correspondientes a llanuras de inundación producidas por el desborde anual de los ríos provenientes del sudoeste. En los cortes de las barrancas socavadas por los principales ríos, como el Río Acre en la frontera con el Brasil, se pueden observar sedimentos del Neógeno y Cuaternario, con restos de vertebrados fósiles.

The Pando Plain and the adjacent regions are almost entirely covered by recent sediments pertaining to the flood plains produced by the annual overflow of the southwestern rivers. In the cuts of the gorges scoured by the main rivers, such as the Acre River in the Brazilian border, Neogene and Quaternary sediments, with fossil vertebrate remanents, can be observed.

La Cuenca del Madre de Dios tiene un registro sedimentario de más de 9.000 metros de espesor, que comprende rocas del Paleozoico al Cenozoico (Carpenter, 1997).

The Madre de Dios basin has a sedimentary record of a thickness of more than 9,000 m, comprising rocks from the Paleozoic to the Cenozoic (Carpenter, 1997).

Sedimentos más antiguos no afloran en la comarca. Su presencia es conocida solamente a través de testigos y recortes provenientes de la perforación exploratoria de los pozos Pando y Manuripi, y de la información sísmica obtenida en el área.

Older sediments do not outcrop in this territory. Their presence is known only from the cores and cuttings from the exploratory drilling of the Pando and Manuripi wells, and from sesimic information obtained in the area.

Según la información disponible hasta la fecha, especialmente de las compañías Occidental y Mobil (Solís & Sanders, 1991), informes de laboratorio del Centro de Tecnología Petrolera de YPFB y el trabajo de Isaacson et al. (1995), es posible efectuar la siguiente relación estratigráfica generalizada:

According to the information available to date, particularly from the Occidental and Mobil companies (Solís & Sanders, 1991), reports from the Center of Oil Technology Lab of YPFB, and the work of Isaacson et al. (1995), it is possible to make the following generalized stratigraphic relation:

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

No se dispone de información respecto a la naturaleza de las rocas del basamento cristalino. La única referencia disponible refiere que el pozo Pando X-1 alcanzó un basamento metamórfico constituido por un neiss bandeado con granate (Solís & Sanders, 1991) o cuarcitas miloníticas granatíferas (Isaacson et al., 1995). Este basamento fue encontrado a una profundidad de 1981,27 metros. Estas rocas corresponderían a la continuación hacia el oeste del Cratón de Guaporé.

There is no information available on the nature of the crystalline basement’s rocks. The only available reference reports that the Pando X-1 well reached a metamorphic basement made up by a banded gneiss with garnet (Solís & Sanders, 1991), or garnet bearing mylonitic quartzites (Isaacson et al., 1995). This basement was found at a depth of 1981.27 m. These rocks would pertain to the westbound extension of the Guaporé Craton.

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C I C L O

E D A D Cuaternario Neógeno

ANDINO

Pal. - Neógeno

Cretácico

SUBANDINO

Permo Carbonífero

CORDILLERANO

Carbonífero inf. a Silúrico sup. Silúrico ?

TACSARIANO

VOL. 18 (1-2)

?

BRASILIANO

JUNIO 2000

FORMACION

ESPESOR (m)

CANDELARIA COBIJA QUENDEQUE

380

BALA

170

ESLABÓN BEU

170 - 240

COPACABANA YAURICHAMBI

142-296 47-89

TOREGUA TOMACHI TEQUEJE S/N

290 510 220 3

NO DIFERENCIADAS BASAMENTO CRISTALINO

Fig. 5.1 Cuadro estratigráfico generalizado de la Cuenca del Madre de Dios. Generalized stratigraphic chart of Madre de Dios Basin

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

El borde oriental de la cuenca de las formaciones ordovícicas Enadere y Tarene del Subandino Norte no llega a la altura del sector donde fueron perforados los pozos de la Oxy-Mobil, motivo por el que no existe una información precisa y completa de estas unidades. Según la información sísmica, estas unidades estarían presentes en la Cuenca del Madre de Dios, aunque hasta el presente ningún pozo exploratorio en el sector boliviano las alcanzó. En el área están documentadas en el pozo Los Amigos-2 en territorio peruano. De todas formas, esta información podrá ser mejorada con mayor información sísmica y futuros pozos.

The eastern border of the Ordovician Enadere and Tarene formations basin from the North Subandean does not reach the height of the sector where the Oxy-Mobil wells were drilled. Therefore, there is no accurate and complete information regarding these units. According to seismic information, these units would be present in the Madre de Dios basin, although no exploratory well in the Bolivian sector has reached them to date. In the area, they are documented in the Los Amigos-2 well in Peruvian territory. Anyway, this information can be enhanced with further seismic information and future wells.

Los sedimentos paleozoicos fueron depositados en un ambiente intracratónico que empezó a evolucionar hasta la cuenca de antepaís actual durante el meso-cenozoico (Carpenter, 1997).

The Paleozoic sediments were deposited in an intracratonic environment that, during the Meso-Cenozoic, started evolving up to the current foreland basin (Carpenter, 1997).

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Los mares cordilleranos que depositaron sedimentos en la faja subandina septentrional, tuvieron como borde de cuenca oriental, en el norte del país, al Cratón de Guaporé, cubriendo de esa forma también la Cuenca del Madre de Dios. Más al sur, en la Plataforma Beniana, están ausentes.

In the northern part of the country, the cordilleran seas which deposited sediments on the northern Subandean belt, had the Guaporé Craton as border of the eastern basin, thus also covering the Madre de Dios basin. Further south, they are absent in the Beni Platform.

Basados en registros sísmicos realizados por las compañías petroleras que trabajaron en Bolivia y el Perú, así como en los resultados de los pozos exploratorios Pando y Manuripi, se pudo establecer que las formaciones Tequeje, Tomachi y Toregua, del

Based on seismic logs conducted by the oil companies that worked in Bolivia and Peru, as well as in the results of the Pando and Manuripi exploratory wells, it was possible to establish that the Cordillerano cycle Tequeje, Tomachi, and Toregua formations, are

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Ciclo Cordillerano, están presentes en la cuenca.

present in the basin.

Datos paleontológicos (Moretti et al., 1995, p. 758), indican que a 1935 m de profundidad, en el pozo Pando-X1, es decir en los primeros metros de la base de la Formación Tequeje (CanedoReyes, 1960), estarían presentes palinomorfos del Pridoliano (Silúrico superior). Esta situación no ha sido definitivamente establecida, quedando la incógnita de si en otros sectores de la cuenca está mejor desarrollado el Silúrico, y si la Formación Tequeje se inicia durante el Silúrico superior o si la presencia de estos palinomorfos proviene de sedimentos retrabajados. De cualquier manera, la información establece que la cuenca fue cubierta por aguas silúricas.

Paleontological data (Moretti et al., 1995, p. 758) indicate that, in the Pando-X1 well, at a depth of 1,935 m, that is, in the first meters of the base of the Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960), Pridolian palynomorphs (Upper Silurian) would be present. This situation has not been established definitiviely, and the question of whether the Silurian is better developed in other sectors of the basin, and whether the Tequeje Formation starts during the Upper Silurian or if the presence of these palynomorphs is due to overworded sediments, still remains. Anyway, the information establishes that the basin was covered by Silurian waters.

Sobre las rocas del Basamento Brasiliano se depositaron aproximadamente 220 metros de sedimentos fluviales de la Formación Tequeje, que se inician con areniscas transgresivas, y un delgado conglomerado basal, seguido de una secuencia pelítica. Estas rocas fueron depositadas en un sistema de relleno de canales (Isaacson et al., 1995).

Over the Brazilian basement rocks, approximately 220 meters of fluvial sediments of the Tequeje Formation deposited, starting out with transgressive sandstones, a basal thin conglomerate, followed by a pellitic sequence. These rocks were deposited in a canal infill system (Isaacson et al., 1995).

A una profundidad de 1627,91 m se recolectó, de un testigo de la Formación Tequeje, restos de un braquiópodo muy próximo a Schuchertella sp. del Devónico inferior (Racheboeuf, com. pers., 1991). Estas rocas fueron posteriormente cubiertas por depósitos deltaicos atribuidos a las formaciones Tomachi y Toregua.

At a 1627.91 m depth, from a Tequeje Formation core, remanents of a brachiopod, very close to a Schuchertella sp. from the Lower Devonian, were collected (Racheboeuf, personal comm., 1991). These rocks were later covered by deltaic deposits attributed to the Tomachi and Toregua formations.

La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a depósitos subáreos a subacuosos de planicie deltaica inferior y consisten de canales distribuitarios y barras de desembocadura de distribuitarios que muestran geometría progradacional hacia la cuenca de nordeste a suroeste. Esta unidad fue depositada durante el EmsianoFameniano basal. Según Peters et al. (1997) y Carpenter (1997), las rocas madre de la Formación Tomachi están entre las más ricas fuentes de petróleo del mundo.

The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to subaereal to subaqueous deposits of a lower deltaic plain, and consists of distributary canals and distributary junction bars showing the prograding geometry towards the northeast-southwest basin. This unit was deposited during the Emsian-Basal Famennian. According to Peters et al. (1997) and Carpenter (1997), the source rocks of the Tomachi Formation are among the riches oil sources in the world.

El Ciclo Cordillerano concluye en la región con sedimentos de la Formación Toregua (López-Murillo 1967), que corresponden principalmente a canales distributarios e interdistributarios con influencia mixta, marina y fluvial. Esta unidad se depositó durante el Fameniano-Tournaisiano. El límite entre las formaciones Tomachi y Toregua corresponde a una discordancia erosiva y se ubica a 1241 mbbp, y el límite Devónico-Carbonífero a 1137 mbbp.

In the region, the Cordilleran Cycle ends with sediments of the Toregua Formation (López-Murillo 1967), which pertain mainly to distributing and interdistributing canals with mixed sea and fluvial influence. This unit was deposited during the FamenianTournaisian. The limit between the Tomachi and Toregua formations correspond to an erosive unconformity, and is located at deep of 1241 meters, and the Devonian-Carboniferous limit, at 1137 meters deep.

Fragmentos fósiles de otros testigos del pozo Pando-X1, entre otros el ubicado a 1501,52 mbbp (Formación Tomachi), fueron enviados por el autor a Francia. Como resultado se estableció la presencia de escamas de un pez actinopterigio palaeonisciforme y la impresión, mal preservada, de un conodonto (Janvier, com. pers., 1991) que sugirió una edad fameniana a carbonífera inferior.

Fossil fragments of other cores from the Pando X-1 well, among others the one located at 1501.52 meters deep (Tomachi Formation), were sent to France by the author. As a result, the presence of fish scales of actinopterigian palaeonisciforms was established, and the poorly preserved print of a conodont (Janvier, personal comm., 1991), which suggested a Famennian to Lower Carboniferous age.

El análisis palinológico de los testigos y recortes de muestras de sedimentos del Ciclo Cordillerano en el pozo Pando X1, realizadas por YPFB (Lobo, 1991 - informes : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 y Pérez, 1993 - informe: 2580) así como de MOBIL (1992), permiten efectuar el siguiente resumen sobre la edad de los sedimentos cordilleranos:

The palinological analysis of cores and cuttings of the sediment samples of the Cordillerano Cycle at the Pando X1 well, conducted by YPFB (Lobo, 1991 - reports : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 and Pérez, 1993 - report: 2580), as well as the MOBIL analysis (1992), enable to carry out the following summary on the age of the Cordillerano sediments:

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Lobo, 1991

Mobil, 1992

Pérez-Leytón, 1993

VOL. 18 (1-2)

JUNIO 2000

Intervalo (mbbp) 950 – 1100 1275 – 1340 1654 - 1654

Biozona Verrucosisporites spp. Retispora lepidophyta Schizocystia saharica

Intervalo (mbbp) 1139 – 1157 1247 – 1425 1524 – 1751 1771 – 1882 1906 – 1916

Edad Late Famennian-Early Tournaisian Early-Middle Famennian Givetian - Middle Famennian Eifelian Early to Early Middle Devonian

Intervalo (mbbp) 951 – 985 1009 – 1100 1167 1246 – 1347 1598 – 1935

Edad Viseano Tournaisiano superior Fameniano (Struniano) Fameniano Gediniano a Emsiano inferior

Fig. 5.2 Diferentes interpretaciones palinoestratigráficas del pozo Pando X1. Diferent palynostratigraphic interpretations of Pando X1 well

Vavrdova & Isaacson (1996) estudiaron la palinología del tramo Devónico del pozo Pando X1 concluyendo que la Formación Tequeje se depositó durante el Gediniano-Pragiano (presencia de chitinozoarios del Silúrico superior). La Formación Tomachi entre el Emsiano-Frasniano y que la Formación Toregua tiene una asociación de edad Fameniano-Carbonífero inferior.

Vavrdova & Isaacson (1996) studied the Devonian palynology of the of the well Pando X1 concluding that the Formation Tequeje was placed during the Gedinian-Pragian (presence of chitinozoarios of the upper Silurian). The Formation Tomachi among the EmsianFrasnian and that the Formation Toregua association has a Fammenian- lower Carboniferous age.

Un detalle importante es la calidad de la materia orgánica de la Formación Tomachi, por cuanto en opinión de Moretti et al. (1994), esta unidad es la principal roca madre de la cuenca del Madre de Dios. En el acápite referido a los recursos minerales del área se proporciona mayor información al respecto. Los sedimentos de la Formación Tomachi son considerados como una de las mejores rocas madre del mundo (Carpenter, 1997; Peters et al., 1997).

An important detail is the organic matter quality in the Tomachi Formation. Therefore, in the opinion of Moretti et al. (1994), this unit is the main source rock of the Madre de Dios basin. In the section regarding the area’s mineral resources, further detail is provided. The sediments of the Tomachi Formation are considered as one of the best source rocks worldwide (Carpenter, 1997; Peters et al., 1997).

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

El Ciclo Subandino en el pozo Pando-X1 abarca el tramo comprendido entre los 932 - 724 mbbp. Se inicia con un tramo basal arenoso de medio centenar de metros, atribuido a la Formación Yaurichambi por Isaacson et al. (1995), y continúa con una secuencia carbonática-clástica de la Formación Copacabana, cuya potencia varía en los dos pozos, 142 m en Pando X-1 y 296 en Manuripi X-1. Esta unidad presenta una secuencia muy variada de anhidritas, limolitas, fangolitas y calizas.

At the Pando-X1 well, the Subandean Cycle encompasses the leg comprised between 932 and 724 meters deep. It starts with a basal arenaceous leg of about 50 meters, attributed by Isaacson et al. (1995) to the Yaurichambi Formation, and continues with a carbonatic-clastic sequence of the Copacabana Formation. The thickness varies between both wells, 142 m in the Pando X-1 well and 296 in the Manuripi X-1 well. This unit displays a very varied anhidrite, siltstones, mudstone and limestone sequence.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Isaacson et al. (1995) refieren en detalle la biostratigrafía del Carbonífero superior de los dos pozos. La secuencia se inicia con una fauna de microfósiles (foraminíferos y algas) no descritos antes para Sudamérica. La comparación con asociaciones de Norteamérica y Europa indica una edad pensilvaniana inferior. Estos hechos no hacen más que reforzar la vinculación de las faunas recolectadas en el país dentro de la Formación Copacabana: braquiópodos, moluscos, foraminíferos, conodontos y otros, con faunas similares del hemisferio septentrional, y además indican que la transgresión marina representada por la Formación Copacabana se inició mucho antes en el norte de Bolivia.

Isaacson et al. (1995) discuss in detail the biostratigraphy of the Upper Carboniferous of both wells. The sequence starts with microfossil fauna (foraminiferans and algae) never described before in South America. Comparison with North American and European associations indicate a Lower Pennsilvanian age. These facts do nothing but reinforce the link of the fauna collected in the country within the Copacabana Formation: brachiopods, mollusks, foraminiferans, conodonts, and others, with similar fauna in the northern hemisphere. They also indicate that the sea transgression, represented by the Copacabana Formation, started well before in the north of Bolivia.

Recientemente, Mamet (1994) y Mamet & Isaacson (1997) estudiaron las algas calcáreas, foraminíferos (endothyridos y fusulínidos) de la Formación Copacabana.

Recently, Mamet (1994) and Mamet & Isaacson (1997) studied the calcareous algae, foraminiferids (endothyrids and fusulinids) of the Copacabana Formation.

Ciclo Andino

Andean Cycle

El mesocenozoico en la Cuenca del Madre de Dios está representado por las formaciones Beu y Eslabón del Cretácico, Bala y Quendeque del Paleógeno, y Cobija y Candelaria, del Neógeno y Cuaternario respectivamente.

In the Madre de Dios basin, the Meso-Cenozoic is represented by the Cretaceous Beu and Eslabón formations, the Paleogene Bala and Quendeque formations, and the Neogene and Quaternary Cobija and Candelaria formations, respectively.

No ha sido posible obtener una descripción detallada de la estratigrafía de las formaciones continentales cretácicas y paleógenas en el área del Madre de Dios. En el capítulo relativo a las Sierras Subandinas del Norte se describen estas rocas con mayor amplitud, y sus características principales pueden ser extendidas a esta región. Se estima que en el área, la Formación Beu (Schlagintweit, 1939), de naturaleza eólica y fluvial, tiene un espesor mayor a los 500 m; se asienta de forma discordante sobre rocas paleozoicas de distinta edad. Discordante sobre la anterior, prosiguen los sedimentos deltaicos y costeros de las formaciones Eslabón (Canedo-Reyes, 1960) y Flora (Perry, 1963), que juntos sobrepasan los 300 m de potencia. Con estas dos formaciones concluye la sedimentación cretácica y se inician, con un potente conglomerado basal, los depósitos fluviales neógenos de la Formación Bala (Schlagintweit, 1939), de aproximadamente 200 metros de espesor. Continúa la serie con las secuencias miocenas de las formaciones fluvio-lacustres Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960), que en conjunto sobrepasan los 4.000 metros, para concluir, ya en el Neógeno, con los potentes conglomerados, de aproximadamente 700 m de espesor, de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964).

No detailed description could be obtained on the stratigraphy of the Cretaceous and Paleogene continental formations in the Madre de Dios area. In the chapter on the Northern Subandean Ranges, these rocks are described more extensively, and their main features can be extended to this region. It is estimated that in the area, the Beu Formation (Schlagintweit, 1939), of aeolian and fluvial nature, has a thickness of over 500 m; it is settled in unconformity over Paleozoic rocks of different ages. In unconformity over the former, continue the deltaic and coastal sediments of the Eslabón (CanedoReyes, 1960) and Flora (Perry, 1963) formations, exceeding together 300 m of thickness. The Cretaceous sedimentation ends with these two formations, and with a powerful basal conglomerate, start the Neogene fluvial deposits of the Bala Formation (Schlagintweit, 1939), of an approximate thickness of 200 m. The series continues with the Miocene sequences of the fluviolacustrine Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960) formations, altogether exceeding 4,000 meters, and ends already in the Neogene, with approximately 700 m thick powerful conglomerates of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964).

Neógeno-Cuaternario del área de Cobija

Neogene-Quaternary of the Cobija Area

La mayor parte del área está cubierta por sedimentos recientes de la Formación Candelaria (Formación Iñapari en la República del Perú), cubriendo discordantemente a sedimentos neógenos, ligeramente plegados, de la Formación Cobija, ricos en faunas de vertebrados fósiles.

Most of the area is covered by recent sediments form the Candelaria Formation (Iñapiri Formation in the Republic of Peru), covering in unconformity slightly folded Neogene sediments of the Cobija Formation which are rich in fossil vertebrate fauna.

Por falta de una investigación geológica areal más detallada, no se conoce la relación estratigráfica entre la Formación Cobija y la Formación Quendeque. Es posible que ambas tengan áreas diferentes de acumulación. Las formaciones Cobija y Candelaria son conocidas principalmente en el extremo noroeste (CobijaBolpebra), mientras que las formaciones Bala y Quendeque fueron

For lack of more detailed areal geological research, the stratigraphic relation between the Cobija and the Quendeque formations is unknown. It is likely that both formations have different accumulation areas. The Cobija and Candelaria formations are known mainly in the northwestern end (Cobija-Bolpebra), while the Bala and Quendeque formations were investigated at the oil

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investigadas en los pozos petroleros de la región del Río Madre de Dios.

wells in the region of the Madre de Dios River.

Carrasco (1986) nominó como Formación Cobija a un conjunto de arcillas fluviales de color gris blanquecino, amarillo verdoso y rojizo. Sobre esta unidad refiere que "en el recorrido desde la localidad de Cobija, capital del Departamento de Pando, hacia Bolpebra, existen continuos afloramientos del tope de una secuencia de sedimentos de naturaleza argilítica con una fuerte compactación pero aún no diagenetizada y que presenta una resistencia a la erosión fluvial, constituyendo el lecho o canal principal sobre el que drena el río Acre con un ancho máximo de 40 m y una profundidad de 10 m". En territorio peruano se encontraron vertebrados fósiles del Mioceno tardío (Huayqueriano) en sedimentos correlacionables con la Formación Cobija (Campbell & Frailey, 1984).

Carrasco (1986) called Cobija Formation to a set of whitish gray, greenish and reddish yellow and fluvial clays. On this unit, he states that: “in the stretch from the localiy of Cobija, Capital of the Department of Pando, to Bolpebra there are on-going outcrops of the top part of a argillitic-nature sediment sequence, with strong, however not yet diagenetized compaction, displaying resistance to the fluvial erosion, and making up the bed or main canal over which drains the Acre River, with a maximum width of 40 m and a depth of 10 m.” In Peruvian territory, Late Miocene (Huayquerian) fossil vertebrates were found in sediments that can be correlated to the Cobija Formation (Campbell & Frailey, 1984).

Carrasco (1986, p. 178) refiere que en estos sedimentos se encontraron las especies identificadas provisionalmente como: Clase Osteichthyes: Subclase Osteoglosidae, Orden Chondrichthyes. Clase Reptilia: Orden Cheloni, Fodicnemis sp. Clase Mammalia: Orden Rodentia (dientes no determinados). Clase Aves fragmentos indeterminados. Fósiles de plantas: Existen tallos silicificados sin determinación (retrabajados). Se debe anotar que varias de las piezas fueron ubicadas en sedimentos recientes, no in situ."

Carrasco (1986, p. 178) indicates that in these sediments, the following species were found and provisionally identified as: Osteichthyes Class: Osteoglosidae Subclass, Chondrichthyes Order. Reptilia Class: Cheloni Order, Fodicnemis sp. Mammalia Class: Rodentia Order (undetermined teeth). Aves Class, indeterminate fragments. Plant fossils: There are sillicified branches with no determination (overworked). It must be noted that several pieces were located within recent sediments, not “on site.”

Discordante sobre la Formación Cobija descansa la Formación Candelaria, definida por Leyton & Pacheco (1989) en reemplazo de las unidades denominadas "Corriente del Monte" y "Corriente de la Sierra".

Defined by Leyton & Pacheco (1989), in unconformity over the Cobija Formation, rests the Candelaria Formation, replacing the so called "Corriente del Monte" and "Corriente de la Sierra" units.

La Formación Candelaria tiene su localidad tipo en la localidad de Candelaria, 33 km aguas arriba de la ciudad de Riberalta, sobre el Río Madre de Dios. Cubre una gran extensión regional comprendiendo gran parte de la Llanura Beniana. Está documentada a lo largo de los ríos Acre, Beni y Madre de Dios. Esta unidad fue subdividida en tres miembros (Leyton & Pacheco, 1989). El miembro inferior, denominado Miembro A, formado por un conglomerado basal polimíctico con fósiles retrabajados vertebrados y madera fósil; seguido por niveles de areno arcillosos y capas de arcilla. El Miembro B es predominantemente areno-arcilloso con presencia de paleocanales. Finalmente, el Miembro C está constituido por limo, y culmina con el desarrollo de suelo laterítico con concreciones de hematita.

The Candelaria Formation has its type locality in Candelaria locality, 33 km upstream of the city of Riberalta, over the Madre de Dios River. It covers a major regional extension, comprising a large part of the Beni Plain. It has been documented along the Acre, Beni, and madre de Dios rivers. This unit was subdivided in three members (Leyton & Pacheco, 1989). The lower member, called Member A, is made up by polymictic basal conglomerate with overworked vertebrate fossils and fossil wood, followed by sandy argillaceous levels and clay layers. Member B is mainly sandy argillaceous, with paleocanal presence. Finally, Member C is made up by siltstones, and ends with the development of lateritic soil with hematite concretions.

La edad de estos sedimentos fue establecida sobre la base de fósiles similares encontrados en sedimentos que afloran a lo largo del río Acre; río Jurua, Brasil a unos 500 km al Noroeste del río Acre. También se sustenta esta edad sobre la base de la datación absoluta por C14 de troncos fósiles depositados conjuntamente con los sedimentos, los cuales dieron una edad de 10.075 ± 150 años B.P. a 5.575 ± 105 años B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton & Pacheco, 1989).

The age of these sediments was established on the basis of similar fossils found in sediments outcropping along the Acre River, and the Jurua River, Brazil, at about 500 km northwest of the Acre River. This age is also supported by C14 absolute dating of fossil trunks deposited with the sediments, whic gave an age of 10,075 ± 150 years B.P. to 5,575 ± 105 years B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton & Pacheco, 1989).

Recursos Minerales

Mineral Resources

La Cuenca del Madre de Dios ha sido poco investigada desde el punto de vista geológico, por lo tanto no se conoce sobre su potencial mineralógico. La explotación de minerales no metálicos

From the geological point of view, little research has been carried out on the Madre de Dios Basin; therefore, its mineralogical potential is unknown. The exploitation of non-metallic mineral is

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA se limita al empleo de algunos sedimentos como agregados en la construcción y caminos.

limited to the use of some sediments as aggregates in the road and other construction industries.

Varias empresas explotan actualmente yacimientos aluviales de oro en el Río Madre de Dios, Río Madera (Nueva Esperanza) y otros ríos de los departamentos de Pando, Beni y La Paz. No se dispone de información sobre la producción anual. Los tenores son bajos, entre 2,4 y 72,9 mg/m3, aunque en niveles conglomerádicos puede subir a 210 mg/m3. (Hérail et al., 1991). Datos del Perú (Paredes, 1991) indican una producción de 7000 kg de oro por año en el Río Madre de Dios.

Currently, several companies exploit the alluvial gold ores at the Madre de Dios and Madera (Nueva Esperanza) rivers, as well as in other rivers of the Departments of Pando, Beni and La Paz. There is no information available on the annual yield. The tenors are low, between 2.4 and 72.9 mg/m3, although the conglomeradic levels can reach up to 210 mg/m3. (Hérail et al., 1991): Data from Peru (Paredes, 1991) indicate a production of 7,000 kg of gold per year at the Madre de Dios River.

El principal desafío económico para el desarrollo de la cuenca lo constituye el petróleo. El análisis de muestras recolectadas en los pozos realizados en el área, indican la presencia de excelente roca madre devónica (Moretti et al., 1994, 1995). Si bien existen las condiciones de generación, la dificultad principal radica en que, debido a que la acción tectónica fue débil, no existen trampas estructurales significativas y la exploración sísmica debe dirigirse a la búsqueda de trampas estratigráficas, tarea que significa una enorme inversión económica que deberá evaluarse sobre la base de las posibles reservas existentes (Valor preliminar 0,5 Mbb).

The main economic challenge for the development of the basin is the oil. Analyses of samples collected at wells drilled in the area indicate the presence of excellent Devonian source rock (Moretti et al., 1994, 1995). Although the generation conditions are present, the main difficulty is that, due to a weak tectonic action, there are no significant structural oil traps and seismic exploration must be oriented towards the search for stratigraphic traps. This task entails and enormous economic investment, which must be evaluated in light of the possible existing reserves (preliminar value of 0,5 Mbb).

Un análisis completo del potencial de la zona, basado en la poca información existente, fue presentado por Moretti et al. (1995) con los siguientes resultados, " El Paleozoico inferior no está presente y el Silúrico superior tiene solo pocos metros de espesor. El Devónico inferior y medio (Fm Tequeje) tiene un bajo potencial (promedio S1 + S2 3 mg HC/g) y un reducido espesor (300 m en el pozo Pando X-1). Como la cuenca se hace profunda hacia el sur, unos 500 m de espesor de la serie es más representativa del área de drenaje. Esto conduce a un SPI de 3 t/m2 (el 80% de las capas son lutitas). El Devónico superior (Fm Tomachi) tiene un excelente potencial con un promedio de S1 + S2 sobre 25 mg HC/g en los primeros 250 m y 200 m arriba con un promedio S1 + S2 de 10 mg HC/g. El resultado total SPI es entonces de 16,5 t/m2. El Carbonífero (Grupo Retama) es delgado y tiene poco potencial. El Pérmico es también delgado con solo pocos metros de roca madre. Agregando las influencias totales, el SPI final de la cuenca alcanza 20 t/m2."

Based on the little information available, a complete analysis if the area’s potential was submitted by Moretti et al. (1995), with the following results: “The Lower Paleozoic is absent, and the Upper Silurian is only a few meters thick. The Lower and Middle Devonian (Tequeje Formation) has low potential (S1 + S2 average of 3 mg HC/g), and reduced thickness (300 m at the Pando X-1 well). Since the basin gets deeper towards the south, a series’ thickness of about 500 m represents better the drainage area. This leads to a SPI of de 3 t/m2 (80% of the layers is shale). The Upper Devonian (Tomachi Formation) has an excellent potential, with a S1 + S2 average over 25 mg HC/g, in the first 250, and 200 m above, a S1 + S2 average of 10 mg HC/g. Thus, the total SPI result is 16,5 t/m2. The Carboniferous (Retama Group) is thin and has little potential. The Permian is also thin, with only a few meters of source rock. Adding up the total influences, the basin’s final SPI amounts to 20 t/m2."

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Capítulo 6

Introducción

Introducción

De forma previa a la descripción de esta comarca geológica se debe aclarar, para evitar malos entendidos, que ésta no corresponde a una provincia geológica definida. Se trata por el contrario, de la superposición de varias provincias, que por sus características de borde de cuenca contra el Cratón de Guaporé, guardan estrechas relaciones estratigráficas y tectónicas.

To avoid misunderstandings, before describing this geological territory, it must be clarified that this territory does not pertain to a defined geological province. On the contrary, it is the superimposition of several units which, due to their characteristic of being basin border against the Guaporé Craton, have a close stratigraphic and tectonic relation.

En este capítulo serán consideradas las llanuras de la parte central y centro-oriental del país, es decir, las que quedan al sur de la Llanura Beniana, desde el Río Ichoa hasta las Sierras Chiquitanas, formando una faja que bordea el Cratón de Guaporé. Esta región por lo tanto abarca desde las llanuras del Chapare–Boomerang, hasta las Sierras Chiquitanas, comprendiendo además la llanura chiquitana adyacente, que continúa hacia el sur hasta la frontera con la República del Paraguay, quedando delimitada de la Llanura Chaqueña por el “Alto de Izozog”.

This chapter will consider the plains in the central and eastern central part of the country; that is, those located south of the Beni Plain, from the Ichoa River to the Chiquitos Ranges, forming a belt that borders the Guaporé Craton. Therefore, this region embraces the area from the Chapare – Boomerang plains to the chiquitano ridges, comprising as well the adjacent Chiquitos Plain, which continues southwards up to the border with Paraguay, thus being separated from the Chaco Plain by the “Alto de Izozog”.

Esta faja constituye el borde de la gran cuenca fanerozoica, especialmente de las secuencias paleozoicas marinas. Todas las formaciones siluro-devónicas se acuñan en esta región, presentando secuencias ligeramente diferentes a las del interior de la cuenca, motivo que lleva a considerar a esta región en un capítulo diferente. Otro aspecto que se tomó en consideración, es su relación directa con las rocas del basamento Proterozoico infrayacente, de las que derivan en su mayoría. La posición de borde de cuenca fue también un factor importante para la generación, migración y acumulación de hidrocarburos en la región de la faja Chapare-Boomerang. La cuenca del Paleozoico superior no alcanzó en su plenitud esta región, solo están registrados reducidos espesores de sedimentos del Carbonífero en algunos pozos del área del Boomerang. Según la leyenda que acompaña al mapa geológico del Precámbrico del año 1984, las areniscas y conglomerados de la restringida Formación El Prado, en el noroeste del área, podrían ser de edad carbonífera. Sedimentos cretácicos y cenozoicos están mejor representados en la región del Chapare-Boomerang, y algunas de sus formaciones constituyen excelentes rocas reservorias de petróleo. En el sector chiquitano tienen un desarrollo menor.

This belt is the border of a large Phanerozoic basin, specially of the Paleozoic marine sequences. In this region, all the SilurianDevonian formations are wedged displaying sequences that are slightly different to those inside the basin. This is the reason for considering this region in a different chapter. Another aspect that was considered is their direct relation to the rocks of the underlying Proterozoic basement, from which most of them come. The basin border’s position was also an important factor in the generation, migration and accumulation of hydrocarbons in the Chapare – Boomerang belt region. The Upper Paleozoic basin did not reach its peak in this region. Only reduced Carboniferous sediment thicknesses were recorded at some of the Boomerang area wells. According to the legend accompanying the 1984 geological map of the Pre-Cambrian, the sandstones and conglomerates of the restricted El Prado Formation, to the northwest of the area, could be of Carboniferous age. The Cretaceous and Cenozoic sediments are better represented in the Chapare – Boomerang area, and some of the formations are excellent reservoir oil-bearing rocks. In the chiquitano sector, they have been less developed.

Para describir las secuencias de esta región, se considerarán dos áreas con características ligeramente diferentes. La primera está al ESE del país, comprendiendo las Sierras Chiquitanas y la llanura

To describe this region’s sequences, two areas with slightly different features will be considered. The first area is ESE of the country, and includes the Chiquitano Ridges and the adjacent plain, 111


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adyacente, hasta la frontera con el Paraguay. La segunda constituye la prolongación nor-occidental de la anterior hacia el sector central del país, es decir la faja de la llanura Chapare-Boomerang colindante al borde meridional-central del Cratón de Guaporé.

reaching up to the border with Paraguay. The second area constitutes the northwestern extension of the former into the central part of the country; that is, the Chapare – Boomerang plain belt, adjacent to the meridional and central border of the Guaporé Craton.

SIERRAS CHIQUITANAS Y LLANURA ADYACENTE

CHIQUITOS RANGES AND THE ADJACENT PLAIN

El nexo estratigráfico entre el Cratón de Guaporé y las Sierras Chiquitanas, corresponde al Ciclo Brasiliano. En el capítulo correspondiente al Cratón de Guaporé se efectuarán las consideraciones estratigráficas en detalle de las rocas que forman este ciclo. La relación siguiente pretende efectuar una introducción al análisis geológico de estas sierras y llanura circunvecina.

The stratigraphic nexus between the Guaporé Craton and the Chiquitos Ranges pertains to the Brazilian cycle. The chapter on the Guaporé Craton will include detailed stratigraphic considerations of the rocks that make up this cycle. The purpose of the follwoing relation is to introduce a geological analysis of these ridges and the surrounding neighbor plain.

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

Las rocas del Ciclo Brasiliano fueron depositadas en tres cuencas superpuestas, pero con diferente configuración morfológica y extensión areal. Montemurro (1991a; 1991b) sintetizó esta situación mediante la interpretación de las líneas sísmicas de la llanura chiquitana procesadas por YPFB. Estas cuencas corresponden al relleno de los grupos Boquí y Tucavaca, y de la Formación Murciélago.

The rocks of the Brazilian Cycle were deposited in three overlying basins, each with different morphological configuration and area extension. Montemurro (1991a; 1991b) summarized this situation by making an interpretation of the Chiquitos Plain seismic lines processed by YPFB. These basins pertain to the infill of the Boqui and Tucavaca groups and the Murciélago Formation.

No se efectuará un análisis sobre la controvertida diferenciación estratigráfica de las unidades del Ciclo Brasiliano. Los autores a menudo ubicaron formaciones en uno u otro grupo, o confundieron eventos. Como ejemplo, las calizas de la Formación Pororó fueron asignadas tanto al Grupo Boquí como al Grupo Tucavaca, y a su vez confundidas con las calizas de la Formación Murciélago (Yacuces).

An analysis of the controverted stratigraphic differentiation of the Brazilian Cycle units will not be carried out. Often, the authors placed the formations in one group or the other, or got the events confused. For instance, the Pororó Formation’s limestones were assigned both to the Boquí and Tucavaca groups, and at the same time, they were mistaken for Murciélago (Yacuces) Formation’s limestones.

El presente trabajo se limitará a presentar la secuencia brasiliana a la luz de los últimos trabajos realizados en el marco del Proyecto Precámbrico (GEOBOL-BGS).

In light of the latest work carried out within the Pre-Cambrian Project’s framework (GEOBOL-BGS), this paper will be limited to the presentation of the Brazilian sequence.

La más antigua de las cuencas brasilianas corresponde a la rellenada por rocas del Grupo Boquí (Mitchell et al. , 1979). En el corte longitudinal presentado por Montemurro (1991a), la cuenca del Grupo Boquí está separada en dos sectores por un alto Proterozoico. El sector occidental (Boquí-Cahama) es el de mayor extensión areal. En cambio, el del sector oriental, ubicado junto a la frontera con el Brasil, es de menor amplitud.

The oldest of the Brazilian basins was filled by the rocks of the Boquí Group (Mitchell et al., 1979). In a longitudinal cut presented by Montemurro (1991a), the Boquí Group basin is divided in two sectors by a Proterozoic height. The western sector (Boquí – Cahama) has the greatest area extension. On the other hand, located next to the Brazilian border, the eastern sector is narrower.

En el sector occidental de la cuenca se reconocen las formaciones San Francisco, Colmena y Cahama. En el límite fronterizo sólo se diferenciaron las formaciones San Francisco y Mutún.

At the basin’s western border are the San Francisco, Colmena and Cahama formations. At the border limit, only the San Francisco and Mutún Formations were distiguished.

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GRUPO BOQUI SECTOR BOQUI-CAHAMA

SECTOR MUTUN

Formación Cahama Formación Colmena Formación San Francisco

Formación Mutún Formación San Francisco

Fig. 6.1 Cuadro de correlación del Grupo Boquí entre Boquí-Cahama y el Mutún. Boquí Group correlation chart among Boquí-Cahama and the Mutún

La secuencia se inicia con las areniscas conglomerádicas de la Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967). Corresponde a areniscas arcósicas de grano grueso y conglomerados polimícticos, con algunas concentraciones de hierro. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente fluvio-eólico. El espesor en el sector occidental supera los 1000 m. En cambio al este, en la región del Mutún, el espesor no sobrepasa los 50 m.

The sequence starts with the conglomeradic sandstones of the San Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967). It pertains to coarse grained arkosic sandstones and polymictic conglomerates, with a few iron concentrations. These rocks were deposited in a fluvio-aeolian environment. In the western sector, the thickness exceeds 1000 m. In the east, on the other hand, in the Mutún region, the thickness does not exceed 50 m.

La Formación Colmena (Litherland et al., 1986) se sobrepone a la anterior unidad, está constituida por una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas que presentan un espesor de más de 900 m.

The Colmena Formation (Litherland et al., 1986) lies over the previous unit. It is made up by an alternation of sandstones, siltstones and thin limestones, with a thickness exceeding 900 m.

El Grupo Boquí concluye en este sector con las sedimentitas de la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979). Esta unidad está formada por diamictitas de color gris verdoso a marrón, intercaladas con algunos niveles de areniscas y limolitas, representa flujos de lodo submarinos. Se descartó que correspondan a tilitas y que por consiguiente hubieran tenido un origen glacial (Litherland et al., 1986). Esta unidad fue denominada en YPFB como Fm. Puttatoe (López et al., 1982).

In this sector, the Boquí Group ends with the sedimentites of the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979). This unit is made up by greenish gray to brown diamictites, interbedded with a few sandstone and siltstones levels, and represents submarine mud flows. The idea of these being tillites, and therefore having a glaciar origin was discarded (Litherland et al., 1986). At YPFB, this unit was called Puttatoe Formation (López et al., 1982).

En territorio brasileño, los sedimentos equivalentes al Grupo Boquí son conocidos como Grupo Jacadigo (formaciones Urucum, Corrego das Pedras y Banda Alta). En el sector boliviano, la secuencia empieza con la Formación San Francisco, ya considerada líneas arriba, y continúa con la secuencia clástica ferruginosa denominada Formación Mutún (Weiss & Sweet, 1956; reactualizada por Montemurro, 1991b). La mayor parte de esta unidad está formada por areniscas con intercalaciones de lentes y capas de manganeso, así como por lentes ferruginosos y de jaspilita, y niveles productores de hierro en la región del Mutún.

In Brazilian territory, the sediments equivalent to the Boquí Group are known as the Jacadigo Group (Urucum, Corrego das Pedras and Banda Alta formations). In the Bolivian sector, the sequence starts with the above-mentioned San Francisco Formation, and continues with a ferruginous clastic sequence called the Mutún Formation (Weiss & Sweet, 1956; updated by Montemurro, 1991b). Most of this unit is made up by sandstones interbedded by manganese lenses and layers, as well as by ferruginous and jaspillite lenses and iron producing layers, in the Mutún region.

La segunda cuenca del Ciclo Brasiliano corresponde a la secuencia del Grupo Tucavaca (Hess, 1959). La secuencia asignada y la nomenclatura del Grupo Tucavaca sufrió cambios desde su nominación inicial. En las figuras 2 y 3 del Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se presenta un resumen de esas variaciones. En el presente trabajo se sigue la estratigrafía de Mitchell et al. (1979, 1981), que constituye una actualización del esquema de Hess (1959).

The second basin of the Brazilian Cycle pertains to a sequence of the Tucavaca Group (Hess, 1959). The assigned sequence and nomenclature of the Tucavaca Group underwent some changes since its initial naming. Figures 2 and 3 of the Stratigraphic Lexico of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) contains a summary of these variations. This paper follows the stratigraphy of Mitchell et al. (1979, 1981), which is an update of Hess’ scheme (1959).

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SNIA. SUNSAS Fm. Pesenema Fm. Bocamina Fm. Pororó Fm. Cuarrí

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SNIA. SANTIAGO

JUNIO 2000

SNIA. SAN JOSE

Fm. Pesenema Fm. Piococa Fm. Motacú


Fm. Pororó

Fm. Pororó Fm. Pacobillo

Fig. 6.2 Cuadro de correlación de rocas brasilianas entre las serranías de Sunsás, Santiago y San José. Correlation chart of the Brasilian rocks among the Sunsás, Santiago and San José belts. La posición estratigráfica de las calizas de la Formación Pororó es tema de discusión. Algunos autores (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987, 1992, entre otros) las ubican en el tope del Grupo Boquí. Otros (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro, 1991) las colocan en la base del Grupo Tucavaca. Los criterios de las dos posiciones son válidos. Como se indicó anteriormente, este trabajo seguirá la posición de los estudios realizados por el Proyecto Precámbrico. En ese entendido, el Grupo Tucavaca se inicia con areniscas conglomerádicas (formaciones Pacobillo o Cuarri), y continúa con las calizas de la Formación Pororó (Hess, 1959). Según Mitchell, et. al. (1979), estas últimas calizas corresponden a micritas porcelanizadas, altamente recristalizadas, depositadas en una plataforma carbonatada. Estas calizas tienen, en la Serranía Santiago (lado sur del Valle Tucavaca), un espesor entre 150 y 200 m, mientras que en la Serranía Sunsás (lado norte del valle), el espesor es menor a 60 m. Esta formación es el principal horizonte guía dentro del Grupo Tucavaca. Según Oller (1987), esta unidad tiene un importante contenido de hidrocarburos líquidos (rellenando grietas y porosidad secundaria), y constituyó uno de los objetivos principales en la perforación del pozo Otuquis-X1 en la llanura chiquitana.

The stratigraphic position of the Pororó Formation’s limestones is topic of debate. Some authors (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987, 1992, among others) place them at the top of the Boquí Group. Yet others (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro, 1991) place them at the base of the Tucavaca Group. The criteria of both positions are valid. As mentioned before, this paper will follow the position of the studies conducted by the PreCambrian Project. Bearing that in mind, the Tucavaca Group starts with conglomeradic sandstones (Pacobillo or Cuarri formations), and continues with the limestones of the Pororó Formation (Hess, 1959). According to Mitchell, et. al. (1979), the latter limestones pertain to highly crystallized porcelanized micrites, deposited in a carbonated shelf. At the Santiago Range (southern side of the Tucavaca Valley), these limestones have a thickness between 150 and 200 m, while at the Sunsás Range (northern side of the valley), the thickness does not exceed 60 m. This formation is the main guide horizon within the Tucavaca Group. According to Oller (1987), this unit has significant content of liquid hydrocarbons (filling in cracks and secondary porosity). Further, it was one of the main drilling objectives of the Otuquis –X1 well in the chiquitos plain.

La Formación Piococa (Hess, 1959) fue depositada en un ambiente de abanicos deltaicos posteriormente retrabajados por acción fluvial. Según O’Connor et al. (1979), corresponden a areniscas de grano medio a grueso, limpias y bastante recristalizadas. Fajas delgadas de conglomerados y separaciones lutíticas de unos cuantos milímetros de espesor son encontrados esporádicamente.

The Piococa Formation (Hess, 1959) was deposited in a deltaic fan environment, later overworked by fluvial action. According to O’Connor et al. (1979), they correspond to medium to coarse grained sandstones that are clean and quite recrystallized. Sporadically, thin conglomerate belts and shale separations a few millimeters thick can be found.

Finalmente, el Grupo Tucavaca concluye con el depósito de las pelitas de la Formación Pesenema (Hess, 1959). Esta unidad está constituida por filitas y lutitas gris claras de grano fino interestratificadas con bandas más oscuras de lutita con duras costillas calcáreas grises de menos de 3 cm de espesor (O’Connor et al., 1979).

Finally, the Tucavaca Groups ends with the pellite deposit of the Pesenema Formation (Hess, 1959). This unit is made up by phyllites and fine grained light gray shale, interbedded with darker strips of shale with less than 3 cm thick hard gray calcareous ribs (O’Connor et al., 1979).

Sobre los sedimentos del Grupo Tucavaca se asienta la tercera cuenca, que corresponde a una secuencia de plataforma carbonática, que fue categorizada inicialmente como “Serie” y luego como “Grupo”. Sin embargo, por sus características litológicas, espesor y el hecho de no agrupar formaciones diferentes, en este trabajo será considerada como Formación Murciélago (Meave del Castillo et al., 1971). Esta unidad es conocida en la literatura (informes internos de YPFB) con el nombre de “Formación Yacuses”, pero en consideración a regulaciones del Código de Nomenclatura Estratigráfica, tiene prioridad el nombre dado por Meave et al. (1971). El análisis regional de los cuerpos calcáreos del Ciclo

A third basin settles over the sediments of the Tucavaca Group, pertaining to a carbonatic shelf that was initially categorized as a “Series” and later as a “Group.” However, due to its lithological features, thickness, and the intention not to group different formations, this paper will consider it as the Murciélago Formation (Meave del Castillo et al., 1971). In the literature (YPFB internal reports), this unit is known by the name of “Yacuses Formation;” however, taking into account the regulations of the Stratigraphic Nomenclature Code, the name given by Meave et al. (1971) has priority. Conducted by Montemurro (1991), the regional analysis of the Brazilian Cycle calcareous bodies, enables the differentiation 114

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Brasiliano, realizado por Montemurro (1991), con la interpretación de líneas sísmicas y registros del pozo Otuquis, permite diferenciar dos cuerpos calcáreos bien definidos y de distinta edad, uno perteneciente al Grupo Tucavaca (Fm. Pororó), y el más joven correspondiente a la Formación Murciélago.

of two well defined calcareous bodies of different ages, one belonging to the Tucavaca Group (Pororó Formation), and the younger, belonging to the Murciélago Formation.

La Formación Murciélago, según los autores del nombre, se inicia con una delgada capa limolítica, seguida de dolomitas gris blanquecinas, areniscas feldespáticas, y calizas. Estas últimas, según Aguilera (1994), pueden diferenciarse entre arrecíferas y no arrecíferas. Las primeras depositadas en una plataforma marina, con calizas, dolomías y la presencia de algas con estructuras oncolíticas y estromatolíticas. Las calizas no arrecíferas, de borde de cuenca, están formadas por calcita, clásticos, oolitas de playa, dolomita y anhidrita. Estas rocas proporcionaron restos fósiles en territorio brasileño (Grupo Corumbá), algas estromatolíticas como Aulophicus lucianoi y Collenia, y los invertebrados scyphozoarios identificados como Corumbella werneri. Esta asociación fosilífera es atribuida al Cámbrico inferior.

According to the authors that named it, the Murciélago Formation starts with a thin siltstones layer, followed by whitish gray feldspathic sandstones, and limestones. According to Aguilera (1994), the latter can be classified as reef and non-reef limestones. The reef limestoneswere deposited in a sea shelf, with limestones, dolomites and presence of oncolitic and stromatolitic structure algae. The non-reef limestones, from the basin’s border, are made up by calcite, clastics, beach oolites, dolomite and anhydrite. These rocks provided fossil remanents in Brazilian territory (Corumbá Group), stromatolitic algae as Aulophicus lucianoi and Collenia, and the scyphozoan invertebrates identified as Corumbella werneri. This fossiliferous association is attributed to the Lower Cambrian.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Si bien fueron citadas anteriormente rocas ordovícicas en la región, de acuerdo a la nueva información éstas estarían ausentes en la zona. Sobre los sedimentos del Ciclo Brasiliano se depositaron directamente las secuencias siluro-devónicas del Ciclo Cordillerano. Estas rocas están relacionadas a fallamiento a lo largo de la Faja Tucavaca. Barbosa (1949) definió su “Serie Santiago” agrupando en ella a las formaciones El Carmen, Limoncito y La Torre. Ahlfeld & Branisa (1960) modificaron la serie, reemplazando el nombre de la unidad superior (Fm. La Torre) por la Formación Limoncito, y a la Fm. Limoncito de Barbosa le asignaron el nombre de Formación Roboré. Se desconocen los motivos que llevaron a Ahlfeld & Branisa para efectuar esos cambios. El uso posterior validó el cambio, y la única modificación posterior consistió en reemplazar el término “Serie” por Grupo Santiago. Estos cambios están reflejados en el siguiente cuadro. LópezPaulsen et al. (1982) propusieron restringir el nombre de Grupo Santiago a las formaciones devónicas Roboré y Limoncito.

Although Ordovician rocks have been previously quoted as present in the region, according to the latest information, such rocks would be absent in the area. Over the Brazilian Cycle sediments, the Silurian-Devonian sequences of the Cordilleran Cycle deposited directly. These rocks are related to the faulting along the Tucavaca Belt. Barbosa (1949) defined his “Santiago Series” by grouping the El Carmen, Limoncito and La Torre formations into it. Ahlfeld & Branisa (1960) modified the series, replacing the name of the upper unit (La Torre Formation) with Limoncito Formation, and assigning Barbosa’s Limoncito Formation the name of Roboré Formation. The reasons that led Ahlfeld & Branisa to make these changes are unknown. The subsequent usage validated the change, and the only later modification was to replace the term “Series” with Santiago group. These changes are shown in the following figure. López-Paulsen et al. (1982) proposed to restrict the name of Santiago Group to the Devonian Roboré and Limoncito Formations.

BARBOSA, 1949

Serie Santiago

Fm. La Torre Fm. Limoncito Fm. El Carmen

AHLFELD & BRANISA, 1960

Serie Santiago

Fm. Limoncito Fm. Roboré Fm. El Carmen

YPFB

Grupo Santiago


Fig. 6.3 Cuadro de equivalencias estratigráficas del Grupo Santiago (Ciclo Cordillerano). Stratigraphic equivalences of the Santiago Group (Cordilleran Cycle). Las rocas del Ciclo Cordillerano en las Sierras Chiquitanas representan el depósito de una secuencia marina de plataforma somera en el borde estable de una cuenca de antepaís. Las formaciones inferiores El Carmen y Roboré, reflejan además una marcada influencia costera y deltaica. Las secuencias cordilleranas en este sector de la cuenca tienen faunas comunes a la Cuenca Andina y a las de la Cuenca del Paraná. El ciclo comienza en el Llandoveriano ? (Formación El Carmen) y concluye en el Frasniano (Formación Iquiri).

In the Chiquitos Ranges, the Cordilleran Cycle rocks represent the deposit of a shallow shelf sea sequence on the stable border of a foreland basin. The lower formations, El Carmen and Roboré, also reflect a marked coastal and deltaic influence. In this sector of the basin, the Cordilleran sequences have common faunas as those in the Andean Basin and the Paraná Basin. The cycle starts in the Llandovernian ? (El Carmen Formation) and ends in the Frasnian (Iquiri Formation).

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La secuencia se inicia con el depósito de la Formación El Carmen (Oliveira & Leonardos, 1943), unidad predominantemente arenosa con numerosas intercalaciones de conglomerados, y escasos y delgados niveles de rocas pelíticas. Las areniscas son sacaroides de grano medio a muy grueso, están bien estratificadas y presentan laminación entrecruzada. Esta formación contiene un horizonte hematítico bien estratificado, cuyo espesor varía entre 3 y 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Estos mismos autores reconocieron dos horizontes fosilíferos: el inferior con la asociación de Phragmolites suarezi y el superior con Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana Recientemente Edgecombe & Fortey (2000) estudiaron los trilobites de esta formación identificando dos nuevos géneros y cuatro nuevas especies: Awaria struvei n. gen., n. sp. y Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. y Australocaste oconnori n. sp. Completan esta lista Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., y un miembro del grupo de Maurotarion dereimsi. Otras especies identificadas en esta unidad corresponden a Harringtonina acutiplicata y Tentaculites sp. Esta asociación faunística es diagnóstica del Pridoliano (Silúrico superior), sin embargo no se descarta que se extienda a los niveles más bajos del Lochkoviano. Esta asociación permite efectuar una estrecha correlación con las formaciones Catavi y Tarabuco de la Cordillera Oriental. Una edad ludloviana fue establecida por palinología para estos horizontes.

The sequence starts with the deposit of the El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos, 1943). This unit is mainly arenaceous, with numerous conglomerate interbedding and scarce thin pellitic rock levels. The sandstones are sacaroidal, with medium to very coarse grain, and are well bedded, presenting crossbedded lamination. This formation contains a well bedded hematitic horizon, with a thickness ranging between 3 and 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Two fossiliferous horizons were recognized by the preceding authors: the lower with the Phragmolites suarezi, and the upper level with the Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana associations. Recently, Edgecombe & Fortey (2000) studied the trilobites of this formation and identified two new genera and four new species, which are: Awaria struvei n. gen., n. sp., Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. and Australocaste oconnori n. sp. This list is completed by Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., and a member of the Maurotarian dereimsi group. Other species in this unit correspond to Harrigtonina acutiplicata and Tentaculites sp. This fauna association is diagnostic of the Pridolian (Upper Silurian); however, its extending into the lowermost Lochkovian cannot be dismissed. This association allows to make a close correlation with the Catavi and Tarabuco formations of the Eastern Cordillera. A Ludlowian age was assigned to these horizons by palynology.

En continuidad sobre la Fm. El Carmen, y sin presentar un límite bien definido, prosigue la Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960), que constituye una unidad eminentemente arenosa, con escasos niveles conglomerádicos. El espesor de esta formación varía de 80 a 120 m, y su distribución areal es más restringida que la de la Formación El Carmen. En estas rocas fueron encontrados dos niveles de coquinas con braquiópodos y otros grupos fósiles pertenecientes a la biozona de Proboscidina arcei (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.). Esta fauna permite correlacionar a la Formación Roboré con las formaciones Vila Vila y Santa Rosa del sector andino.

Without a well defined limit, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues over the El Carmen Formation. It makes up an eminently arenaceous unit, with very few conglomeradic levels. The thickness in this formation ranges between 80 and 120 m, and its area distribution is more restricted than in the El Carmen Formation. Two coquine levels were found in these rocks, with brachiopods and other fossil groups belonging to the Proboscidina arcei biozone (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.). This fauna allows the correlation of the Roboré Formation with the Vila Vila and Santa Rosa formations of the Andean sector.

Culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano, con el depósito de los sedimentos predominantemente pelíticos de la Formación Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960). El tramo inferior corresponde a una intercalación de areniscas de grano fino y lutitas negras, y el tramo superior está exclusivamente conformado por lutitas negras (López-Paulsen op. cit.). En esta unidad han sido reconocidos varios horizontes fosilíferos. En los niveles inferiores está presente la asociación de Scaphiocoelia boliviensis, y en los niveles medio y superior, ostrácodos, pelecípodos, plantas fósiles y equinodermos. Pinto & Purper (1981) identificaron dos nuevas especies de ostrácodos en estos sedimentos. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) asignaron a estos sedimentos un amplio rango de edad (Emsiano a Eifeliano), aspecto que permitiría correlacionar a estas rocas con las formaciones Icla, Huamampampa y Los Monos de la región subandina. En otros sectores, especialmente en la región del Boomerang, sobreyace a la Formación Limoncito la Formación Iquiri, hecho que confirmaría la edad asignada a estos sedimentos.

The Cordilleran Cycle sequence ends with the deposit of predominantly pellitic sediments of the Limoncito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). The lower portion correspondsto an interbedding of fine grained sandstones and black shale; the upper portion is made up exclusively by black shale (López-Paulsen op. cit.). Several fossiliferous horizons have been recognized in this unit. The Scaphiocoelia boliviensis association is present in the lower levels, and the middle and upper levels contain ostracodes, pelecipods, fossil plants and echinoderms. In these sediments, Pinto & Purper (1981) identified two new ostracode species. YPFB’s palynological determinations (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) assigned a wide age range to these sediments (Emsian to Eifelian). This fact would allow the correlation of these rocks to the Icla, Huamampampa and Los Monos formations, of the Sub Andean region. In other sectors, particularly in the Boomerang area, the Iquiri Formation lies over the Limoncito Formation. This fact would confirm the age assigned to these sediments.

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Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Fue reconocido en el subsuelo de la llanura, especialmente en los pozos de Otuquis, Sirimenquis y Tucavaca.

It was recognized in the plain’s subsurface, specially at the Otuquis, Sirimenquis and Tucavaca wells.

En el pozo Otuquis-X1, por debajo de las capas del Cuaternario, se atravesaron 130 m de sedimentos carboníferos, y por debajo de estos, una importante secuencia atribuida a las formaciones Limoncito, Roboré y El Carmen.

Beneath the Quaternary layers, 130 m of Carboniferous sediments were drilled through at the Otuquis–X1 well, and beneath these sediments, through an important sequence attributed to the Limoncito, Roboré and El Carmen formations.

En el pozo Sirimenquis-X1, por debajo de la secuencia mesozoica se atravesaron más de 1405 m de sedimentos carboníferos: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) y Tupambi (498 m). La secuencia continúa luego de la discordancia con rocas de la formaciones Iquiri y Los Monos

Underneath the Mesozoic sequence, at the Sirimenquis-X1 well, more than 1405 m of Carboniferous sediments were drilled through: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) and Tupambi (498 m). After the unconformity, the sequence continues with rocks of the Iquiri and Los Monos formations.

El carbonífero en el pozo Tucavaca-X1 es similar al de Sirimenquis.

The Carboniferous at the Tucavaca-X1 well is similar to that of Sirimenquis.

Ciclo Andino

Andean Cycle

Las rocas mesozoicas de la región chiquitana están restringidas a los afloramientos presentes en las serranías al sureste de ChochisRoboré, y en los afloramientos aislados hacia el Fortín Ravelo y las Salinas de Santiago. Estas areniscas son atribuidas al Jurásico por semejanza a las de la Formación Botucatú de Brasil, cuyos diques de diabasa fueron datados como jurásicos. Sin embargo, en opinión de geólogos de YPFB, sólo la parte inferior de la Formación Chochís sería de edad jurásica. La parte superior y la Formación Tobité son consideradas de edad cretácica, equivalentes de la Formación Cajones del Subandino.

The Chiquitos region Mesozoic rocks are restricted to the outcrops existing at the ridges to the southeast of Chochís-Roboré, and to the isolated outcrops towards the Ravelo Fort and the Santiago Salinas. These sandstones are attributed to the Jurassic due to their likeness with those of the Botucatú Formation in Brazil, the diabase dikes of which were dated as being Jurassic. However, in the opinion of YPFB geologists, only the lower part of the Chochís Formation would be of Jurassic age. The upper part and the Tobité Formation are considered as being of Cretaceous age, and equivalent to the Subandean Cajones Formation.

La nomenclatura de las areniscas jurásicas tiene dos interpretaciones diferentes, la del grupo de trabajo del Proyecto Precámbrico que considera al Grupo Portón dividido en las formaciones Chochis y Tobité, y el criterio de los geólogos de YPFB que nominan Grupo Chochis y lo dividen en las formaciones El Portón y Tobité. El nombre de El Portón fue introducido por Oliveira & Leonardos (1943), y Hess (1960) lo elevó a la categoría de grupo. El término de Grupo Chochis fue propuesto por Pareja en 1971. Si bien en el Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se siguió el ordenamiento de YPFB, por razones de prioridad en este trabajo se efectúa la enmienda y se utilizará la categoría de Hess.

The nomenclature of the Jurassic sandstones has two different interpretations: first, the interpretation of the Pre-Cambrian Project work group, which considers the Portón Group as being divided in the Chochís and Tobité formations; and second, the criterion of YPFB’s geologists that call it Chochís Group, and divide it in the El Portón and Tobité formations. The name of El Portón was introduced by Oliveira & Leonardos (1943), and Hess (1960) raised it to the group category. The term Chochís Group was proposed by Pareja in 1971. Although the Stratigraphic Lexico of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) followed YPFB’s order, for priority purposes, the corresponding ammends will be made in this paper, and Hess’ category will be used.

El Grupo El Portón (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960) corresponde a una secuencia areno-conglomerádica que aflora en forma de pequeñas islas en las sierras y llanura adyacente. Esta formada predominantemente por areniscas conglomerádicas de grano grueso, color amarillo a rojizo. Corresponden a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en ambiente desértico. Las rocas de este grupo forman farallones y acantilados de un color rojo intenso, que destacan sobre la llanura circundante. Esta unidad está formada por las formaciones Chochís y Tobité.

The El Portón Group (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960) pertains to a arenacous-conglomeradic sequence that outcrops in the shape of small islands at the ridges and adjacent plain. Its is made up mainly by coarse grained conglomeradic sandstones of yellow to reddish color. They correspond to aeolian and fluvial sandstones which deposited in a dessert environment. This group’s rocks form bluffs and cliffs of a intense red color, standing out over the surrounding plain. This unit is made up by the Chochís and Tobité formations.

De forma discordante sobre las fangolitas y limolitas de la Formación Limoncito, o sobre otras rocas proterozoicas, se dispone la Formación Chochis (Pareja, 1971). La secuencia se inicia con una delgada capa de arenisca blanquecina, seguida de areniscas

The Chochís Formation (Pareja, 1971) is laid out in unconformity over the mudstones and siltstones of the Limoncito Formation, or over the Proterozoic rocks. The sequence starts with a thin layer of whitish sandstones, followed by partially conglomeradic reddish 117


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ferruginosas rojizas, parcialmente conglomerádicas. Corresponden a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en una cuenca de intraplaca.

ferruginous sandstones. They pertain to aeolian and fluvial sandstones that were deposited in a intra-plate basin.

La unidad superior del Grupo El Portón corresponde a la Formación Tobité (Cabrera, 1966), unidad constituida por conglomerados y areniscas rojizas, de grano medio a grueso. En contradicción con la supuesta equivalencia con la Formación Botucatú del Brasil, los geólogos de YPFB sostienen que los conglomerados de la Formación Tobité constituyen una facies distal (areniscas carbonáticas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental (Guía de Campo. Primera Conferencia sobre el Gondwana Sudoccidental, 1987). Según Oller (com.epist.) los conglomerados de la Formación Tobité se asientan directamente sobre los sedimentos de la Formación Ichoa, en relación discordante erosiva, faltando por erosión la Formación Yantata. En general estas areniscas corresponden a un ambiente fluvial y eólico, con influencia lacustre, depositadas en una cuenca de rift de trasarco.

The upper unit of the El Portón Group correspond to the Tobité Formation (Cabrera, 1966). This unit is made up by medium to coarse grained conglomerates and reddish sandstones. Contradictory to the assumed equivalency with the Botucatú Formation of Brazil, YPFB geologists claim that the conglomerates of the Tobité Formation constitute a distal facies (carbonatic sandstones and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Range (Field Guide. First Conference on the Southwestern Gondwana, 1987). According to Oller (written communication), the conglomerates of the Tobité Formation settle in erosive unconformity directly over the sediments of the Ichoa Formation; thus, the Yantata Formation is missing due to the erosion. In general, these sandstones pertain to a fluvial and aeolian environment, with lacustrine influence, and were deposited in a backarc rift basin.

Según la explicación del Mapa Geológico del Precámbrico (1984), “Los complejos alcalinos de Velasco y Candelaria fueron las manifestaciones iniciales en el área del fracturamiento del Supercontinente de Gondwana durante el Mesozoico. El Complejo de Velasco, datado a 140 Ma, consiste de una serie de plutones interferidos entre ellos, variando en composición desde foyaita (sienita nefelínica), por pulaskita, nordmarkita y sienita cuarzosa hasta granitos de biotita y aegirina. El alterado y silicificado Complejo Carbonático de Manomó, y la mayoría de los filones de cuarzo brechoso - pequeños cerros elongados de cuarzo y roca madre silicificada, hematizada y caolinizada - están relacionados a un evento de fracturamiento regional, probablemente más joven que la areniscas rojas cretácicas continentales del Grupo El Portón.”

According to the explanation in the Pre-Cambrian Geological Map (1984), “ The alkaline complexes of Velasco and Candelaria were the initial manifestations, in the area, of the Gondwana Supercontinent’s fracture during the Mesozoic. Dated at 140 Ma, the Velasco Complex consists of a series of plutons interfering with each other, and with a composition ranging from foyalite (nepheline syenite), through pulaskite, nordmarkite, and quartz syenite, to biotite and aegirine granites. The altered and silicified Manomó Carbonatic Complex, and most of the breccial quartz lodes – small elongated quartz hills and silicified, hematitized and kaolinized source rock – are related to a regional fracturing event, probably yonger than the continental Cretaceous red sandstones of the El Portón Group.”

Las secuencias cenozoicas están representadas por lateritas, areniscas eólicas, depósitos aluviales, y otras variedades de litologías. Una descripción sintética de estas secuencias es transcrita de la leyenda del mapa geológico de 1984. “Las superficies de erosión lateríticas de edad Terciaria temprana a media de Pega Pega y Paucerna, están extensamente preservadas en el tope de la Serranía Huanchaca, mientras que en otras partes solo existen pequeñas mesas e inselbergs como relictos. También hay remanentes de pedernales y silcretas del Terciario medio en Serranía Huanchaca y Rincón del Tigre. La Unidad Laterítica San Ignacio de más bajo nivel, de probable edad Mioceno-tardío, forma la más extensa superficie de erosión preservada. Esta fue combeada a lo largo de una serie de fracturas ortogonales en tiempos pliopleistocenos que produjo la presente morfología, formando una zona levantada con drenaje radial cerca de San Ignacio de aproximadamente 600 msnm, disminuyendo hasta 100-300 m a lo largo de las cuencas de deposición cuaternarias del margen del escudo. Lineamientos neotectónicos se relacionan a reajustes del mismo sistema de fracturas, probablemente heredados del Mesozoico.”

The Cenozoic sequences are represented by laterites, aeolian sandstones, alluvial deposits, and other varieties of lithologies. A summarized description of these sequences has been copied from the legend on the 1984 Geological Map. “The Early to Middle Tertiary lateritic erosion surfaces of Pega Pega and Paucerna are widely preserved at the top of the Huanchaca Range, while in other places, only small tables and inselbergs exist as relicts. At the Huanchaca Range and Rincón del Tigre, there are also Middle Tertiary chert and silcrete remanents. Probably of the Late Miocene, the San Ignacio Lateritic Unit, of a lower level, is the most extensive erosion surface preserved. In Plio–Pleistocene times, it was downwarped along a series of orthogonal fractures, producing the current morphology. It also forms an elevated area of approximately 600 masl with radial drainage near San Ignacio, decreasing down to 100 – 300 m along the Quaternary deposition basins of the shield’s margin. The neotectonic lineaments are related to readjustments of the same fracture system, probably inherited form the Mesozoic.”

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FAJA CHAPARE – BOOMERANG

CHAPARE – BOOMERANG BELT

Se considera aquí la faja que bordea el Cratón de Guaporé en la parte central del país, en la llanura límite entre los departamentos de Cochabamba y Santa Cruz. En los últimos años, esta región cobró importancia debido al descubrimiento de importantes estructuras con hidrocarburos. Como se expuso anteriormente, esta faja continúa con dirección NW-SE, hasta las sierras y llanura chiquitanas, en el extremo oriental del país.

Here, the belt is considered as encompassing the Guaporé Craton in the central part of the country, at the limiting plain between the Departments of Cochabamba and Santa Cruz. In recent years, this region gained importance due to the discovery of important structures containing hydrocarbons. As mentioned before, this belt continues with NW-SE trend up to the Chiquitano ridges and plain at the eastern end of the country.

En esta llanura sólo afloran sedimentos del Neógeno y Cuaternario. La secuencia, entre el basamento cristalino y la cubierta actual, pudo ser investigada sólo por medio de líneas sísmicas y de los numerosos pozos realizados con fines petroleros en la región. Sobre la base de esta información se evidencia que por encima del basamento Proterozoico (prolongación del cratón aflorante al noreste), se asientan rocas cordilleranas, subandinas y andinas. No fue establecida la presencia de sedimentos tacsarianos en la región.

Only a few Neogene and Quaternary sediments outcrop in this plain. Between the crystalline basement and the current cover, it was possible to investigate the sequence only through the seismic lines and the numerous wells that were drillled for oil-related purposes in the region. On the basis of this information, it is evident that over the Proterozoic basement (extension of the outcropping craton to the northeast), the Cordilleran, Sub Andean and Andean rocks are settled. The presence of Tacsarian sediments in the region was not established.

Como se indicó en la introducción, esta faja constituye el borde de cuenca de la mayoría de las secuencias fanerozoicas, hecho que confiere a esta comarca un gran interés petrolero, debido a la presencia de buenas rocas madre, migración producida por marcada pendiente regional, y la presencia de excelentes rocas reservorio en trampas, tanto estratigráficas (por acuñamiento) como estructurales.

As mentioned in the introduction, this belt constitutes the basin border of most of the Phanerozoic sequences. This fact makes this territory of important oil-related interest, due to the presence of good source rocks, the migration produced by the marked regional slope, and the presence of both, excellent stratigraphic (from wedging) and structural reservoir rocks in the traps.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La cuenca ordovícica aparentemente no alcanzó el sector ChapareBoomerang, así como tampoco está presente al este en las Sierras Chiquitanas. Ocasionalmente se citan en subsuelo rocas de esta edad, que posiblemente correspondan a la base del Silúrico. Sin embargo no se descarta que en algunos sectores los niveles superiores de la secuencia tacsariana estén presentes.

Apparently, the Ordovician basin did not reach the ChapareBoomerang, and is absent to the east at the Chiquitos Ranges, as well. Ocassionally, rocks this age have been quoted in the subsurface, likely pertaining to the Silurian’s base. However, the probability of there being upper levels of the Tacsarian sequence in some sectors is not dismissed.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Un resumen de la estratigrafía del Ciclo Cordillerano en la llanura de la Faja Chapare–Boomerang se presenta en el siguiente cuadro generalizado, sin que ello signifique que las unidades detalladas estén presentes en toda el área, debido principalmente a efectos de acuñamiento. La formaciones Cancañiri / Sacta y El Carmen son atribuidas generalmente al Silúrico, aunque existen indicios de que la primera podría haberse iniciado en el Ashgilliano tardío. Las formaciones Roboré, Limoncito e Iquiri, fueron depositadas durante el Devónico.

The following generalized table includes a summary of the Cordilleran Cycle stratigraphy at the Chapare–Boomerang belt plain. However, this does not imply that the units listed therein are present in the entire area, due mainly to the wedging effects. The Cancañiri/Sacta and El Carmen formations are generally attributed to the Silurian, although there are some indications that the former may have started during the Late Ashgillian. The Roboré. Limoncito and Iquiri formations were deposited during the Devonian.

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FORMACION

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MIEMBRO

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ARENA

IQUIRI

LIMONCITO

Remanso Montecristo San Juan Chapare

Yapacaní

Arenisca No. 1 Arenisca No. 2 Arenisca Ayacucho Arenisca No. 3 Arenisca No. 4 Arenisca Piraí

Boomerang

(cuello pelítico)

ROBORÉ

Ar. Sara

EL CARMEN CANCAÑIRI / SACTA

Fig. 6.4 Cuadro estratigráfico de las unidades del Ciclo Cordillerano en la región Chapare-Boomerang. Stratigraphic chart of Cordilleran Cycle units in the Chapare-Boomerang region.

Sedimentos del Ciclo Cordillerano no afloran en el área. Su presencia, extensión y espesor ha sido establecida con el desarrollo de la perforación exploratoria. La mayoría de los pozos no atravesaron la secuencia cordillerana completa, debido a la profundidad a la que se encuentra la base. Casi todos ellos se limitaron a perforar sólo hasta los objetivos petroleros: como la Arenisca Sara y los reservorios de la Formación Roboré.

No sediments of the Cordilleran Cycle outcrop in this area. Their presence, extension, and thickness was established with the development of exploratory perforation. Due to the depth of the base, most of the wells did not go through the complete Cordilleran sequence. Almost all of the perforations were limited to drilling only as far as the oil objectives, such as the Sara Sandstone and the reservoirs of the Roboré Formation.

En muchos pozos del área Boomerang se ha inferido la presencia de rocas de la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), por encima de rocas del basamento Brasiliano. Estos sedimentos se presentan tanto en facie diamictítica como carbonática (pozos Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 y otros). Esta secuencia fue también denominada “pre-Silúrico”, “Silúrico-A” y “pre-Sara”.

In many of the Boomerang area wells, over the rocks of the Brazilian basement, the presence of rocks of the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), has been inferred. These sediments are present both as diamictite and carbonatic facies (Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 wells, and others). This sequence was also called “Pre-Silurian,” “Silurian-A,” and “Pre-Sara.”

En la mayoría de los campos petroleros del sector, la perforación exploratoria alcanzó a las areniscas de la Formación El Carmen (Oliveira & Leonardos, 1943). Esta unidad toma el nombre de la estación ferroviaria homónima, en la Serranía de Chiquitos, y una relación completa de sus características se describió al desarrollar la estratigrafía del área chiquitana (p. 116). La secuencia allí descrita continúa hacia el norte hasta la faja Chapare-Boomerang, donde solamente fue reconocida en el subsuelo. La secuencia elaborada sobre la base de testigos, recortes y registros eléctricos, permite indicar la presencia de intercalaciones rítmicas de lutitas, limolitas y areniscas. Algunos niveles arenosos se constituyen en reservorios de interés, como la arenisca Sara (productora en este campo). Estos cuerpos arenosos en general tienen características petrofísicas similares, presentan colores blanquecinos y grisáceos, son de grano grueso en la base y fino en el tope, están bien seleccionados, subredondeados, matriz arcillosa, cemento silíceo, presentan textura cuarcítica, bien compactas, algunas veces muestran microfracturas rellenadas con arcilla de color gris y/o calcita, y la porosidad es regular. La arenisca Sara registró lecturas

In most of the sector’s oil fields, exploratory perforation reached the sandstones of El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos, 1943). This unit takes on the name of the homonymous train station in the Chiquitos Ranges. A complete relation of its features was described during the development of the stratigraphy of the Chiquitano area (p.116). The sequence described therein, continues northwards up to the Chapare – Boomerang belt, where it was only recognized in the subsurface. The sequence ellaborated on the basis of cores, cuttings and electric logs allows to indicate the presence of rhythmic interbedding of shale, siltstones, and sandstones. In reservoris of interest, some arenaceous levels are formed, such as the Sara sandstone (producer in this field). In general, these arenaceous bodies have similar petro-physical features, presenting whitish and grayish colors, coarse grain at the base and fine grain at the top; they are well selected, subrounded, and have argillaceous matrix, siliceous cement, quartzitic texture; they are very compact, sometimes displaying microfractures filled with gray clay and/or calcite, and have regular porosity. The Sara Sandstone registered good gas readings, with C1 to C5 components, and whitish 120

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA buenas de gas, con componentes de C1 a C5 con fluorescencia blanquecina en forma de manchas. Resultó productora de gas en las pruebas de formación. Las limolitas y lutitas son de color gris, micromicáceas, laminadas, y ligeramente calcáreas. A esta unidad se le asigna un ambiente sedimentario marino de plataforma (YPFB, 1995).

fluorescence in the shape of blots. In the formation tests, it came out as gas producer. The siltstones and shale are gray, micromicaceous, laminated and slightly calcareous. This unit is assigned a sedimentary marine shelf environment (YPFB, 1995).

La Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960) fue definida, como se indicó precedentemente, en reemplazo de la Fm. Limoncito de Barbosa (1949). En el subsuelo de la faja ChapareBoomerang, representa a la intercalación areno-arcillosa que se ubica entre la Arenisca Sara de la Formación El Carmen, y las pelitas de la Formación Limoncito suprayacente. Las areniscas de esta formación tienen condiciones buenas de porosidad y permeabilidad, motivo por el que son consideradas buenas rocas reservorio. Esta formación se divide en dos miembros, el basal, mayormente arcilloso es denominado Miembro Boomerang, también conocido como “miembro pelítico”. El miembro superior, denominado Miembro Yapacaní corresponde a una intercalación de areniscas y horizontes pelíticos. En el subsuelo, las areniscas del Miembro Yapacaní fueron denominadas, de base a tope: Arenisca Piraí, areniscas 4 y 3, Arenisca Ayacucho, y areniscas 2 y 1. Estos niveles arenosos son productores de hidrocarburos en la mayoría de los pozos del área.

As mentioned before, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) was defined in replacement of Barbosa’s (1949) Limoncito Formation. In the Chapare–Boomerang belt’s subsurface, it represents an arenaceous–argillaceous interbedding located between the El Carmen Formation’s Sara sandstone and the pellites of the overlying Limoncito Formation. This formation’s sandstones have good porosity and permeability conditions, thus being considered as good reservoir rocks. This formation is divided in two members: the basal member, mostly argillaceous, is called the Boomerang Member, also known as “pellitic member.” The upper member, called the Yapacaní Member, pertains to an interbedding of sandstones and pellitic horizons. In the subsurface, from base to top, the Yapacaní member’s sandstones were called: Piraí Sandstone, sandstones 4 and 3, Ayacucho Sandstone, and sandstones 2 and 1. In most of the area’s wells, these arenaceous levels are hydrocarbon producers.

Por lo general, la secuencia cordillerana concluye con la Formación Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde aproximadamente a 700 m de lutitas micáceas de color gris oscuro, físiles, finamente estratificadas, y limolitas macizas, micáceas, muy compactas. Según Ardaya (1996), pueden reconocerse cuatro unidades, que de base a tope corresponden a los miembros Chapare, San Juan, Montecristo y Remanso.

Generally, the Cordilleran sequence ends with the Limoncito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to approximately 700 m of dark gray micaceous shale, fissil, finely bedded, and massive micaceous and very compact siltstones. According to Ardaya (1996), four units can be recognized. From base to top they refer to the Chapare, San Juan, Montecristo and Remanso members.

Rocas de la Formación Iquiri (White, 1925) no siempre están presentes en el área. Las areniscas de la Formación Ichoa por lo general sobreyacen a las pelitas de la Formación Limoncito. Cuando están presentes los sedimentos de plataforma marina de la Formación Iquiri, como por ejemplo en los campos de San Juan y Santa Rosa, corresponden a bancos arenosos intercalados por limolitas y arcilitas.

The rocks of the Iquiri Formation (White, 1925) are not always present in the area. The Ichoa Formation sandstones generally lie over the Limoncito Formation pellites. When present, the marine shelf sediments of the Iquiri Formation, for instance at the San Juan and Santa Rosa fields, correspond to arenaceous banks interbedded by siltstones and claystones.

En algunos sectores de la faja, como por ejemplo en el sector del campo Patujusal, no se depositaron sedimentos de edad devónica, y los sedimentos de la Formación Ichoa sobreyacen directamente a las rocas silúricas.

In some of the belt’s sectors, in the Patujusal field sector, for instance, no Devonian sediments were deposited, and the sediments of the Ichoa Formation lie directly over Silurian rocks.

Subandean Cycle

Ciclo Subandino

In this region, the presence of Subandean rocks is not constant since the basin’s border is located more to the inner part of the basin. These sediments have been observed only in the Boomerang area, for instance, at the Caimanes, Palomentas, Santa Rosa, Palacios and Yapacaní wells. The sequence’s formational identity has been establisehd definitively; generally, it is attributed to units of the Macharetí Group.

La presencia de rocas del Ciclo Subandino no es constante en esta región debido a que su borde de cuenca queda más al interior de cuenca. Estos sedimentos han sido observados solamente en el área del Boomerang, por ejemplo en los pozos Caimanes, Palometas, Santa Rosa, Palacios y Yapacaní. La identidad formacional de la secuencia tampoco ha sido definitivamente establecida, por lo general se atribuyen a unidades del Grupo Macharetí.

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Ciclo Andino

Andean Cycle

Los sedimentos continentales mesozoicos del área se depositaron en una cuenca de trasarco. En la región del Chapare-Boomerang el Ciclo Andino se inicia con el depósito de la Formación Ichoa (Chamot & Perry, 1962). Estas rocas sobreyacen discordantemente en el área tanto a sedimentos de edad silúrica, como devónica. La secuencia presenta espesores variables entre 100 y 400 m, y está constituida por un conglomerado basal oligomíctico, seguido de areniscas de grano medio a fino, esporádicamente intercaladas por niveles limolíticos. Por el rasgo que presenta en los registros eléctricos, se concluye que fue depositada en ambientes fluviales y eólicos, con cierta influencia lacustre. La edad no está definida, existiendo opiniones divergentes que la asignan tanto al Jurásico como Cretácico. La base de la unidad presenta en algunos pozos detección de gas seco.

The area’s Mesozoic continental sediments deposited in a backarc basin. In the Chapare - Boomerang region, the Andean Cycle starts with the deposit of the Ichoa Formation (Chamot & Perry, 1962). In the area, these rocks lie in unconformity over both Silurian and Devonian sediments. The sequence displays variable thicknesses between 100 and 400 m, and is made up by an oligomictic basal conglomerate, followed by medium to fine grained sandstones, sporadically interbedded by siltstones levels. Due to the feature its displays in the electric logs, it can be concluded that the sequence was deposited in fluvial and aeolian environments, with certain lacustrine influence. The age is not defined, as there are diverging opinions that assign ages from Jurassic to Cretaceous to it. In some of the wells, dry gas was detected at the unit’s base.

De forma concordante se asientan las areniscas fluviales de la Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962). En el subsuelo del área Chapare-Boomerang se estima un espesor variable entre 50 y 120 metros. La base presenta en algunos sectores de la cuenca, areniscas calcáreas, intercalaciones de limolitas, y niveles con calcedonia. Al igual que en la Formación Ichoa, en estas areniscas se detectó gas seco.

The fluvial sandstones of the Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) are settled in conformity. In the Chapare – Boomerang area’s subsurface, a variable thickness between 50 and 120 meters is estimated. In some of the basin’s sectors, the base displays calcareous sandstones, siltstones interbedding and levels containing chert. Just like at the Ichoa Formation, dry gas was detected in these sandstones.

En la mayoría de los campos petroleros del área, la Formación Petaca sobreyace a la Formación Yantata. En sectores de mayor profundidad, es decir más distantes del borde de cuenca, como en el campo de San Juan, se registra el depósito de las areniscas calcáreas de la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922). Estas rocas, atribuidas al Cretácico terminal por correlación con sus similares del Subandino y Cordillera Oriental, fueron depositadas en un ambiente deltaico.

In most of the area’s oil fields, the Petaca Formation lies over the Yantata Formation. In deeper sectors, that is, those that are the farthest from the basin’s border, there are records of the deposit of the calcareous sandstones of the Cajones Formation (Heald & Mather, 1922). Atrributed to the Upper Cretaceous by correlation with their likes in the Subandean and Eastern Cordillera, these rocks were deposited in a deltaic environment.

Discordante sobre las unidades cretácicas, se asientan las areniscas, conglomerados y areniscas conglomerádicas de la Formación Petaca (Birkett, 1922) que tiene un espesor promedio de 60 a 70 metros. Con esta unidad se da inicio a la sedimentación cenozoica en la región. Esta formación fue datada de edad oligocena superior–miocena inferior por los restos de mamíferos fósiles que contiene. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente aluvial y fluvial de ríos entrelazados, en los que la acción de los canales muestra un acción erosiva importante. Las planicies fluviales corresponden a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Los niveles arenosos de esta unidad tienen buena porosidad y permeabilidad, y por ello constituyen una excelente roca reservorio en la región. Las arenas de esta formación tienen una importante producción de hidrocarburos en campos como Surubí y Patujusal.

The sandstones, conglomerates and conglomeradic sandstones of the Petaca Formation (Birkett, 1922) are setted in unconformity over the Cretaceous units. This formation has an average thickness of 60 to 70 meters. With this unit, the region’s Cenozoic sedimentation gets started. Because of the fossil mammal remanents it contains, this formation was dated as being of Upper Oligocene – Lower Miocene age. These rocks were deposited in an river alluvial and fluvial environment of braided rivers, which display and important erosive action due to the action of the canals. The fluvial plains correspond to a foreland basin of the Eastern Cordillera. This unit’s arenaceous levels have good porosity and permeability, thus being excellent reservoir rocks in the region. This formation’s sands are important hydrocarbon producers in fields such as Surubí and Patujusal.

En la secuencia normal de los pozos de la región, continúa una secuencia de espesor promedio de 400 m de pelitas de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958). Estos sedimentos corresponden a limolitas y arcilitas, ligeramente calcáreas, depositadas en ambientes deltaicos y costeros, someros y salobres, producto de una marcada influencia marina. En las Sierras Subandinas está presente una abundante fauna de invertebrados y vertebrados que permitieron asignarle una edad miocena superior.

A sequence with an average thickness of 400 m of pellites of the Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958), continues in the normal sequence of the region’s wells. These sediments pertain to slightly calcareous siltstones and claystones, deposited in deltaic and coastal, shallow and brackish environments, which are a product of the marked sea influence. Abundant invertebrate and vertebrate fauna is present in the Subandean Ranges, allowing a Upper Miocene age to be assigned to it.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La secuencia neógena concluye por lo general en la región con la potente secuencia pelítico-arenosa de la Formación Tariquía (Ayaviri, 1964), que presenta espesores superiores a los 1.000 m de limolitas, areniscas, arcillas, y esporádicos niveles conglomerádicos. Algunos niveles arenosos son ligeramente calcáreos. Al igual que con los sedimentos de la Formación Yecua, no se detectaron niveles con contenido de hidrocarburos.

Generally, the Neogene sequence ends in the region with the pellitic – arenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964), which displays thicknesses exceeding 1,000 m of siltstones, sandstones, clays and sporadic conglomeradic levels. Some of the arenaceous levels are slightly calcareous. Just like in the sediments of the Yecua Formation, no levels containing hydrocarbons were detected.



Las estructuras tectónicas originadas en los cinturones orogénicos proterozoicos del Cratón de Guaporé (San Ignacio, Sunsás y Brasiliano) controlaron la sedimentación durante todo el fanerozoico. La dirección general de las estruturas tiene un rumbo NWSE, que es también la dirección de la Cordillera de los Andes desde el Perú hasta el norte de Aiquile. La orogenia Chiriguana (eoHercínica) tuvo la misma dirección a nivel continental. Esta tendencia también está presente en el “Alto de Izozog”

The tectonic structures originated in the Proterozoic orogenic belts of the Guaporé Craton (San Ignacio, Sunsás and Brazilian) controlled the sedimentation during the entire Phanerozoic. The general trend of the structures is NW-SE, which is also the trend of the Andean Range, from Peru to the north of Aiquile. The Chiriguano orogeny (eo-Hercynic) had the same trend at thecontinental level. This trend is also present at the “Alto de Izozog.”

La mayoría de las estructuras del área Chapare-Boomerang están definidas como pliegues anticlinales suaves, orientados con una dirección que varía ligeramente entre el noroeste-sureste y el oesteeste. El plegamiento pre-andino fue tenue y causado por fuerzas interiores que flexuraron suavemente los sedimentos, o formaron monoclinales, debido tanto a la extensión de la cuenca, como por efecto del borde de los bloques tensionales del Silúrico temprano.

Most of the Chapare – Boomerang area structures are defined as soft anticline folds, with an orientation that varies slightly from northwest – southeast to west-east. Due to both, the basin’s extension and the effect of the edge of the Early Silurian stress blocks, the Pre-Andean folding was soft and caused by inner forces that softly bent the sediments, or formed monoclines.

Estas estructuras monoclinales han sido reconocidas en la parte occidental de Boomerang, así como también al norte de esta área como Patujusal y Calavera, y hacia el este en San Ignacio, Chané y Caimanes. Posiblemente este tipo de estructuras se extienden hacia la zona chiquitana (Welsink et al., 1995). Algunas de éstas fueron perforadas con resultados positivos como Patujusal, Calavera y San Ignacio.

These monocline structures have been recognized in the western part of the Boomerang, also to the north of this area as Patujusal and Calavera, and to the east in San Ignacio, Chané and Caimanes. It is likely that this type of structures extend into the Chiquitos area (Welsink et al., 1995). Some of them were drilled with positive results, such as Patujusal, Calavera and San Ignacio.

Recursos Minerales

Mineral Resources

Los principales recursos minerales producidos por las rocas brasilianas de la región chiquitana, están limitados a materiales de construcción. El más importante de ellos constituye el yacimiento calcáreo de Yacuces, que proveerá de materia prima a la fabrica de cemento de la localidad homónima.

The main mineral resources produced by the Brazilian rocks of the Chiquitos area are limited to construction material. The most important resource is the Yacuces calcareous ore, which will supply raw materials to the cement factory in the locality of the same name.

En la región Chapare-Boomerang, aparte de la producción de materiales de construcción, especialmente de arcillas, la principal actividad económica está relacionada con los campos productores de hidrocarburos, que se constituyeron en los últimos años en los mayores productores de petróleo del país. Las principales roca madre de petróleo del área provienen de las formaciones silurodevónicas El Carmen, Roboré (Boomerang) y Limoncito.

Other than the production of construction material, particularly clays, in the Chapare – Boomerang region the main economic activity is related to the hydrocarbon fields. In the last few years, these fields were the largest oil producers in the country. The main source rock of oil in the area comes from the Silurian – Devonian El Carmen, Roboré (Boomerang), and Limoncito formations.

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Capítulo 7

Introducción

Introduction

Hasta 1983, todos los mapas geológicos de Bolivia representaban el Cratón de Guaporé como una indefinida mancha roja, delimitada al oeste y sur por el borde de afloramientos proterozoicos, y al norte y este por la frontera con el Brasil. El esfuerzo realizado por BGS-GEOBOL durante los últimos 15 años, permite ahora contar con una provincia geológica bien definida, y con el detalle de información necesaria para realizar una interpretación geológica correcta del Cratón de Guaporé y mejor aprovechamiento de sus recursos minerales.

Up until 1983, all the geological maps of Bolivia represented the Guaporé Craton as an indefinite red blot, delimited to the west and south by the Proterozoic outcrops border, and to the north and east by the Brazilian border. The efforts of BGS-GEOBOL during the last 15 years, gave place to a well defined geological province, and to the necessary detailed information to make a correct geological interpretation of the Guaporé Craton, and better use of its mineral resources.

El sector boliviano del Cratón de Guaporé representa tan sólo el borde occidental del protolito cratónico de Sudamérica, conocido como el Escudo Central Brasilero. La historia geológica de esta provincia muestra una complejidad de eventos metamórficos, ígneos y tectónicos, que finalmente hoy es interpretada y cronológicamente ordenada.

In the Bolivian portion of the Guaporé Craton, it represent only the western border of the South American cratonic protolith, known as the Central Brazilian Shield. The geological history of this unit displays complex metamorphic, igneous and tectonic events, which are finally interpreted and chronologically arranged today.

En la actualidad, y desde el punto de vista geomorfológico, la región puede ser considerada como un glacis de erosión, con alturas variables de 700 a 400 msnm, o como una penillanura laterítica formada a fines del Terciario y sobrepuesta a toda la secuencia proterozoica. Sobresaliendo a este glacis, se presenta una serie de serranías de rumbo general NW-SE y WNW-ESE, como las de Ricardo Franco y San Simón en el norte, y Sunsás, Santo Corazón y La Cal, entre otras, en la parte meridional, formadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, afectadas por diferentes eventos orogénicos. En algunos sectores sólo es posible observar afloramientos de rocas precámbricas en pequeños cortes de algunos ríos y en esporádicos inselberg o cerros isla, debido a la cubierta vegetal y paleosuelos.

At present, and from the geomorphological point of view, the region can be considered as an erosion glacis, with variable heights ranging between 700 and 400 masl, or as a lateritic peneplain formed towards the end of the Tertiary and overlying the entire Proterozoic sequence. Sticking out from this glacis are a series of ridges with general NW-SE and WNW-ESE trend, such as the Ricardo Franco and San Simón ridges, to the north, and the Sunsás, Santo Corazón and La Cal ranges, among others, in the meridional part. These ridges are made up by sedimentary and metasedimentary rocks that were affected by different orogenic events. Due to the plant cover and the paleosols, in some sectors, only the PreCambrian rock outcrops can be seen in small cuts in some of the rivers and in sporadic inselbergs or island hills.

En el borde meridional del Cratón de Guaporé, se desarrollan sobre las rocas proterozoicas, otras serranías de rumbo WNW-ESE, denominadas Sierras Chiquitanas, constituidas por secuencias paleozoicas y mesozoicas. Estas serranías, si bien están estrechamente relacionadas al cratón, forman parte, junto con la llanura adyacente, de la provincia geológica Sierras y Llanura Chiquitana, que es desarrollada en el Capítulo 6.

In the Guaporé Craton’s meridional border, other ranges with WNW-ESE, called the Chiquitos Ranges, unfold over the Proterozoic rocks. These ridges are made up by Paleozoic and Mesozoic sequences. Although these ridges are closely related to the craton, together with the adjacent plain they make up the Chiquitos Ranges and Plain geological province discussed in Chapter 6.

Con el auxilio de la geocronología se definieron diferentes eventos metamórficos, ígneos, tectónicos y sedimentarios, tanto en territorio brasileño (Almeida et al., 1976), como en nuestro país

With the help of geochronology, different metamorphic, igneous, tectonic and sedimentary events were defined both in Brazilian territory (Almeida et al., 1976) and in our country (Litherland &

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(Litherland & Bloomfiled, 1981). En base a esos resultados y al posterior ordenamiento de las secuencias, se reconocieron los siguientes ciclos tectosedimentarios, que permitirán desarrollar una comprensible relación geológica del Cratón de Guaporé.

CICLO

Ma

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Bloomfiled, 1981). Based on those results and the subsequent ordering of the sequences, the following tectosedimentary cycles were recognized, allowing the development of a comprehensible geological relation of the Guaporé Craton.

EVENTOS TECTO-OROGENICOS Orogenia Brasiliana

520 BRASILIANO 900 Orogenia Sunsás

900 SUNSAS 1280 Orogenia San Ignacio

1280 SAN IGNACIO 1600 1600 TRANSAMAZONICO

2500

Fig. 7.1 Cuadro estratigráfico de los ciclos proterozoicos del Cratón de Guaporé. Stratigraphic chart of Proterozoic cycles in Guaporé Cratón

CICLO TRANSAMAZÓNICO ( 2500 - 1600 Ma)

TRANSAMAZONIC CYCLE (2500 - 1600 Ma)

Nuevas evidencias de campo y reinterpretación de las secuencias proterozoicas, así como la adecuación a los nuevos términos estratigráficos para las rocas metamórficas, permiten modificar la posición cronológica y la categoría de algunos de los complejos más antiguos del Cratón de Guaporé.

New field evidence and reinterpretation of the Proterozoic sequences, as well as the adaption to new stratigraphic terms for the metamorphic rocks, enable the modification of the chronological position and category of some of the oldest complexes of the Guaporé Craton.

Las rocas del Ciclo Transamazónico de Bolivia (> 2000–1600 Ma), serán consideradas bajo el siguiente ordenamiento:

The rocks of the Transamazonic Cycle in Bolivia (> 2000–1600 Ma), will be considered according to the following order:

Complejos:

Chiquitanía - Santa Rita - Río Fortuna - Aventura Complejo Lomas Manechis

En Bolivia, las rocas previas a la Orogenia San Ignacio son conocidas como el Basamento Metamórfico. Este basamento está formado por todos los complejos metamórficos de los ciclos Transamazónico y San Ignacio.

In Bolivia, the rocks prior to the San Ignacio Orogeny are known as the Metamorphic Basement. This basement is made up by all the metamorphic complexes of the Transamazonic and San Ignacio cycles.

El más antiguo de los complejos aflorantes en la parte boliviana del Cratón de Guaporé corresponde al Complejo Lomas Manechis (Grupo de Granulita y Paragneis Lomas Maneches de Litherland et al., 1979). Estas rocas proporcionaron edades Rb/Sr cercanas a los 2000 Ma, por consiguiente están relacionadas al Ciclo Trans-

The oldest of the outcropping complexes in the Bolivian part of the Guaporé Craton is the Lomas Manechis Complex (Lomas Maneches Granulite and Paragneis Group of Litherland et al., 1979). These rocks gave ages near 2000 Ma, thus being related to the Transamazonic Cycle established in Brazil. Nevertheless, since

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA amazónico establecido en Brasil. Sin embargo, esta edad define sólo la etapa de metamorfismo, por lo que las rocas originales que dieron origen a las granulitas, son indudablemente más antiguas, posiblemente pertenecientes al Arqueano (> 2500 Ma).

this age only defines the metamorphis stage, the original rocks that gave place to the granulites are undoubtedly older, possibly belonging to the Archean (> 2500 Ma).

Estas rocas constituyen un cinturón orogénico formado por rocas de medio a alto grado metamórfico, que inicialmente fueron denominadas “Grupo Lomas Maneches”. Los últimos trabajos de SERGEOMIN (incluido el Mapa Geológico del Precámbrico, 1994), modifican el nombre y la categoría a Complejo Lomas Manechis. Esta unidad, también conocida como “Grupo Granulitas”, está constituida por neises de cuarzo feldespático, granulitas de hipersteno, granulitas de cordierita, granulitas de calcosilicatos y leptitas (granulitas cuarzo feldespáticas).

These rocks make up an orogenic belt formed by medium to high metamorphic grade rocks, which were called initially the “Lomas Maneches Group.” The latests work done by SERGEOMIN (including the Pre-Cambrian Geological Map, 1994) change the name and category to Lomas Manechis Complex. Also known as the “Granulite Group,” this unit is made up by feldspathic quartz gneisses, hyperstene granulites, cordierite granulites, calc-silicate and leptite granulites (feldspahtic quartz granulites).

En la región de San Ignacio de Velasco, se reconocieron cuatro unidades dentro del Complejo Lomas Manechis que, de base a tope, corresponden a Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos y Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). En cambio, en la zona de Las Petas - San Matías, se reconocieron solo tres: Río Tunás, Río Urucú y San Bartolo (Pitfield et al., 1979).

In the San Ignacio de Velasco region, four units were recognized within the Lomas Manechis Complex, namely the Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos and Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). On the other hand, in the Las Petas – San Matías area, only three units were recognized: the Río Tunás, Río Urucú and San Bartolo (Pitfield et al., 1979).

Las rocas del Complejo Lomas Manechis no están reportadas en la región norte del cratón, es decir en las áreas de Magdalena, Puerto Villazón y la Serranía de Huanchaca.

Rocks of the Lomas Manechis Complex have not been reported in the northern region of the craton; that is, in the Magdalena, Puerto Villazón and Huanchaca Ridge areas.

Desarrollados con una mayor extensión areal que la anterior unidad, debido a que se encuentran a lo largo de todo el cratón, se sobreponen sobre el Complejo Lomas Manechis, una serie de complejos metamórficos denominados: Chiquitanía (en la zona norte y este: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción y San Ramón), Santa Rita (en San Ignacio de Velasco), Río Fortuna (en Las Petas-San Matías) y Aventura (en San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré).

Lying over the Lomas Manechis Complex, a series of metamorphic complexes called: Chiquitanía (in the northern and eastern area: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción and San Ramón), Santa Rita (in San Igancio de Velasco), Río Fortuna (in Las Petas – San Matías) and Aventura (in San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré) unfolds with greater area extension that the previous unit, since these complexes are located along the entire craton.

El Complejo Chiquitanía (Litherland & Bloomfield, 1981) corresponde principalmente a neises micáceos, cuarzo feldespáticos, variablemente migmatizados.

The Chiquitanía Complex (Litherland & Bloomfield, 1981) pertains mainly to micaceous and variably migmatized quartzfeldspathic gneisses.

En la región de San Ramón, como base de esta secuencia fue definido el Complejo o Dominio migmatítico Momene/Las Madres (Fletcher et al., 1979 y Adameck et al., 1996) para un conjunto de migmatitas no diferenciadas, neises y granitos, así como otros cuatro dominios, relacionados al Complejo La Bella, cuya ubicación estratigráfica aún no está claramente definida, debido a su posición intermedia entre el Complejo Chiquitanía y el Supergrupo San Ignacio. Estos dominios, cuyos nombres se entremezclan con los del Complejo La Bella, son de base a tope, el Dominio Paquío que corresponde a metasamitas con biotitamuscovita-cuarzo y esquistos con sillimanita-granate; el Dominio Zuruquizo integrado por dos secuencias, la basal por neises samíticos bandeados, ortoneises leptíticos, anfibolitas e intercalaciones de rocas calcosilicatadas, y la secuencia superior por esquistos micáceos, también bandeados, y rocas calcosilicatadas. El Dominio San Francisco, representado en la base por para- y ortoneises no diferenciados, neises leptíticos, anfibolitas y rocas calcosilicatadas; en la parte superior esquistos micáceos en transición a neises con sillimanita e intercalación de rocas calcosilicatadas bandeadas. Finalmente, el Dominio San Ramón, integrado también por dos secuencias, la inferior con para y

As base of this sequence, in the San Ramón region, the migmatic Momene/Las Madres Complex or Domain (Fletcher et al., 1979 and Adameck et al., 1996) was defined for a set of undifferentiated migmatites, gneisses and granites, as well as other four domains that are related to the La Bella Complex, and whose stratigraphic location is not defined clearly due to its intermediate position between the Chiquitanía Complex and the San Ignacio Supergroup. With their names intermingled with those of the La Bella Complex, from base to top, these domains are: the Paquío Domain, corresponding to metasamites with biotite-muscovite-quartz, and sillimanite . garnet schists; the Zuruquizo Domain is integrated by two sequences: the basal sequence is made up by banded samitic gneisses, leptitic orthogenisses, amphibolites and interbedding of calc-silicated rocks, and the upper sequence by micaceous schists that are banded as well, and calc-silicated rocks. The San Francisco Domain is represented at the base by undifferentiated para- and orthogneisses, leptitic gneisses amphibolites and calcsilicated rocks; in the upper part, by micaceous schists shifting to gneisses, with sillimanite and interbedding of calc-silicated banded rocks. Finally, the San Ramón Domain is also made up two sequences: the lower one, with biotite-sillimanite para- and ortho-

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ortoneises de biotita-sillimanita, anfibolitas migmatitas, así como granodioritas y cuarzodioritas neísicas; la secuencia superior por esquistos micáceos con numerosas intercalaciones de anfibolita hornbléndica (Adameck et al., 1996).

gneisses, migmatite amphibolites, as well as gneissic granodiorites and quartzdiorites; the upper sequence is made up by micaceous schists with a large number of hornblende amphibolite interbedding (Adameck et al., 1996).

El Complejo Santa Rita (Litherland et al., 1979) aflora en la región de San Ignacio de Velasco. Tiene una posición intermedia entre el Complejo Lomas Manechis y el Supergrupo San Ignacio. Según Berrangé & Litherland (1982), las principales litologías incluyen a un conjunto de neises de biotita, granate-biotita, muscovita-biotita y muscovita-granate-biotita, así como de cuarcita, metasamita y anfibolita.

The Santa Rita Complex (Litherland et al., 1979) outcrops in the San Ignacio de Velasco region. It is positioned inbetween the Lomas Manechis Complex and the San Ignacio Supergroup. According to Berrangé & Litherland (1982), the main lithologies include a set of biotite, garnet-biotite, muscovite-biotite and muscovite-garnet-biotite gneisses, as well as by quartzite, metasamite and amphibolite.

En el área de Las Petas – San Matías, se dispone por encima del Complejo Lomas Manechis otro conjunto metamórfico, equivalente a los complejos Chiquitanía y Aventura. Esta unidad fue denominada por Pitfield et al. (1979) como Complejo Río Fortuna. Es un conjunto de metasedimentos y paraneises que se asientan de forma transicional sobre las rocas del subgrupo San Bartolo del Complejo Lomas Manechis. En la región están ausentes rocas del Supergrupo San Ignacio y las metamorfitas del Complejo Río Fortuna están cubiertas por rocas del Grupo Sunsás. La unidad más alta del Complejo es la Formación Ascensión (Pitfield et al., 1979), constituida por neises con meta-arcosas.

Lying over the Lomas Manechis Complex, in the Las Petas – San Matías area, there is another metamorphic set which is equivalent to the Chiquitanía and Aventura complexes. This unit was called Río Fortuna Complex by Pitfield et al. (1979). It is a set of metasediments and paragneisses that settle transitionally over the rocks of the San Bartolo subgroup in the Lomas Manechis Complex. The rocks of the San Ignacio Supergroup are absent in this region, and the metamorphites of the Río Fortuna Complex are covered by the rocks of the Sunsás Group. The Complex’s highest unit is the Ascensión Formation (Pitfield et al., 1979), which is made up by genisses with metarkoses.

En el borde sur del Cratón de Guaporé (área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré), sobre el Complejo Lomas Manechis, se presentan en forma concordante los esquistos y neis del Complejo Aventura (Grupo Aventura de Mitchell et al., 1979). Esta unidad fue inicialmente ubicada en el Ciclo San Ignacio por el autor del nombre. Curro et al. (1997, en prensa) y Landívar et al. (1997, en prensa) lo asignan al Ciclo Transamazoniano y le dan la categoría de Complejo, en consideración a que no sólamente está formado por metasedimentos, sino también por ortoneises. En este complejo fueron emplazados cuerpos granitoides durante la Orogenia San Ignacio, y posteriormente, al inicio del Proterozoico superior (Orogenia Sunsás), fue intruido por pegmatitas, diques de rocas máficas, granitos y vetas de cuarzo. El Complejo Aventura está dividido en tres unidades, que de base a tope corresponden al Dominio Patujú, la Secuencia Cristal y la Secuencia Bahía La Tojas.

On the southern border of the Guaporé Craton (the area of San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré), the schists and gneisses of the Aventura Complex (Aventura Group of Mitchell et al., 1979) are present in conformity over the Lomas Manechis Complex. This unit was initially placed in the San Ignacio Cycle after the author´s name taking into consideration that it is not only made up by metasediments but also by orthogneisses, Curro et al. (1997, in press) and Landívar et al. (1997, in press) assign it to the Tranzamazonic Cycle and give it the category of Complex. During the San Ignacio Orogeny, granitoid bodies were bedded in this complex, and later, at the beginning of the Upper Proterozoic (Sunsás Orogeny), the complex was intruded by pegmatites, mafic rock dikes, granites, and quartz veins. From the base to the top, the Aventura Complex is divided into three units: the Patujú Domain, the Cristal Sequence and the Bahía Las Tojas Sequence.

La unidad basal, el Dominio Patujú (Formación Gneis Patujú de Mitchell et al, 1979), corresponde a un neis de biotita-plagioclasa, que se presenta como amplias bandas de hasta 8 km de ancho. Intrusiones posteriores de cuerpos granitoides, y un metasomatismo de feldespato potásico, afecta a esta unidad. Se pueden diferenciar tres conjuntos (Landívar et al., 1997): migmatitas de diversas estructuras y formas; ortoneises foliados, augengneis y granitoides no diferenciados, y finalmente paraneises.

The basal unit, the Patujú Domain (Patujú Gneiss Formation of Mitchell et al, 1979) pertains to a biotite-plagioclase gneiss, displaying wide bands up to 8 km of width. This unit was affected by later intrusions of granitoid bodies and a potasic feldspar metasomatism. Three sets can be differentiated (Landívar et al., 1997): migmatites of diverse structures and forms; foliated orthogneisses, augengneisses and undifferentiated granitoids; and finally, paragneisses.

La Secuencia Cristal (Formación Esquistos Cristal de Mitchell et al., 1979) está constituida en la base por esquistos conglomerádicos. Siguen esquistos samíticos pobremente micáceos, esquistos de muscovita, neises cuarzo feldespáticos, cuarcitas y otras variedades de esquistos. Todas estas rocas son ricas en mica y presentan metamorfismo de grado medio. La Secuencia Cristal es frecuentemente intruida por pegmatitas dispuestas de forma paralela a la esquistosidad.

At the base, the Cristal Sequence (Cristal Schist Formation of Mitchell et al., 1979) is made up by conglomeradic schists, followed by poorly micaceous samitic schists, muscovite schists, quartz-feldspathic gneisses, quartzites and other schist varieties. All these rocks are rich in mica and display a medium grade metamorphism. The cristal Sequence is frequently intruded by pegmatites laid out parallel to the schistosity.

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Finalmente, la Secuencia Bahía Las Tojas (Formación Gneis Bahía Las Tojas de Mitchell et al., 1979) es la unidad metasedimentaria de bajo grado, correspondiente a una facies de esquistos verdes, cuarcitas micáceas de color gris claro, metaarenitas y meta-arcosas de color gris verdoso, con relaciones gradacionales entre sí. El ambiente original de esta unidad correspondió a un ambiente litoral (Landívar et al., 1997).

Finally, the Bahía Las Tojas Sequence (Bahía Las Tojas Gneiss Formation of Mitchell et al., 1979) is the low grade metasedimentary unit, pertaining to a facies of greenschist, light gray micaceous quartzites, greenish gray meta-arenites and metaarkoses, with gradation relations among each other. This unit’s original environment was an offshore environment (Landívar et al., 1997).

El Grupo San Pablo (formaciones San Diablo, San Juanama o Sanjuanema, Los Huasos y Tarumá) es considerado dentro del Complejo Aventura.

The San Pablo Group (San Diablo, San Juanama or Sanjuanema, Los Huasos and Tarumá formations) is considered within the Aventura Complex.

Para el área de Concepción, existen diferentes criterios respecto a la posición estratigráfica del Grupo La Bella. Tradicionalmente fue ubicado en el siguiente ciclo, es decir, en el Supergrupo San Ignacio. Sin embargo, como se explicará más adelante, existe la tendencia a considerarla parte del Complejo Chiquitanía.

There are different criteria regarding the stratigraphic position of the La Bella Group for the Concepción area. Traditionally, this group was placed in the subsequent cycle, that is, in the San Ignacio Supergroup. However, as explained further ahead, the trend to consider it as part of the Chiquitanía Group exists.

Las unidades definidas para el Grupo La Bella (Fletcher et al., 1979) corresponden a la Formación Porvenir (Fletcher et al., 1979), formada por metasedimentos arenáceos, principalmente cuarcíticos, y bandas de silicatos cálcicos, derivados del metamorfismo dinamotérmico de sedimentos arcillosos y dolomíticos. Fletcher (1979, p. 12) postula una transición de las metasamitas a paragneises feldespáticos y neises graníticos de biotita. Continúa la Formación Quiser (Fletcher et al., 1979), representada por una sucesión alternada de esquistos de muscovita, biotita y anfíboles. Al sur de la Estancia El Prado, esta unidad contiene horizontes de silicatos ferrosos de ambiente marino. Finalmente, se encuentra la Formación Dolorida (Fletcher et al., 1979), constituida por esquistos semipelíticos con abundante cuarzo y muscovita, biotita minoritaria, granate y estaurolita, así como esquistos grafíticos y rocas de silicatos cálcicos.

The units defined for the La Bella Group (Fletcher et al., 1979) refer to the Porvenir Formation (Fletcher et al., 1979), made up by mainly quartzitic arenaceous metasediments and calcic silicate bands, derived from the dynamothermal metamorphism of the argillaceous and dolomitic sediments. Fletcher (1979, p. 12) suggests a transition of the metasamites to biotite granitic paragneisses. The Quiser Formation (Fletcher et al., 1979) follows, represented by an alternated succession of muscovite, biotite and amphibol schists. South of Estancia El Prado, this unit contains marine environment ferrous silicate horizons. Finally, the Dolorida Formation (Fletcher et al., 1979) is present. It is made up by semipellitic schists with plenty of quartz and muscovite, a minor portion of biotite, garnet and staurolite, as well as graphitic schists and calc-silicate rocks.

Conforme se indicó líneas arriba, la posición estratigráfica del Grupo La Bella es tema de discusión. Para Fletcher & Litherland (1981) es intermedia entre los complejos. Para López & Bernasconi (1988) pertenece al Supergrupo San Ignacio, y está por encima del Grupo Naranjal. Finalmente, para Adameck et al. (1996), pertenece al Complejo Chiquitanía. En este trabajo se considera una posición intermedia entre los dos grandes complejos.

As indicated above, the stratigraphic position of the La Bella Group is topic of discussion. For Fletcher & Litherland (1981), its position is intermediate between both complexes. For López & Bernasconi (1988), it belongs to the San Ignacio Supergroup, and is placed over the Naranjal Group. Finally, for Adameck et al. (1996), it belongs to the Chiquitanía Complex. This paper takes on an intermediate position between the two big complexes.

También se asignan al Grupo La Bella las formaciones Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) y Zapocoz (Fletcher et al., 1979).

The Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) and Zapocoz (Fletcher et al., 1979) formations are also assigned to the La Bella Group.

CICLO SAN IGNACIO (1600 - 1300 Ma)

SAN IGNACIO CYCLE (1600 - 1300 Ma)

Los afloramientos más extensos del sector boliviano del Cratón de Guaporé están constituidos por las secuencias del Ciclo San Ignacio, referidos tanto a los metasedimentos del sector central y meridional, como a los cuerpos intrusivos de la orogenia, localizados principalmente en el sector septentrional. Durante este ciclo se diferencian dos eventos, el ciclo inferior depositacional (1600-1400 Ma), correspondiente a las extensas e importantes secuencias sedimentarias, metasedimentarias y metamórficas, reunidas en el Supergrupo San Ignacio, y el evento superior

The most extensive outcrops in the Bolivian sector of the Guaporé Craton are made up by the San Ignacio sequences, referring to both, the metasedimentites of the central and meridional sectors, and the intrusive bodies of the orogeny, located mainly in the northern sector. Two events are differentiated in this cycle: the lower depositional cycle (1600–1400 Ma), corresponding to extensive and important sedimentary, metasedimentary and metamorphic sequences, joined in the San Ignacio Supergroup; and the upper orogenic event (1400 to 1280 Ma), pertaining to the San

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orogénico (1400 a 1280 Ma), que corresponde a la Orogenia San Ignacio, cuyos granitoides cubren gran parte del sector septentrional. La diferencia más importante con las rocas del Ciclo Transamazónico es que las rocas del Ciclo San Ignacio fueron afectadas por un metamorfismo de menor grado.

Ignacio Orogeny, the granitoids of which cover great part of the northern sector. The most important difference between the San Ignacio and the Transamazonic Cycle rocks is that the former were affected by a lower degree of metamorphism.

Supergrupo San Ignacio

San Ignacio Supergroup

Entre los 1600 y 1400 Ma se desarrolló en el oriente boliviano una secuencia metamórfica aflorante en el norte y oeste del cratón. Rocas del supergrupo no están presentes hacia el este, es decir en el área de La Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré.

Outcropping to the north and west of the craton, between 1600 and 1400 Ma, a metamorphic sequence developed in eastern Bolivia. Rocks of the Supergroup are absent to the east, that is, in the areas of Las Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré.

Los afloramientos más septentrionales del Supergrupo San Ignacio están desarrollados en el norte en el área de Magdalena - Puerto Villazón, colindantes con el Río Iténez o Guaporé. En este sector se puede observar la siguiente secuencia:

The northernmost outcrops of the San Ignacio Supergroup developed to the north of the Magdalena – Puerto Villazón area, adjacent to the Itenez or Guaporé River. In the sector, the following sequence can be observed:

++ + +++++++ + + OROGENIA + + + SAN IGNACIO + +++++++++++ +++++++++++

SUPERGRUPO SAN IGNACIO

Complejo Granitoide Pensamiento

Tres Picos Padre Eterno San Cristobal Piso Firme Bella Vista

Grupo San Simón

Fm. Bonanza Fm. El Colorado Fm. El Cerrito

Grupo Serranía Martínez

Div. Cerro Azul Div. Paquiosal

Fig. 7.2 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)

Sobre las rocas del Complejo Chiquitanía se disponen dos conjuntos sedimentarios pertenecientes al Supergrupo San Ignacio. El conjunto inferior, de sedimentos marinos someros, es denominado Grupo Serranía Martínez (Pitfield et al., 1983), e integrado por dos divisiones menores: Paquiosal, en la base, y Cerro Azul en el tope.

The sedimentary sets belonging to the San Ignacio Supergroup are laid over rocks of the Chiquitanía Complex. The shallow marine sediment lower set is called Serranía Martínez Group (Pitfield et al., 1983), and is made up by two lower smaller divisions: Paquiosal at the base, and Cerro Azul at the top.

Continúa otro conjunto metasedimentario denominado Grupo San Simón, depositado en un ambiente fluvial a deltaico. Este grupo comprende, de base a tope, a las formaciones El Cerrito, El Colorado y Bonanza, todas ellas nominadas por Pitfield en la obra citada.

The other metasedimentary set follows. It is called the San Simón Group, and was deposited in the fulvial to deltaic environment. From base to top, this group comprises the El Cerrito, El Colorado and Bonanza formations, all named by Pitfield in the work quoted above.

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Posteriormente, se produjeron en el área de Villazón, las intrusiones de granitoides y los efectos dinamotérmicos del Complejo Granitoide Pensamiento, de la Orogenia San Ignacio, cuya actividad y efectos se discutirán a continuación.

In the Villazón area, later on took place the granitoid intrusions and the dynamothermal effects of the Pensamiento Granitoid Complex, of the San Ignacio Orogeny. The activity and effects of the latter will be discussed as follows.

Al sur de Puerto Villarroel se encuentra la Serranía de Huanchaca. Aquí el Supergrupo San Ignacio tiene un desarrollo similar, aunque en ese sector se adoptaron nombres locales para los grupos que lo integran. El siguiente cuadro ilustra esta situación:

South of Puerto Villarroel is the Huanchaca Ridge. Here, the San Ignacio Supergroup has a similar development, although in this sector, local names were adopted for the groups that are part of it. This situation is illustrated by the following table:

+ + Orogenia + + + San Ignacio + + Supergrupo San Ignacio


Grupo Dalriada Grupo Primavera

Fig. 7.4 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton) A manera de megaxenolitos (roof pendants) dentro del Complejo de granitoides Pensamiento, afloran los grupos Primavera y Dalriada, que corresponden también a rocas sedimentarias, volcanosedimentarias y metasedimentarias de bajo grado metamórfico.

The Primavera and Dalriada groups outcrop as megaxenoliths within the Pensamiento Granitoid Complex, pertaining also to low metamorphic grade sedimentary, volcanosedimentary, and metasedimentary rocks.

El Grupo Primavera (Litherland et al., 1982) está constituido por una secuencia arcósica, esquistos, cuarcitas y meta-areniscas, incorporados como grandes cuerpos dentro de los granitoides Pensamiento. Por encima, el Grupo Dalriada (Litherland et al., 1982) está formado por metacuarcitas, filitas y metavolcanitas, de bajo grado. La anterior secuencia está afectada por la orogenia sanignaciana.

The Primavera Group (Litherland et al., 1982) is made up by an arkosic sequence, schists, quartzites and meta-sandstones, all incorporated as large bodies withing the Pensamiento granitoids. Above the former, the Dalriada Group (Litherland et al., 1982) is made up by metaquartzites, phyllites and low grade metavolcanites. The sequence above is affected by the San Ignacio Orogeny.

En el área de Concepción, San Javier y San Ramón, sobrepuesto al Complejo Chiquitanía, se presenta el Supergrupo San Ignacio (Litherland et al., 1979), al que inicialmente se le atribuyeron los grupos La Bella (descrita lineas arriba) y Naranjal. En vista de las consideraciones insertas al final de la descripción del Complejo Chiquitanía, acá se describirá solamente el Grupo Naranjal.

In the Concepción, San Javier, and San Ramón area, lying over the Chiquitanía Complex is the San Ignacio Supergroup (Litherland et al., 1979), to which the La Bella (described above) and Naranjal groups were initially attributed. In view of the considerations included at the end of the description of the Chiquitanía Group, only the Naranjal Group will be described in this section.

El Grupo Naranjal (Fletcher et al., 1979) se caracteriza, según el autor del nombre, por una sucesión de sedimentos argiláceos y arenáceos afectados por metamorfísmo de bajo grado, que formó filitas, metasamitas y esquistos. El Grupo Naranjal comprende las siguientes unidades: en la base la Formación Sutó (Fletcher et al., 1979), formada por cuarcitas feldespáticas verdosas alternadas con cuarcitas micáceas, meta-arenitas líticas y filitas grises. La Formación La Honda (Fletcher et al., 1979), constituida por filitas grises o verdosas, con bandas intercaladas de cuarcitas feldespáticas negruzcas y cuarcitas micáceas. Esta unidad contiene horizontes de rocas metavolcánicas, tales como tobas y flujos basálticos, y rocas volcanocásticas. Culmina la secuencia con la Formación Santa Rosa (Fletcher et al., 1979), configurada por

According to the author of its name, the Naranjal Group (Fletcher et al., 1979) features a succession of argillaceous and arenacous sediments that were affected by a low grade metamorphism which formed phyllites, metasamites and schists. The Naranjal Group comprises the following units: at the base, the Sutó Formation (Fletcher et al., 1979), made up by greenish feldspathic quartzites, alternated by micaceous quartzites, lithic meta-arenites and gray phyllites. The La Honda Formation (Fletcher et al., 1979) is made up by gray or greenish phyllites with bands interbedded by blackish feldspathic quartzites and micaceous quartzites. This unit contains metavolcanic rock horizons, such as tuffs and basaltic flows, and volcanoclastic rocks. The sequence ends with the Santa Rosa Formation (Fletcher et al., 1979), which is made up by a series of

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA series de filitas negras de exfoliación fina y frecuente silicificación, que incluye además algunas bandas de anfibolita vinculadas a esquistos muscovíticos.

black phyllites, with fine exfoliation and frequent silicification, it also includes some amphibolite bands, linked to muscovitic schists.

En el área de San Ramón (Adameck et al., 1996), el Grupo Naranjal tiene una conformación ligeramente diferente. Está constituido por nueve unidades: una cuarcita basal (Formación San Pablo); seguida por las metatobas bandeadas de la Formación Taporo; una tufita-filita máfica; volcanitas félsicas; prosiguen filitas negras de la Formación Santa Rosa; continúan filitas a volcanitas máficas; cuarcitas y riolitas; volcanitas máficas a filitas; metavolcanitas riolíticas de la Formación Guapomó, y culmina con filitas y tufitas félsicas.

In the San Ramón area (Adameck et al., 1996), the Naranjal Group has a slightly different composition. It is made up by nine units: a basal quartzite (San Pablo Formation), followed by the banded metatuffs of the Taporo Formation; a mafic tuffite-phyllite; felsic volcanites; continuing with the black phyllites of the Santa Rosa Formation; followed by the phyllites to mafic volcanites; quartzites and rhyolites; mafic volcanites to phyllites; rhyolitic metavolcanites of the Guapomó Formation, and ending with felsic phyllites and tuffites.

En la parte más alta del supergrupo, en la región de San Ramón, se ubica la Sucesión Aguas Calientes (Adameck et al., 1996), en la que se reconocieron dos unidades, esquistos y anfibolitas, y las meta-turbiditas de la Formación San José Obrero.

In the San Ramón region, the Aguas Calientes Succession (Adameck et al., 1996) is located at the Supergroup’s highest part, where two units were recognized: schists and amphibolites, and the meta-turbidites of the San José Obrero Formation.

Finalmente, en el área de San Ignacio de Velasco, el Supergrupo San Ignacio está representado por las formaciones: San Rafael, Motacú, Suponema y Los Patos (Litherland et al., 1979).

Finally, in the San Ignacio de Velasco area, the San Ignacio Supergroup is represented by the San Rafael, Motacú, Suponema and Los Patos formations (Litherland et al., 1979).

En el borde sureste del Cratón de Guaporé (área de San José de Chiquitos, Santo Corazón, Roboré y Rincón del Tigre) no afloran rocas del Supergrupo San Ignacio.

No rocks of the San Ignacio Supergroup outcrop on the Guaporé Craton’s southeastern border (area of San José de Chiquitos, Santo Corazón, Roboré and Rincón del Tigre).

Orogenia San Ignacio

San Ignacio Orogeny

Como conclusión del Ciclo San Ignacio, entre los 1400 y 1280 Ma, se desarrolló un importante evento ígneo, que corresponde a la primera orogenia documentada en Bolivia, caracterizada por el emplazamiento e intrusión de cuerpos granitoides, complejos granofíricos y otras manifestaciones magmáticas. Los más importantes ejemplos de esta actividad intrusiva son los siguientes.

As an end to the San Ignacio Cycle, between 1400 and 1280 Ma, an important igneous event took place, corresponding to the first orogeny documented in Bolivia. It features the bedding and intrusion of granitoid bodies, granophyric complexes, and other magmatic manifestations. The most important examples of this intrusive activity are the following:

En el área de Puerto Villazón (norte del cratón), luego del depósito de los metasedimentos del Grupo San Simón, y a partir de los 1400 Ma, como se indicó líneas arriba, sobrevino la actividad plutónica y la deformación dinamotérmica producida por la orogenia San Ignacio.

As indicated above, after the deposition of the metasediments of the San Simón Group, and starting at 1400 Ma, plutonic activity and dynamothermal deformation produced by the San Ignacio Orogeny took place in the Puerto Villazón area (north of the craton).

Todos estos cuerpos granitoides fueron agrupados dentro del Complejo Granitoide Pensamiento (Litherland & Klinck, 1981), en el que se reconocieron cinco cuerpos diferentes: La suite del microgranito foliado Bella Vista, la suite del granófiro Piso Firme, el metagranito San Cristobal, el granito Padre Eterno y la suite del granito Tres Picos.

All these granitoid bodies were grouped within the Pensamiento Granitoid Group (Litherland & Klinck, 1981). Five different bodies were distinguished in this complex: the Bella Vista foliated microgranite suite, the Piso Firme granophyre suite, the San Cristobal metagranite, the Padre Eterno granite, and the Tres Picos granite suite.

El Complejo Pensamiento tiene el mayor desarrollo áreal de los granitoides de la Orogenia San Ignacio. Alcanza la Serranía de Huanchaca, y más al sur hasta el paralelo 15º 30’.

The Pensamiento Complex holds the largest area development of the San Ignacio Orogeny granitoids. It encompasses the Huanchaca Range, and further south, it reaches the 15º 30’ parallel.

En el área de San Ignacio de Velasco, las rocas granitoides y migmatitas pueden ser divididas en dos amplios grupos cronológicos: el temprano y el tardío (Litherland et al., 1979). El grupo “temprano” define a aquellos relacionados esencialmente con las fases de deformación Di1 y Di2 que son eventos estructurales “preSunsas” (pre-1.300 Ma). Los granitoides y migmatitas “tardíos” están relacionados con las fases de deformación Di3 y Di4 (1.050 –

In the San Ignacio de Velasco area, the granitoid and migmatic rocks can be divided into two wide chronological groups: late and early (Litherland et al., 1979). The “early” group refers to all of those that are esentially related to the Di1 and Di2 deformation phases, which are the ”Pre-Sunsás” structural events (before 1300 Ma). The “late” granitoids and migmatites are related to the Di3 and Di4 (1.050 – 950 Ma) deformation phases. Another example of

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950 Ma). Otro ejemplo de la etapa temprana constituye el Granito Cañón Colina. Como ejemplo de la etapa tardía se cuenta con los plutones de Metagranito San Rafael y Espíritu, y los granitos anatécticos de Motacucito y Santa Catalina.

the early stage is the Cañón Colina Granite. As example for the late stage, the plutons of the San Rafael and Espíritu Metagranite, and the anatectic granites of Motacucito and Santa Catalina can be quoted.

En el área de Santo Corazón - Serranía Los Tajibos fueron emplazados durante esta orogenia los siguientes cuerpos granitoides: Porfiroclástico, Lucma, Tauca, Correreca, e intrusiones máficas de anfibolitas (Curro et al., 1997, en prensa).

In the Santo Corazón–Los Tajibos Range area, the following granitoid bodies were embedded during this orogeny: Porphyroclastic, Lucma, Tauca, Correreca, and mafic amphibolite intrusions (Curro et al., 1997, in press).

En el área de San José - San Diablo, son atribuidos a esta orogenia los granitoides Colmena, Tauca, Ataito, San Pablo, así como pequeñas intrusiones máficas (Landívar et al., en prensa).

In the San José – San Diablo area, the Colmena, Tauca, Ataito, and San Pablo granitoids, as well as small mafic intrusions are attributed to this orogeny (Landívar et al., in press).

La explicación sobre este evento contenida en el Mapa del Precámbrico de 1983, es ilustrativa de las deformaciones producidas, por lo que se la transcribe a continuación: “Este evento tectono-metamórfico estableció esencialmente el patrón de división de las mayores unidades de roca del área: las superunidades del Basamento Metamórfico y el amplio emplazamiento de los granitos. Han sido establecidas dos fases mayores de deformación penetrativa acompañada por metamorfismo regional de bajo a alto grado. El evento Do2 de rumbo N a NE involucró plegamiento vertical con recumbencia en el NE. Fue acompañado por amplia migmatización y probablemente estableció isogrados casi horizontales posteriormente plegados por Do3, por lo que las granulitas, gneises y esquistos conforman los anticlinorios, las regiones de los flancos y los sinclinorios de Do3 respectivamente. El plegamiento Do3, esencialmente vertical y de rumbo general NO, fue acompañado por la generación de granitos sin-cinemáticos de megacristales de feldespato potásico datados a ca 1,350 Ma, especialmente en el norte, donde el extensivo desarrollo de los granitos podría representar un manto batolítico enraizado en el sud en gneises y granulitas de alto grado, y techado en el norte por esquistos de bajo grado. También fueron formados complejos granofíricos de más alto nivel e intrusiones máficas menores. Do3 fue seguida por fases de deformación no penetrativa las cuales controlaron en cierto grado el remplazamiento de los granitoides tardios y post-cinemáticos, de edad ca 1,300 Ma, que comprenden plutones graníticos de alto nivel con xenolitos tonalíticos, y en un sector, un complejo alcalino bandeado en el cual las nordmarkitas exponen estructuras de estratificación cruzada. Es probable que el Orógeno San Ignacio se extienda dentro del Brasil hasta una línea de rumbo NO por Pimenta Bueno. Al NE de esta lineas, ocurren secuencias supracorticales relativamente no perturbadas datadas en ca 1,600 Ma y cortadas por granitos anorogénicos de ca 1,300 Ma.”

The explanation of this event contained in the 1983 Pre-Cambrian Map illustrates the deformations that were produced; thus, the following section is transcribed: “Esentially, this tectonic metamorphic event established the division pattern of the largest rock units in the area: the superunits of the Metamorphic Basement and the extensive bedding of the granites. Two major penetrative deformation phases accompanied by low to high grade regional metamorphism have been established. With a N to NE trend, the Do2 involved vertical folding with recumbence in the NE. It was accompanied by an extensive migmatization and it likely established almost horizontal isogrades that were later folded by Do3. Thus, the granulites, gneisses and schists make up the anticlinoria, the flank regions and the sinclinoria of Do3, respectively. The Do3 fold is esentially vetical and ahs a general NO trend. It was accompanied by the generation of syn-kinematic granites of potasic feldspar megacrystals, dated at c. 1,350 Ma, particularly to the north, where the granites’ extensive development could represent a batolitic mantle, rooted south in the gneisses and high grade granulites, and covered north by low grade schists. In addition, higher level granophyric and minor mafic intrusions were also formed. Do3 was followed by non-penetrative deformation phases which, to some extent, controlled the re-emplacement of late and post-kinematic granitoids. With an age of c. 1,300 Ma, these granitoids comprise high level granitic plutons with tonalitic xenoliths, and in one sector, a banded alkaline complex in which the nordmarkites display crossbedding structures. In Brazil, it is likely that the San Ignacio Orogen extends up to a NO trend line in the Pimienta Bueno area. NE of these lines, there are relatively undisturbed supracortical sequences dated at c. 1,600 Ma, and sheared by anorogenic granites of c. 1,300 Ma.”

CICLO SUNSAS (1280 - 900 Ma)

SUNSAS CYCLE (1280 - 900 Ma)

Al igual que el anterior ciclo, está diferenciado en dos grandes eventos, el primero de carácter sedimentario y el segundo, orogénico. Las rocas del primer evento fueron depositadas por ríos provenientes del norte, sobre la superficie peneplanizada del Orógeno San Ignacio. El segundo evento, al final del ciclo (entre los 1000 y 900 Ma), produjo el emplazamiento de granitoides y otras rocas ígneas, así como alteraciones producidas por metamorfismo.

Just like the previous cycle, this cycle is separated into two large events: the nature of the first event is sedimentary, and orogenic in the case of the second one. The rocks of the first event were deposited by the rivers coming from the north, on a peneplanated surface of the San Ignacio Orogen. At the end of the cycle (between 1000 and 900 Ma), the second event caused the emplacement of granitoids and other igneous rocks, as well as alterations brought on by metamorphism.

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El primer evento de este ciclo, producido entre los 1280 y 1000 Ma, está representado principalmente por las secuencias sedimentarias pertenecientes a los grupos Huanchaca, Sunsás, Vibosi y Tajibos.

The first event in this cycle, which occurred between 1280 and 1000 Ma, is represented mainly by the sedimentary sequences that belong to the Huanchaca, Sunsás, Vibosi and Tajibos groups.

En el sector norte, en la Serranía de Huanchaca, en discordancia sobre las rocas previas del Ciclo San Ignacio (grupos Primavera y Dalriada, y Complejo Pensamiento), se desarrolla otra unidad de ambiente aluvial y deltaico, equivalente al Grupo Sunsás del sur, que toma el nombre de la serranía homónima. El Grupo Huanchaca (Ahlfeld, 1946) está integrado de base a tope por las formaciones Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas y Río Verde.

In the northern sector, in the Huanchaca Range, another unit develops in unconformity over the prior rocks of the San Ignacio Cycle (Primavera and Dalriada groups, and Pensamiento Complex). It is an alluvial and deltaic environment unit, equivalent to the Sunsás Group in the south, taking on the name of the homonymous ridge. From base to top, the Huanchaca Group (Ahlfeld, 1946) is made up by the Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas and Río Verde formations.

La unidad basal, la Formación Arco Iris (Litherland et al., 1982), está constituida por areniscas con intercalaciones de conglomerados y lutitas; la Formación Buena Vista (Litherland et al., 1982), por areniscas con estratificación cruzada tabular-planar; y la Formación Cuatro Carpas (Litherland et al., 1982), formada por cuarcitas intercaladas por delgados niveles de conglomerados. Finalmente, el Grupo Huanchaca concluye con la Formación Río Verde (Litherland et al., 1982), que representa una alternancia de lutitas y cuarcitas.

The basal unit, the Arco Iris Formation (Litherland et al., 1982), is made up by sandstones with conglomerate and shale interbedding; the Buena Vista Formation (Litherland et al., 1982) is made up by sandstones with tabular-plane crossbedding; and the Cuatro Carpas Formation (Litherland et al., 1982), by quartzites interbedded by thin conglomerate levels. Finally, the Huanchaca Group ends with the Río Verde Formation (Litherland et al., 1982) which represents a shale and quartzite alternation.

El Grupo Sunsás (Oviedo & Justiniano, 1967) fue definido en la serranía del mismo nombre. El Grupo Sunsás está compuesto de cuarcitas, areniscas, lutitas y conglomerados oligomícticos de cuarzo, de 1.000 a 6.000 m de espesor, depositados por ríos maduros fluyendo al sud después de la peneplanización del Orógeno San Ignacio.

The Sunsás Group (Oviedo & Justiniano, 1967) was defined in the range of the same name. The Sunsás Group is made up by quartzites, sandstones, shale and oligomictic quartz conglomerates, 1000 to 6000 m thick, which deposited by the mature rivers flowing south after the peneplanation of the San Ignacio Orogen.

En la región de Concepción, San Javier y San Ramón, el Grupo Sunsás está constituido por las siguientes unidades, de base a tope: Formación Cachuela (López & Bernasconi, 1989), unidad metasedimentaria con horizontes volcanoclásticos interestratificados hacia el tope de la secuencia; por encima, la Formación Tusequis (Matos & Jacobs, 1994), secuencia clástica en la base y volcano sedimentaria en la parte superior, formada por conglomerado basal, areniscas y lavas. La secuencia del Grupo Sunsás continúa con la Sucesión Los Tajibos (Hess, 1960), integrada por las formaciones Zapocoz, Laguna y León. Adameck et al. (1996) prefieren denominar a estas rocas con el nombre informal de “Sucesión Los Tajibos”. La unidad basal, Formación Zapocoz (Fletcher et al, 1979), está constituida por metaconglomerados, areniscas cuarcíticas y arcósicas. La Formación Laguna (Fletcher et al, 1979), por esquistos micáceos y esquistos grafíticos, y finalmente la Formación León (Fletcher et al, 1979), por cuarcitas micáceas, meta-arcosas y esquistos cuarzo-micáceos.

In the Concepción, San Javier and San Ramón area, from base to top, the Sunsás Group is made up by the following units: the Cachuela Formation (López & Bernasconi, 1989), a metasedimentary unit with interbedded volcanoclastic horizons towards the top of the sequence; over the preceding unit, the Tusequis Formation (Matos & Jacobs, 1994), is a clastic sequence at the base, and volcanosedimentary at the top, made up by basal conglomerate, sandstones and lavas. The Sunsás Group sequence continues with the Los Tajibos Succession (Hess, 1960), made up by the Zapocoz, Laguna and León formations. Adameck et al. (1996) prefer to call these rocks by the informal name of “Los Tajibos Succession.” The basal unit, the Zapocoz Formation (Fletcher et al, 1979), is made up by metaconglomerates, and quartzitic and arkosic sandstones. The Laguna Formation (Fletcher et al, 1979) is made up by micaceous and graphitic schists, and finally, the León Formation (Fletcher et al, 1979), by micaceous quartzites, meta-arkoses and quartz-micaceous schists.

El Grupo Vibosi (Fletcher & Aguilera, 1978) corresponde a una secuencia de areniscas y arcosas de aproximadamente 2000 m de espesor, que supuestamente sobreyace en discordancia al Grupo Sunsás en el SE del área. Está constituido, de base a tope, por las siguientes unidades: Formación Santa Isabel (Fletcher & Aguilera, 1978), Formación San Marcos (Fletcher & Aguilera, 1978) y por la Formación Santo Colombo (Mitchell et al., 1979).

The Vibosi Group (Fletcher & Aguilera, 1978) refers to a sequence of sandstones and arkoses, approximately 2000 m thick, assumed to lie in unconformity over the Sunsás Group, SE of the area. From base to top, it is made up by the following units: the Santa Isabel Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), the San Marcos Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), and the Santo Colombo Formation (Mitchell et al., 1979).

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En la región de Las Petas – San Matías, el Grupo Sunsás tiene la siguiente conformación (de base a tope) : Formación El Puquío (Pitfield et al., 1979), Formación El Elución (Pitfield et al., 1979), y por arriba la Formación Cabecera (Pitfield et al., 1979). Concluye este ciclo en la zona con las rocas de la Sucesión El Encanto.

In the Las Petas – San Matías region, the Sunsás Group has the following configuration (from base to top): the El Puquío Formation (Pitfield et al., 1979), the El Elución Formation (Pitfield et al., 1979), and over the above, the Cabecera Formation (Pitfield et al., 1979). In the area, this cycle ends with the rocks of the El Encanto Succession.

En el área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, el Grupo Sunsás está constituido, de base a tope, por las formaciones Guapama (Mitchell et al., 1979), conglomerados oligomícticos con matriz limosa y esquistosa, Tacuaral (Curro et al., 1995), esquistos arenosos, biotíticos, con delgadas intercalaciones de meta-areniscas y filita negra, Peñasco (Curro et al.,1995), cuarcitas de grano fino, color gris claro y meta-areniscas, y Guanaco (Curro et al., 1995), filitas con abundante granate y muscovita.

In the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, from base to top, the Sunsás Group is made up by the Guapama Formation (Mitchell et al., 1979), of oligomictic conglomerates with a silty and schistose matrix; the Tacuaral Formation (Curro et al., 1995), of arenacous, biotitic schists with thin meta-sandstone and black phyllite interbedding; the Peñasco Formation (Curro et al., 1995), of fine grained light gray quartzites and metasandstones; and the Guanaco Formation (Curro et al., 1995), of phyllites with abundant garnet and muscovite.

Orogenia Sunsás

The Sunsás Orogeny

Casi al final del ciclo, hacia los 1000 Ma, tiene lugar un nuevo evento ígneo que continúa hasta los 900 Ma aproximadamente. Corresponde a la Orogenia Sunsás, que emplaza nuevos cuerpos intrusivos, que modifica y altera las rocas previas. Con este evento orogénico concluye el Ciclo Sunsás. Este proceso ígneo produjo el emplazamiento de granitoides como los complejos de Rincón del Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita, Manantial, El Cedro, y otros grandes cuerpos magmáticos.

Almost at the end of the cycle, towards 1000 Ma, a new igneous event took place, running approximately into 900 Ma. This refers to the Sunsás Orogeny, which emplace new intrusive bodies modifying and altering the previous rocks. The Sunsás Cycle ends with this orogenic event. This igneous process produced the emplacement of granitoids such as the Rincón del Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita, Manantial, El Cedro and other large magmatic bodies.

Describir a todos estos complejos de rocas ígneas, gabros, dioritas, granitos, granodioritas, diques de pegmatitas y vetas de cuarzo, ocuparía una monografía completa. Para ilustrar el evento, y a modo de ejemplo, sólo se referirá el más conocido de ellos, el Complejo ígneo Rincón del Tigre (Webb et al., 1976), que corresponde a una estructura de 62 km de logitud y 26 km de ancho, con un suave plegamiento de dirección NW-SE y un espesor superior a los 3000 m. La intrusión no está metamorfizada y tiene una secuencia, de base a tope, formada por dunita, broncita, norita, gabro toleítico, y granófido. Siguiendo a Annels et al. (1981): “Las texturas ígneas indican que las zonas ultramáficas y máficas se han diferenciado por procesos de asentamiento de cristales después de varias inyecciones de magma básico. El granófido se cree que ha sido formado por la fundición de la parte o techo superior de las rocas arcósicas y posterior hibridación menor por líquidos gábricos. Las rocas por encima del granófido han sufrido un notable metamorfísmo de contacto.”

It would take an entire monograph to describe of all these complexes of igneous rocks, gabbros, diorites, granites, granodiorites, pegmatite dikes, and quartz veins. As an example and to illustrate the event, this section will focus only on the best known of them, the Rincón del Tigre Igneous Complex (Webb et al., 1976), which refers to a 62 km long and 26 km wide structure, with soft NW-SE trend folding, and a thickness exceeding 3000 m. The intrusion is not metamorphized, and from base to top, the sequence is made up by dunite, bronzite, norite, tholeitic gabbro and granophyd. After Annels et al. (1981): “The igneous textures indicate that the ultramafic and mafic areas have been differentiated by crystal settleing processes, after several injections of basic magma. The granophyd is believed to have formed by the melting of the upper part or roof of the arkosic rocks, and the ensuing minor hybridation by gabbric liquids. Over the granophyd, the rocks have suffered a remarkable contact metamorphism.”

La relación efectuada en la leyenda del Mapa del Precámbrico de 1983, describe esta orogenia como sigue: “La Orogenia Sunsás, datada en ca 1,000 a 950 Ma, estuvo confinada a las fajas Sunsás y Aguapei. El terreno entre estas fajas, el Cratón de Paraguá, permaneció estable, como lo atestigua la meseta de la Serranía de Huanchaca, con estratos prácticamente horizontales del Grupo Sunsás. La Faja Sunsás, paralela al Orógeno San Ignacio, está segmentada por una serie de mayores zonas de cizalla curvilineares, a veces miloníticas. Dentro de la faja, el Grupo Sunsás ha sido afectado por varias fases de deformación, produciendo en algunos lugares refoliación de los esquistos infrayacentes, acompañados por metamorfismo hasta el grano medio. Los gneises y

The relation of the legend on the 1983 Pre-Cambrian Map describes this orogeny as follows: “The Sunsás Orogeny, dated at c. 1000 to 950 Ma, was confined to the Sunsás and Aguapei belts. The land between these belts, the Paraguá Craton, remained stable, as evidenced by the Huanchaca Range plain, which has almost horizontal strata of the Sunsás Group. Parallel to the San Ignacio Orogen, the Sunsás Belt is segmented by a series of major curvilinear, sometimes mylonitic, shear zones. Within the Belt, the Sunsás Group has been affected by several deformation phases, causing re-foliation of the underlying schists in some sites, accompanied by a metamorphism up to the medium size grain. The basement’s gneisses and granulites were sheared and

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA granulitas del basamento fueron cizallados y migmatizados junto con la generación de granitos sincinemáticos paralelos a las mayores zonas de cizalla, seguidos por granitos alineados a través de ellos.” “La fase máfica-ultramáfica está representada en Bolivia por el bandeado y diferenciado Complejo Rincón del Tigre, de 3.000 a 4.000 m de espesor. Los intrusivos tholeíticos de la Serranía de Huanchaca con edades K/Ar de ca 900 Ma, y el conjunto de diques doleríticos Marrimia cerca de San Ignacio, probablemente pertenecen a esta fase.”

migmatized, together with the generation of synkinematic granites parallel to the major shear areas, and followed by granites that are aligned accross them.” “In Bolivia, the mafic–ultramafic phase is represented by the 3000 to 4000 m thick, banded and differentiated Rincón del Tigre Complex. With K/Ar ages of c. 900 Ma, the tholeitic instrusives of the Huanchaca Range and the Marrimia doleritic dike set, near San Ignacio, probably belong to this phase.”

CICLO BRASILIANO (900 - 500 Ma)

BRAZILIAN CYCLE (900 - 500 Ma)

Restringidos a la región de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, en discordancia sobre la secuencia deformada por la Orogenia Sunsás, se asientan los sedimentos clásticos gruesos del Ciclo Brasiliano. Rocas de este ciclo no están presentes en el norte (Magdalena, Huanchaca), ni en la parte oeste y central (Concepción, San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco y La PetasSan Matías), con excepción de una secuencia arenosa atribuida a la Formación Piococa en el área de Concepción.

Restricted to the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, the coarse clastic sediments of the Brazilian Cycle settle in unconformity over the sequence deformed by the Sunsás Orogeny. This cycle’s rocks are absent in the north (Magdalena, Huanchaca), as well as in the western and central parts (Concepción, San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco, and Las Petas – San Matías), with the exception of an arenacous attributed to the Piococa Formation in the Concepción area.

Estos sedimentos están constituidos principalmente por conglomerados, diamictitas, areniscas arcósicas, y rocas pelíticas y carbonáticas.

These sediments are made up mainly by conglomerates, diamictites, arkosic sandstones, and pellitic and cabonatic rocks.

Las rocas de este ciclo están reunidas en tres grupos. La secuencia más antigua corresponde al Grupo Boquí, siguen las rocas del Grupo Tucavaca y concluyen las secuencias carbonáticas de la Formación Murciélago. Estas estructuras tienen una orientación WNW.

This cycle’s rocks are clustered in three groups. The oldest sequence pertains to the Boquí Group, followed by the Tucavaca Group, and finally the carbonatic sequences of the Murciélago Formation. These structures have a WNW orientation.

CICLO

GRUPO -

BRASILIANO

Tucavaca

Boquí

FORMACION Murciélago Pesenema Bocamina Pororó Cuarrí

Piococa Motacú Pacobillo

Cahama Colmena San Francisco

Fig. 7.5 Cuadro estratigráfico del Ciclo Brasiliano (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of Brasilian Cycle (Guaporé Craton) El Grupo Boquí (Mitchell et al., 1979) es una unidad restringida al área de Santo Corazón. Está constituida por areniscas arcósicas, conglomerados polimícticos, alternancia de areniscas limolitas y delgadas calizas, así como de diamictitas intercaladas por areniscas y limolitas. Este grupo está dividido, de base a tope, en las siguientes unidades. Se inicia con la Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967), que corresponde a un potente conglomerado polimíctico con clastos de cuarzo, cuarcita, granito y anfibolita, con

The Boquí Group (Mitchell et al., 1979) is a unit that is restricted to the Santo Corazón area. It is made up by arkosic sandstones, polymictic conglomerates, alternation of sandstones, siltstones and thin limestones, as well as by diamictites interbedded by sandstones and siltstones. From base to top, this group is divided into the following units. It starts with the San Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967), a potent polymictic conglomerate with quartz, quartzite, granite and amphibolite clasts, and some

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algunas intercalaciones de areniscas. Son abundantes las rocas bandeadas de hierro hematítico, de enorme interés económico. Por su parte la Formación Colmena (Litherland et al., 1986) consiste de una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas. Finalmente, la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979), que representa a un conglomerado o diamictita, con clastos más pequeños que los de la Formación Colmena, es una unidad pobremente estratificada. En la parte superior se presentan delgados niveles de areniscas arcósicas.

sandstone interbedding. The banded hematitic iron rocks are abundant and of great economic interest. On the other hand, the Colmena Formation (Litherland et al., 1986) consists of an alternation of sandstones, siltstones and thin limestones. Finally, the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979) represents a conglomerate or diamictite, with smaller clasts than those in the Colmena Formation. This unit is poorly bedded. The upper part displays thin arkosic sandstone levels.

El Ciclo Brasiliano prosigue con el depósito de una secuencia sedimentaria marina, no fosilífera, formada por rocas carbonáticas en la base, clástica gruesa en la parte media y predominantemente pelítica en la parte superior. Esta secuencia fue reunida por Hess (1959) bajo el nombre de Grupo Tucavaca. Este conjunto, de rumbo preferente WNW, se dispone de forma discordante, tanto sobre el basamento neísico como de los conglomerados del Grupo Boquí. En el sector de San José de Chiquitos–San Diablo, se diferenciaron las formaciones Pororó, Piococa y Pesenema, mientras que en el área de Santo Corazón–Serranía Los Tajibos sólo se reconocen las dos últimas.

The Brazilian Cycle continues with the deposit of a nonfossiliferous marine sedimentary sequence, formed at the base by carbonatic rocks; it is coarsely clastic in the middle portion, and mainly pellitic in the upper part. This sequence was clustered by Hess (1959) under the name of Tucavaca Group. With preferably WNW trend, this set is laid out in unconformity over both, the gneissic basement and the conglomerates of the Boquí Group. In the San José de Chiquitos – San Diablo area, the Pororó, Piococa and Pesenema formations were differentiated, while in the Santo Corazón – Los Tajibos area, only the last two formations are recognized.

Si bien se reconocen otras formaciones en este grupo, como Cuarri, Motacú, Bocamina, etc., en este análisis sólo se considerarán las definidas por Hess.

Although other formations are recognized within this group, such as the Cuarri, Motacú, Bocamina, among others, this analysis will only consider those defined by Hess.

La Formación Pororó (Hess, 1960), de aproximadamente 100 m de espesor, está formada por brechas en la base, y una secuencia dolomítica en la parte superior. La Formación Piococa (Hess, 1960) está formada por rocas clásticas gruesas, diamictitas, conglomerados y areniscas arcósicas. Los clastos de esta formación están constituidos principalmente por rodados de rocas ígneas y metamórficas de los ciclos previos.

With a thickness of approximately 100 m, at the base, the Pororó Formation (Hess, 1960) is made up by breccias, and by a dolomitic sequence in the upper part. The Piococa Formation (Hess, 1960) is made up by coarse clastic rocks, diamictites, conglomerates and arkosic sandstones. In this formation, the clasts are constituted mainly by metamorphic and igneous rock boulders from the previous cycles.

Finalmente, la secuencia del Grupo Tucavaca concluye con una unidad pelítica, la Formación Pesenema (Hess, 1960), constituida principalmente por lutitas bandeadas, físiles, y fangolitas. Estos sedimentos finos están intercalados por algunos lentes de areniscas arcósicas y conglomerados

Finally, the Tucavaca Group sequence ends with a pellitic unit, the Pesenema Formation (Hess, 1960), made up mainly by banded fissil shale and mudstones. These fine sediments are interbedded by some arkosic sandstone lenses and conglomerates.

De forma restringida al área sureste del Cratón de Guaporé, el Ciclo Brasiliano concluye con los sedimentos depositados en una plataforma carbonatada: las rocas de la Formación Murciélago (Serie de Murciélago de Meave del Castillo et al, 1971). Estas rocas corresponden a calizas arrecifales y no arrecifales (Aguilera, 1994), tienen una amplia extensión areal tanto en territorio boliviano como brasilero, y sobreyacen discordantemente a los sedimentos del Grupo Boquí. Los últimos hallazgos de restos fósiles, en rocas equivalentes de Brasil, permiten asignar estas rocas al Cámbrico inferior (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug, 1985).

Restricted to the area southeast of the Guaporé Craton, the Brazilian Cycle ends with the sediments deposited in a carbonated shelf: the rocks of the Murciélago Formation (Murciélago Series of Meave del Castillo et al, 1971). These rocks pertain to reef and non-reef limestones (Aguilera, 1944). Their area extension is wide in both, Bolivian and Brazilian territory, and they lie in unconformity over the sediments of the Boquí Group. The latest fossil remanent findings in equivalent Brazilian rocks, enable to assigne these rocks to the Lower Cambrian (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug, 1985).

Sobre los carbonatos de la Formación Murciélago se asientan las secuencias del Grupo Santiago (Barbosa, 1949) que pertenecen al Ciclo Cordillerano. Estas rocas están descritas en el capítulo correspondiente a las Sierras y Llanura Chiquitana (p. 115-116), así como las del Ciclo Andino (Portón y siguientes) (p. 117-118).

Belonging to the Cordilleran Cycle, the sequences of the Santiago Group (Barbosa, 1949) settle over the carbonates of the Murciélago Formation. These rocks, as well as those of the Andean Cycle (Portón and the following), are described in the chapter corresponding to the Chiquitos Ranges and Plain (p. 115-116 and 117118).

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Orogenia Brasiliana

Brazilian Orogeny

Varios cuerpos ígneos son atribuidos a una actividad orogénica brasiliana, aunque su actividad no tuvo la magnitud e importancia de las anteriores orogenias (San Ignacio y Sunsás), e incluso existen dudas que las edades obtenidas no reflejen la verdadera edad de la roca. Un ejemplo de esta actividad está reflejada en el enjambre de diques de dolerita de composición gabroica Marrimia, restringidos a la parte meridional del cratón (597 Ma).

Several igneous bodies have been attributed to a Brazilian orogenic activity, although their activity did not have the magnitude nor the importance of the preceding orogenies (San Ignacio and Sunsás). There are even doubts as to whether the ages obtained reflect the actual age of the rock. An example of this activity is reflected in the gabbroic composition Marrimia dolerite dike swarm, which is restricted to the meridional part of the craton (597 Ma).

Recursos minerales

Mineral Resources

Según la leyenda del Mapa Geológico del Area del Proyecto Precámbrico (1976-83), “La más antigua (presencia) mostrada en el mapa es el horizonte grafítico en la Faja de Esquistos de San Ignacio. Oro fue concentrado en venas de cuarzo intruyendo las fajas de esquisto durante la Orogenia San Ignacio. Concentraciones secundarias en aluvio Cuaternario (formaron concentraciones) en pequeña escala. Venas ricas en manganeso están presentes en Serranía San Simón. Columbita-tantalita, berilo y grandes placas de muscovita se encuentran en algunas pegmatitas que fueron intruidas durante la Orogenia Sunsás en las fajas de esquistros del Supergrupo San Ignacio dentro de los límites del Orógeno. La meteorización posterior en ellas produjo reservas sustanciales de caolín. En las mismas pegmatitas, en el área de Ascención de Guarayos, se encuentra casiterita y depósitos aluviales derivados. Bandas de gabro magnetito-cuprífero trazables por más de 10 km conteniendo bornita y calcosina fueron formadas en el Complejo Rincón del Tigre durante la misma orogenia. En el Ciclo Brasiliano, cuerpos estratiformes de manganeso-hierro fueron desarrollados en el Grupo Boquí, y depósitos de amatista/citrino de alta calidad, fueron producidos en zonas de silicificación a lo largo de fallas mayores cortando (la Formación) Murciélago. La pequeña mineralización cuprífera cercana a la discordancia del Grupo Tucavaca en las proximidades de San José, está provisionalmente asignada a este ciclo. El Complejo Carbonático Mesozoico del Cerro Manomó contiene concentraciones de uranio, torio, tierras raras, niobio y fosfatos, mientras que la mineralización de manganeso, ocurre en un filón silíceo de la Serranía Huanchaca. Ciclos de erosión terciarios han producido concentraciones secundarias de niquel sobre rocas ultramáficas del Complejo Rincón del Tigre. No se muestran en el mapa la (presencia) de bauxita ferruginosa, cromita, granates tipo piropo de afinidad kimberlítica; las concentraciones de granate, cianita, sillimanita, estaurolita, feldespato y cuarzo, y los recursos de agregados balastro, piedras de construcción, piedras ornamentales y de afilar, arcilla, caliza, arena y grava.”

According to the legend in the Geological Map of the PreCambrian Project Area (1976-83): “The oldest occurrence shown in the map is a graphitic horizon in the San Ignacio Schist Belt. Gold concentrated in the quartz veins, intruding into the schist belts during the San Ignacio Orogeny. Small scale mining of secondary concentrations in a Quaternary alluvium took place. There are rich manganese veins in the San Simón Ridge. Within the Orogen’s boundaries, there is columbite-tantalite, berylium, and large muscovite plates in some of the pegmatites that intruded into the schists of the San Ignacio Supergroup during the Sunsás Orogeny. In them, the subsequent meteorization produced substantial kaolin reserves. In the Ascención de Guarayos area, there is cassiterite and derived alluvial deposits in these same pegmatites. During the same orogeny, magnetite-cupriferous gabbro bands, traceable for over 10 km and containing bornite and calcosine were formed in the Rincón del Tigre Complex. In the Brazilian Cycle, manganese– iron stratiform bodies developed in the Boquí Group, and high quality amethist/citrine deposits were produced in silicification areas along the major faults that shear the Murciélago (Formation). The little cupriferous mineralization near the unconformity of the Tucavaca Group in the San José surroundings, has been temporarily assigned to this cycle. The Mesozoic Carbonatic Complex of Manomó Hill contains concentrations of uranium, thorium, rare earth, niobium, and phosphates, while the manganese mineralization takes place in a siliceous lode in the Huanchaca Range. Tertiary erosion cycles produced secondary concentrations of nickel over the ultramafic rocks of the Rincón del Tigre Complex. The map does not show the occurrences of ferruginous bauxite, chromite, pyrope-type garnet with kimberlitic affinity, the concentations of garnet, cyanite, sillimanite, staurolite, feldspar and quartz, and the aggregate ballast resources, construction rocks, ornamental and sharpening rocks, clay, limestone, sand and gravel.”

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por / by

CARLOS OVIEDO GOMEZ RICARDO MORALES LAVADENZ BERTRAND HEUSCHMIDT VITALIANO MIRANDA ANGLES REINHARD RÖSLING


Capítulo 8

POTENCIAL DE HIDROCARBUROS HYDROCARBON POTENTIAL Carlos Oviedo Gómez (1) & Ricardo Morales Lavadenz (2)

Introducción

Introduction

El presente capítulo es la compilación sucinta de datos emanados de informes inéditos de YPFB, y de trabajos publicados por ésta y otras compañías, cuyo listado se encuentra al final.

This chapter is a succint compilation of data resulting from unpublished YPFB reports and other papers published by YPFB and other companies. A list of such works is included at the end of this chapter.

El objetivo principal, es brindar una explicación resumida sobre el potencial petrolero existente en cada una de las áreas exploratorias regionales definidas en el país. Los capítulos precedentes de esta Memoria, contienen una descripción completa de las provincias geológicas del país, en cuanto a su morfología, tectónica y ciclos sedimentarios, por lo que al referirnos a estos, solo mencionaremos tópicos relevantes y/o complementarios.

The main objective is to provide a summarized explanation of the oil potential that exists in each of the regional exploration areas defined in the country. The preceding chapters in this Memoir contain a complete description of the country’s geological units, in terms of their morphology, tectonics, and sedimentary cycles. Thus, when we refer to these units, we will only mention relevant or complementary topics.

La primera concesión petrolera en el Subandino Sur fue adjudicada en 1867 a dos alemanes, en una región rica en emanaciones de petróleo. Las primeras perforaciones exploratorias fueron realizadas sin éxito por varias compañías entre 1916 a 1921.

In 1867, the first oil concession in the souther Subandean was awarded to two germans, in a region rich in oil emanations. The first exploratory perforations were carried out with no success between 1916 and 1921.

Una exploración sistemática comienza con la llegada de la Standard Oil en 1922, que hegemónicamente trabaja durante 15 años hasta la creación de YPFB en 1936, descubriendo en ese período los campos Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri (1927) y Camatindi (1929).

A systematic exploration starts with the arrival of Standard Oil in 1922. The company worked hegemonically for 15 years, until the creation of YPFB in 1936. During that period, the Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri (1927) and Camatindi (1929) fields were discovered.

La actividad petrolera desarrollada por YPFB cambia de rumbo la política petrolera del país, recibiendo por decreto todas las concesiones de la Standard Oil. Este nuevo período trascurre hasta la aprobación del código Davenport (1955).

Oil-related activities carried out by YPFB changed the direction of oil policies in the country, whereby Standard Oil was awarded all the concessions by means of a decree. This new period lasted until the approval of the Davenport Code (1955).

El nuevo Código del Petróleo (1956), sobre la base del código Davenport, abrió las puertas a la inversión extranjera. Este período es de gran producción, mayormente por la compañía Bolivian Gulf Oil, sin embargo concluye con la nacionalización de ésta (1969), previa anulación del Código del Petróleo en 1968.

On the basis of the Davenport Code, the new Oil Code (1956) opened the doors to foreign investment. This was a period of great production, mostly by Bolivian Gulf Oil; however, it ends with the nationalization of the above company (1969), with prior annulment of the 1968 Oil Code.

---------(1) (2)

Consultor en Geología, Casilla 1124 - Santa Cruz, Bolivia Consultor en Geofísica, Casilla 3122 - Santa Cruz, Bolivia

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Estos hechos marcan una nueva etapa en la historia petrolera con una inicial hegemonía de YPFB por algunos años. Esta situación termina con la promulgación de una nueva Ley de Hidrocarburos (1972), la cual incentiva nuevamente el ingreso al país de compañías petroleras como Unión Oil, Occidental, Phillips, Lone Star, etc. Con el decreto de Capitalización (1997), YPFB se convierte en un ente fiscalizador, traspasando a la empresa privada las áreas de exploración y producción.

These facts marked a new stage in the oil history, with an initial hegemony by YPFB for some years. This situation ends with the promulgation of a new Hydrocarbon Law (1972), which promotes the entry into the country of oil companies such as Union Oil, Occidental, Phillips, Lone Star, etc. With the Capitalization Decree (1997), YPFB turns into an inspection and control entity, transfering the exploration and production areas to private enterprises.

La producción de hidrocarburos estuvo condicionada al mercado internacional del gas natural. Las variaciones entre 1997 y 1999 son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):

The production of hydrocarbons was conditioned by the international market of natural gas. The variations among 1997 and 1999 are the following (YPFB-VPNC,2000):

PRODUCCION

1997

1998

1999

PETROLEO / CONDENSADO (bpd)

32.625

37.799

32.460

GAS NATURAL (mmpcd)

517,1

519,5

484,1

La variación de las reservas de hidrocarburos del país, entre los años 1997 a 2000, son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):

The variation of the country´s hydrocarbons reserves, among the years 1997 to 2000, are the following (YPFB-VPNC, 2000):

RESERVAS DE PETROLEO/CONDENSADO (Millones de barriles) 1997 PROBADAS (P1) PROBABLES (P2) P1 + P2 POSIBLES

(P3)

P1 + P2 + P3

1998

1999

2000

116

142

152

397

85

75

89

295

201

217

241

692

110

44

97

345

311

260

337

1037

RESERVAS DE GAS NATURAL (Billones (1012) de pies cúbicos) 1997

1998

1999

2000

PROBADAS (P1)

3.75

4.16

5.28

18.31

PROBABLES (P2)

1.94

2.46

3.30

13.90

P1 + P2

5.69

6.62

8.58

32.21

POSIBLES (P3)

4.13

3.17

5.47

17.61

P1 + P2 + P3

9.82

9.79

14.05

49.82

146


Aproximadamente 535.000 km2 del territorio nacional (48%), son considerados como áreas con potencial hidrocarburífero. De esta superficie, 124.297 km2 se encuentran en posesión de las empresas privadas, y 410.703 km2 están consideradas como áreas libres, destinadas a futuras adjudicaciones.

Approximately 535,000 km2 of Bolivian territory (48%) are considered as areas with hydrocarbon potential. Out of this surface, 124,297 km2 are in the hands of private companies, and 410,703 km2 are considered as free areas, intended for future concessions.

El desarrollo de las cuencas sedimentarias de importancia petrolera ha estado controlado por los siguientes elementos geotectónicos (Fig. 8.3): Cratón de Guaporé, Macizo Paraguayo o Chaqueño, Macizo Pampeano, Macizo de Arequipa, Alto de Madidi, Alto del Izozog y Alto de Michicola. Los cinco primeros de edad paleoproterozoica y los restantes de edad Jurásico-Neógeno.

The development of sedimentary basins with oil significance has been controlled by the following geotectonic elements (Fig. 8.3): the Guaporé Craton, The Paraguayan or Chaco Massif, the Pampa Massif, the Arequipa Massif, the Madidi Height, the Izozog Height, and the Michicola Height. The first five are of Paleo-Proterozoic age, and the remaining, of Jurassic-Neogene age.

Provincias Geológicas de Bolivia

Geological Provinces of Bolivia

Tomando como base los eventos geológicos comunes, y la similitud de rasgos fisiográficos que caracterizan a las diferentes regiones del país, se establecieron las siguientes provincias geológicas (Fig. 8.2): Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental, Subandino, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal y Cratón de Guaporé.

Taking as basis the common geological events and the similarity of the physiographic features that characterize the different regions in the country, the following geological units were established (Fig. 8.2): Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal plains and Guaporé Craton.

Areas de Exploración

Exploratory Plays

Desde el punto de vista de la exploración hidrocarburífera, se han definido en el país varias áreas de exploración de carácter regional (Fig. 8.1), las que coinciden con algunas provincias geológicas o son parte de ellas. De acuerdo al objetivo de este trabajo, a continuación se describe de manera sucinta el potencial hidrocarburífero correspondiente a cada una de ellas.

From the hydrocarbon exploration point of view, several exploration plays of regional nature have been defined in the country (Fig. 8.1), which coincide with some of the geological units or are part of them. According to this paper’s objective, following is a succint description of the oil potential associated to each of them.

Area Madre de Dios

Madre de Dios Play

Esta área se encuentra ubicada al norte del país (Fig. 8.1), coincide con la provincia geológica del mismo nombre y la cuenca de antepaís Madre de Dios que es la prolongación oriental de su homóloga peruana. En su sector sur, está separada del área exploratoria Beni, por el Alto de Madidi. Su acceso es posible por vía aérea (aeropuerto de Puerto América), o a través de los ríos Madre de Dios, Abuná y Orton. Comprende una superficie aproximada de 61.000 km2.

This area is to the north of the country (Fig. 8.1). It coincides with the geological unit of the same name and with the Madre de Dios foreland basin, which is the eastern extension of its homologue in Peru. In the southern sector, it is separated from the Beni play by the Madidi Height. Access is possible by air (Puerto América airport), or by the Madre de Dios, Abuná and Orton rivers. It comprises a surface area of approximately 61,000 km2.

Esta área cuenta con importantes estudios de prospección aeromagnética, geoquímica y sísmica. La red de líneas sísmicas cubre un 50 % del área. Se perforaron cuatro estructuras (cinco pozos) con buenos indicios de hidrocarburos en los sistemas Devónico y Carbonífero (pozo Pando-X1), véase el Capítulo 5.

Important aeromagnetic, geochemical, and seismic prospecting was carried out it this area. The seismic line network covers 50% of the area. Four structures were bored (five wells), resulting in good indications of hydrocarbons in the Devonian and Carboniferous systems (Pando-X1 well), see Chapter 5.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial de baja altitud y estructuralmente está caracterizada por plegamientos suaves, formando anticlinales de baja amplitud con tendencia de orientación noroeste-sudeste, generados por reactivación moderada de fallas distensivas pre-andinas de basamento. Por interpretación sismoestratigráfica se infiere en la región la presencia de trampas arrecifales y estratigráficas.

Morphologically, this exploratory play corresponds to a low altitude alluvial plain, and structurally features slight folds, forming low amplitude anticlines with a northwest–southeast trend, generated by the moderated jostling of the Pre-Andean distensive basement faults. From the seismostratigraphic interpretation, the presence of reef and stratigraphic traps can be inferred in the region.

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La secuencia estratigráfica en esta área comprende los sistemas Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en las figuras 8.4 a 8.9. La secuencia ordovíciconeógena mencionada, acuña desde el sector oeste, por traslapamiento sobre el basamento hacia el borde de cuenca, y por erosión en diferentes niveles.

In this area, the stratigraphic sequence comprises the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems. The area distribution of the above can be seen in Figures 8.4 through 8.9. The aforementioned Ordovican-Neogene sequence is wedged starting in the western sector by overlapping over the basement near the basin’s border, and by erosion at different levels.

Las características de cuenca cerrada en tres direcciones, y su tectonismo, aunque suavemente plegado, definen a esta área como propicia a la prospección de hidrocarburos, prueba de ello son los trabajos iniciales desarrollados por YPFB y otras compañías.

The feature of basin closed in three of the directions, and its tectonism, though slightly folded, define this area as propicious for hydrocarbon prospecting. The aforementioned is backed by the initial works carried out by YPFB and other companies.

Por análisis de laboratorio de muestras de subsuelo, se determinó en el Devónico y Permocarbonífero la existencia de rocas madre de buena calidad, cuya generación de hidrocarburos ha sido demostrada por el hallazgo de importantes indicios de petróleo y gas, en estos sistemas. Se infiere que la migración es principalmente en sentido lateral, desde la parte profunda de la cuenca hacia su borde, sin descartar la posibilidad de una migración vertical.

Through a lab analysis of subsurface samples, the existence of good quality source rocks was determined during the Devonian and Permian-Carboniferous, the hydrocarbon generation of which has been proved by the finding of important oil and gas indications in those systems. The migration is inferred to be mainly sidewise, from the deep part of the basin towards the border. However, the possibility of vertical migration is not dismissed.

El estudio petrográfico de muestras de pozo determinó buena porosidad y permeabilidad en algunos reservorios arenosos y limolíticos del Devónico y Permocarbonífero. También se consideran como reservorios potenciales las areniscas del Jurásico y Cretácico.

The petrographic study of well samples determined good porosity and permeability in some arenaceous reservoirs and Devonian and Permian-Carboniferous siltstones. The Jurassic and Cretaceous sandstones are also considered as potential reservoirs.

Area Beni

Beni Play

Area exploratoria ubicada en la llanura, entre el Cratón de Guaporé y el Subandino Norte (Fig. 8.1). Tiene una extensión de 89.000 km2, y coincide con la provincia geológica del mismo nombre. Cuenta con accesos terrestre (caminos secun-darios), fluvial (río Beni y Madre de Dios) y aéreo (aeropuerto de Ixiamas).

This exploratory play is located in the plain, between the Guaporé Craton and the North Subandean (Fig. 8.1). It has an extension of 89,000 km2, and coincides with the geological unit of the same name. It is equipped with access by land (secondary roads), river (Beni and Madre de Dios rivers), and air (Ixiamas airport).

En la región se efectuaron trabajos de prospección aeromagnética y sísmica, cuya red de líneas cubre un 40 % del área. En el sur, límite con el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills), se perforaron tres estructuras, habiéndose descubierto hidrocarburos en dos de ellas.

In the region, aeromagnetic and seismic prospecting works were carried out, with a netword of lines covering 40% of the area. To the south, at the boundaries with the Piedmont exploratory play (Boomerang Hills), three structures were bored, and hydrocarbons were found in two of them.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial de poca altitud, caracterizada por numerosos lagos poco profundos, orientados según un sistema de fallas de basamento. En su sector occidental presenta una antefosa (foredeep) que bordea el Subandino Norte, importante por el desarrollo de una secuencia siluro-devónica posible generadora de hidrocarburos. Estructuralmente el área esta caracterizada por plegamientos suaves, formando anticlinales dómicos de baja amplitud, generados por reactivación moderada de fallas pre-andinas de basamento. Sismoestratigráficamente se infieren en la región posibles trampas estratigráficas.

Morphologically, this exploratory play pertains to an alluvial plain of rather low altitude, featured by numerous shallow lakes, which are oriented according to the basement’s fault system. In the western sector, there is a foredeep that borders the North Subandean. The significance of this foredeep is the development of a Silurian-Devonian sequence which could possibly generate hydrocarbons. Structurally, this area features slight folds, forming low amplitude dome sinclines, generated by the moderate jostling of Pre-Andean basement faults. Seismostratigraphically, possible stratigraphic traps can be inferred in the region.

La secuencia estratigráfica representativa de esta área, muestra su máximo desarrollo en la región de antefosa contigua al Subandino Norte, donde se espera una secuencia casi completa, OrdovícicoNeógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9. Esta secuencia acuña por traslapamiento sobre un basamento inclinado hacia el oeste, como por la erosión en diferentes niveles.

This area’s representative stratigraphic sequence displays maximum development in the foredeep region adjacent to the North Subandean, where an almost complete Ordovician - Neogene sequence is expected. The area distribution of such can be observed in the maps in Figures 8.4 through 8.9. This sequence is wedged by overlapping over the basement tilted to the west, and by erosion at different levels.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Dada la presencia de la cuña paleozoica en la zona de la antefosa, donde es posible la generación de hidrocarburos, se considera a esta área como una región potencialmente prospectiva. De acuerdo a los análisis de roca madre y reservorio, efectuados en diferentes lugares del Subandino Norte, así como también a los análisis de rocas paleozoicas atravesadas por pozos en la cuenca del Madre de Dios, se espera para esta área prospectiva la presencia de rocas madre y reservorios en los sistemas Devónico, Jurásico y Neógeno.

Due to the presence of the Paleozoic wedge in the foredeep area, where hydrocarbon generation is possible, this area is considered as a potentially prospective region. According to source and reservoir rock analyses carried out in different locations of the North Subandean, as well as the analysis of Paleozoic rocks crossed through by the well in the Madre de Dios basin, the presence of source rocks and reservoirs in the Devonian, Jurassic and Neogene systems is expected in this prospective area.

En su limite sur, contra el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills) existe una zona denominada "Tierras Bajas", donde se perforaron las estructuras de Patujusal y Los Cusis, productoras de hidrocarburos en la Formación Petaca (Oligoceno superior). Estas estructuras supratenues están relacionadas en su formación, a fallas distensivas pre-andinas de basamento reactivadas, clasificándose como trampas de falla.

At its southern limit, against the Piedmont exploratory play (Boomerang Hills), there is an area called “Lowlands,” in which the Patusujal and Los Cusis structures were bored, both of them being hydrocarbon producers of the Petaca Formation (upper Oligocene). In their formation, these supra-thin structures are related to jostled Pre-Andean distensive basement faults, having been classified as fault traps.

Area Chaco

Chaco Play

Es el área exploratoria de mayor extensión con 119.000 km2 (Fig. 8.1), ubicada al sudeste del país en una llanura cubierta por material aluvial con bajos lomerios de arena del Neógeno y Cuaternario. En esta región se encuentra la zona pantanosa de los Bañados del Izozog, ubicada en la parte central, y que presenta dos sistemas de drenaje fluvial pertenecientes a las cuencas hidrográficas del Amazonas y del Plata. La región dispone de buenas vías de acceso, tanto aérea como por ferrocarril y numerosos caminos secundarios.

With 119,000 km2, this is the exploratory play with the largest extension (Fig. 8.1). It is located southeast, in a plain covered by washout material with low Neogene and Quaternary sand hills. The Bañados de Izozog swampy area is located in this region. It is located in the central part, and presents two fluvial drainage systems that belong to the Amazon and del Plata hydrographic basins. There is good access in the region, both by air and train, as well as by numerous secondary roads.

La zona cuenta con trabajos de prospección aeromagnética, y una red de líneas sísmicas que cubre casi toda el área, así mismo se dispone de información gravimétrica en algunos sectores. Se han perforado cerca de una veintena de estructuras con descubrimiento de hidrocarburos en cuatro de ellas.

The area has been subject to aeromagnetic prospecting works, and the seismic line network covers almost the entire area. Likewise, there is gravimetric information available on some of the sectors. Nearly twenty structures have been bored, having found hydrocarbons in four of them.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial baja, caracterizada al sudeste por colinas aisladas de poca altitud, correspondientes a afloramientos del Devónico, Carbonífero y Jurásico.

Morphologically, this exploratory play pertains to a low alluvial plain, featured by isolated, low altitude hills, to the southeast, pertaining to Devonian, Carboniferous and Jurassic outcrops.

Desde el punto de vista estructural, la Llanura Chaqueña puede ser dividida por el Alto del Izozog en dos zonas: En la primera, al norte, se presentan grandes estructuras de baja amplitud con orientación NW-SE, generadas posiblemente por reactivación de fallas pre-andinas de basamento y por el levantamiento JurásicoNeógeno del Alto del Izozog. Cuatro de estas estructuras corresponden a campos descubiertos. Sobre la base de estudios sismoestratigráficos, se han localizado en el área zonas de interés para la prospección de trampas estratigráficas. Esta zona comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, que acuñan contra el Cratón de Guaporé, tanto por traslapamiento como por erosión en diferentes niveles.

From the structural point of view, the Chaco Plain can be divided into two areas, separated by the Izozog Height. The first area, to the north, displays large structures of low amplitude and NW_SE orientation. They were probably generated by the jostling of PreAndean basement faults and by the Jurassic-Neogene uplift of the Izozog Height. Four of these structures are open fields. On the basis of seismostratigarphic studies, interest areas for stratigraphic trap prospecting have been located in the area. This area comprises the Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems that are wedged against the Guaporé Craton by both, overlapping and erosion at different levels.

La zona sur corresponde mayormente a un homoclinal que levanta hacia el este, contra el Alto del Izozog y el Alto de Michicola. Si bien la zona es pobre en cantidad de estructuras, existen condiciones favorables para la investigación de trampas estratigráficas.

The southern area pertains mostly to a homocline that rises to the east against the Izozog Height and the Michicola Height. Although this area is poor in structures, there are favorable conditions for the investigation of stratigraphic traps.

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La secuencia estratigráfica de la zona sur presenta los mejores desarrollos en su borde occidental, limítrofe con el área exploratoria Pie de Monte. Está formada por sedimentos de los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Triásico, Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, apreciándose un franco acuñamiento del Triásico al Neógeno hacia el noreste, y al este contra los altos de Izozog y Michicola respectivamente. La distribución areal de los sistemas mencionados en la región se muestra en las figuras 8.4 a 8.9.

The stratigraphic sequence in the southern area displays the best development on its western border, which is the limit with the Piedmont exploratory play. It is made up by sediments of the Silurian, Devonian, Carboniferous, Triassic, Jurassic, Late Paleogene and Neogene systems, displaying a frank wedging of the Triassic to the Neogene, against the Izozog and Michola Heights, in the northeast and in the east, respectively. The area distribution of the aforementioned systems in the region is shown in figures 8.4 through 8.9.

La extensa cuenca siluro-devónica que abarca esta área, alberga unidades marinas con condiciones favorables para la generación, migración y acumulación de hidrocarburos. A su vez se presentan en el Mesozoico y Cenozoico, buen desarrollo de rocas reservorio y sello. Las rocas madre de mayor potencial generador, corresponden al Devónico medio y superior, y según análisis de contenido orgánico se clasifican de pobres a buenas. La generación se produjo desde el Pérmico al Neógeno.

The extensive Silurian-Devonian basin encompassing this area shelters marine units with favorable conditions for the generation, migration and accumulation of hydrocarbons. At the same time, in the Mesozoic and Cenozoic, there is a good development of reservoir and seal rocks pertaining to the Middle and Upper Devonian. According to an organic content analysis, these rocks are classified as poor through good. Generation occured from the Permian to the Neogene.

Una característica especial de esta área, es la presencia de grandes canales en el Carbonífero, los cuales se desarrollaron tanto al norte como al sur y corren de SE a NW en el norte, y S-N en la región sur (Fig. 8.10). Estos canales están rellenados por areniscas macizas, diamictitas y conglomerados que constituyen buenas vías para la migración de petróleo, las mismas que en combinación con rocas sello y una componente estructural pueden constituir excelentes trampas para hidrocarburos.

A special feature in this area is the presence of large canals in the Carboniferous. Such canals developed both in the north and south, and run from SE to NW in the north, and S-N in the southern region (Fig. 8.10). These canals are filled by massive sandstones, diamictites and conglomerates that constitute good migration roads for oil, and in combination with seal rocks and a structural component, they can construct excellent hydrcarbon traps.

Area Subandino Norte

North Subandean Play

Ubicada al NW del país (Fig. 8.1), con una extensión de 44.000 km2, coincide con la provincia geológica del mismo nombre, su límite oriental con el área exploratoria Beni está claramente demarcado tectónica y morfológicamente. El acceso a la región es posible por vía terrestre y aérea, su diseño de drenaje es del tipo enrejado de ríos antecedentes con un gran colector como es el río Beni.

Located to the NW of the country (Fig. 8.1), with an extension of 44,000 km2, it coincides with the geological unit that goes by the same name. Its eastern limit with the Beni play is clearly marked, both tectonically and morphologically. Access to the region is possible by land and air. Its drainage design is of a river grid type, with a large collector like the Beni River.

Se han efectuado en el área algunos trabajos sísmicos de serranía por compañías privadas. Se realizaron también muchos trabajos de prospección geológica de superficie, a cargo tanto de YPFB como de compañías privadas, habiéndose perforado a la fecha cinco estructuras sin éxito.

In the area, private companies have carried out some seismic works on the ridges. Several surface geological prospecting works have also been carried out by both YPFB and private companies. To date, five structures have been bored unsuccessfully.

Morfológicamente esta área corresponde a una zona montañosa de flancos abruptos con amplios valles sinclinales, resultado de una fuerte tectónica de corrimientos, ocurridos entre fines del Mioceno al Plioceno. El área se caracteriza por presentar estructuras comprimidas y complicadas tectónicamente en superficie, y amplias en profundidad.

Morphologically, this area pertains to a mountainous area with abrupt flanks and extensive sincline valleys, resulting from the strong thrust tectonics that took place towards the end of the Miocene to the Pliocene. This area features compressed and tectonically complicated structures on the surface, and extensive ones at depth.

La secuencia estratigráfica de interés petrolero dentro de esta área exploratoria, comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal está indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

Within this exploratory play, the stratigraphic sequence that holds oil-related interest comprises the following systems: Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene. The area distribution of the above systems is shown in the maps pertaining to figures 8.4 through 8.9.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Estudios geoquímicos efectuados por YPFB y compañías privadas, confirman que en esta área existen rocas madre de buena calidad en el Devónico, Carbonífero y Pérmico, las cuales habrían generado hidrocarburos durante el Neógeno. Así mismo, estudios petrofísicos en estos sistemas, revelan la presencia de reservorios arenosos de buena porosidad. También se considera la existencia de reservorios en el Cretácico y Paleógeno tardío. Las rocas reservorio anteriormente mencionadas cuentan con excelentes rocas sello.

Geochemical studies carried out by YPFB and private companies confirm that there are good quality source rocks in this area, which would have generated hydrocarbons during the Neogene. Likewise, petrophysical studies carried out in these systems reveal the presence of arenaceous reservoirs with good porosity. The existence of Cretaceous and Late Paleogene reservoirs is also considered. The aforementioned reservoir rocks have excellent seal rocks.

Area Subandino Sur

South Subandean Play

Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 75.000 km2, coincide con gran parte del sector sur de la provincia geológica subandina, su limite oriental con el área Pie de Monte es de carácter tectónico y morfológico. El acceso a esta región es posible por vía férrea, aérea, y terrestre con caminos principales y secundarios. El drenaje está controlado por los flancos de las serranías y los valles sinclinales norte-sur, como también por ríos principales de carácter antecedente como los ríos Grande, Parapetí, Pilcomayo y Bermejo.

Located to the south of the country (Fig. 8.1), with an extension of 75,000 km2, this area coincides with a large part of the southern sector of the Subandean geological unit. Its eastern limit with the Piedmont area is of tectonic and morphological nature. Access to this region is possible by train, air, and land, through main and secondary roads. Drainage is controlled by the ridges’ flanks and the north-south sincline valleys, as well as by the main preceding rivers, such as the Grande, Parapetí, Pilcomayo and Bermejo rivers.

El sector oriental sur es parte del área tradicional; dispone de información geológica de superficie y de subsuelo, desde los inicios de la exploración petrolera en Bolivia en 1922, y en ella se encuentran los primeros campos descubiertos como Bermejo, Sanandita, Camiri y Camatindi. Incluyendo esta zona, en toda el área exploratoria se han efectuado hasta hoy numerosos trabajos de prospección geológica de superficie y perforatoria, destacándose la zona sudoccidental como un área promisoria por su contenido de estructuras y condiciones geológicas favorables. En los últimos años, se llevaron a cabo trabajos sísmicos de serranía, así como también estudios geoquímicos. La parte correspondiente al área tradicional tiene un índice de riesgo menor al resto del área.

The south eastern sector is part of the traditional area; there is geological information available regarding the surface and subsurface since the beginning of the oil exploration in Bolivia in 1922, and the earliest open fields, such as Bermejo, Sanandita, Camiri and Camatindi, are located in it. In the entire exploratory play, this area included, numerous surface and perforation geological prospecting works have been carried out to date, among which, the south-western area stands out as a promising area for its structure content and favorable geological conditions. In recent years, seismic works of the ranges and geochemical studies have been carried out. The part pertaining to the traditional area has a lesser risk index than the rest of the area.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a las serranías subandinas formadas por una serie de cadenas paralelas norte-sur, con elevaciones entre 1000 y 2000 m, las que están relacionadas a pliegues elongados asimétricos, generados por la orogenia andina dentro de la clásica faja cordillerana plegada y corrida. Los anticlinales, de oeste a este, pasan de muy comprimidos a poco comprimidos. Las edades varían sucesivamente en el mismo sentido, desde el Mioceno medio hasta el Plioceno.

Morphologically, this exploratory play corresponds to the Subandean ranges formed by a series of north-south parallel chains, with elevations ranging between 1000 and 2000 m, which are related to elongated assymetrical folds generated by the Andean orogeny, within a classical range fold-thrust belt. From west to east, the sinclines shift from very compressed to little compressed. The ages vary successively in the same direction, from the Middle Miocene to the Pliocene.

La secuencia estratigráfica de interés de esta área comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal esta indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

In this area, the stratigraphic sequence of interest comprises the Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems. Their area distribution is shown in the maps pertaining to figures 8.4 though 8.9.

Esta área se extiende sobre el sector occidental de la cuenca marina siluro-devónica, en la que las formaciones pelíticas negras del Devónico, fueron las principales generadoras de hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas en las formaciones arenosas. Todas las pelitas mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.

This area extends over the western sector of the Silurian-Devonian sea basin, in which the Devonian black pellitic formations were the main hydrocarbon generators during the Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter proportion.

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Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica, alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La Formación Iquiri tiene reservorios productivos a profundidad media, mientras que las formaciones Santa Rosa y Huamampampa contienen reservorios profundos, tanto productivos como potenciales. Arcillas intercaladas con los reservorios mencionados, son excelentes rocas sello. Existen también reservorios productivos en el Carbonífero, Pérmico, Triásico y Jurásico.

During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos formations alternated with progradation episodes of deltas related to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations, which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri Formation has productive reservoirs at medium depth, while the Santa Rosa and Huamampampa Formations contains deep reservoirs, both productive and potential. The clays interbedded with the above-mentioned reservoirs are excellent seal rocks. There are also productive reservoris in the Carboniferous, Permian, Triassic and Jurassic.

Area Pie de Monte

Piedmont Play

Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 33.000 km2, corresponde en gran parte a la faja oriental del sector sur de la provincia Subandina. Esta área exploratoria en su parte norte (área Santa Cruz-Boomerang) inflexiona hacia el noroeste, extendiéndose hasta las cercanías de Villa Tunari. Se trata de una faja relativamente delgada, de 30 a 60 km de ancho, cuyos limites oriental y occidental con las áreas Subandino Sur y Chaco, respectivamente, son de carácter tectónico y morfológico.

Located in the southern part of the country (Fig. 8.1), with an extension of 33,000 km2, to a great extent this area pertains to a eastern belt of the southern sector of the Subandean unit. In its northern part (Santa Cruz – Boomerang area), this exploratory play bends northwest, extending into the Villa Tunari surroundings. It is a relatively thin belt, approximately 30 to 60 km wide, of which the eastern and western boundaries with the South Subandean and Chaco areas, respectively, are tectonic and morphological in nature.

Por su importancia petrolera esta área cuenta con numerosos estudios de prospección geológica, geofísica y geoquímica. Desde el punto de vista de la actividad exploratoria es considerada como un área madura, siendo la región que contiene el mayor número de campos descubiertos.

Due to its economic importance, this area has been subject of much geological, geophysical and geochemical prespecting. From the point of view of exploratory activity, it is considered as a mature area, containing the largest number of open fields.

La región presenta colinas bajas, que reflejan la menor deformación tectónica del ultimo frente de la orogenia andina, donde son comunes estructuras de baja amplitud con fallamientos de moderado rechazo, constituyendo trampas estructurales abiertas en el Neógeno propicias para el entrampamiento de hidrocarburos.

The region presents low hills, reflecting the lesser tectonic deformation of the Andean orogeny’s last front. Here, low amplitude structures with moderate rejection faultings are common, and constitute open structural traps in the Neogene, which are fit to trap hydrocarbons.

Morfológicamente la zona central-oriental de esta área, corresponde a una llanura semejante a la del área Chaco y solo sus características tectónicas las separan de ella. Desde el punto de vista estratigráfico-estructural, la región se divide en una zona norte y otra sur separadas por el Río Grande.

Morphologically, the central-western part of this area pertains to a plain similar to that of the Chaco area, differing only their tectonic features. From the stratigraphic-structural point of view, the region is divided into a northern area and a southern area, separated by the Grande River.

La secuencia estratigráfica en la zona sur comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, mientras que en la zona norte, esta secuencia se repite hasta el Carbonífero, sobre el cual apoya el Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, ver figuras 8.4 a 8.9.

In the southern area, the stratigraphic sequence comprises the Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems, while in the northern area, this sequence repeats itself up to the Carboniferous, over which lean the Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene, see figures 8.4 through 8.9.

La zona norte, limite con el área Beni, conocida como área Boomerang, está caracterizada por ser una zona de transferencia del último frente de deformación andina, donde predominan las trampas de falla, principalmente en su sector central correspondiente a los lomerios de Santa Rosa o Boomerang Hills, cuyas estructuras están alineadas en forma de un arco. Otra particularidad es la presencia de reservorios silúricos, además de los reservorios presentes en los sistemas anteriormente citados .

Limiting with the Beni play, the northern area is known as the Boomerang area. Its feature is being a transference area of the last Andean deformation front, where fault traps prevail mainly in the central sector, which pertains to the Santa Rosa Hills or Boomerang Hills. These hills’ structures are aligned in the shape of an arc. Other distinguishing feature is the presence of Silurian reservoirs, other than the reservoirs present in the aforementioned systems.

Esta área se extiende sobre el sector central de la cuenca marina siluro-devónica (Fig. 8.5), en la que los sedimentos pelíticos de color negro del Devónico fueron los principales generadores de

This area extends over the central sector of the Silurian-Devonian marine basin (Fig. 8.5), in which the Devonian black pellitic sediments were the main hydrocarbon generators during the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas de las formaciones arenosas, todas las pelitas mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.

Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter proportion.

Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica, alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La Formación Iquiri tiene reservorios productivos solo en el sector sur, mientras la Formación Huamampampa contiene reservorios potenciales para algunas estructuras. El mayor volumen de producción de esta área exploratoria proviene de reservorios carboníferos, sin embargo existen producciones importantes en reservorios pérmicos, triásicos, jurásicos, cretácicos y del Paleógeno tardío (estos tres últimos mayormente en el área Boomerang).

During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos formations alternated with progradation episodes of deltas related to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations, which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri Formation has productive reservoirs only in the southern sector, while the Huamampampa Formation contains potential reservoirs for some structures. The largest production volume in this exploratory play comes from Carboniferous reservoirs; however, there is significant production in Permian, Triassic, Jurassic, Cretaceous, and late Paleogene reservoirs (The latter three mainly in the Boomerang area).

Area Altiplano

Altiplano Play

El Altiplano boliviano, es una extensa área exploratoria ubicada entre la Cordillera Oriental y Occidental coincidente con la provincia geológica del mismo nombre. Tiene una extensión de 95.000 km2 (Fig. 8.1) y una variedad de vías de acceso.

The Bolivian Altiplano is an extensive exploratory play located between the Eastern and Western Cordilleres, and coinciding with the geological unit that goes by the same name. It has an extension of 95.000 km2 (Fig. 8.1), and a variety of access routes.

A partir de 1960 tanto YPFB como compañías privadas, efectuaron gran actividad exploratoria relacionada a geología, geofísica, geoquímica y perforación exploratoria, esta ultima consistente en ocho perforaciones dispersas en toda la región, que proporcionaron valiosa información para efectuar una mejor evaluación de los parámetros del sistema hidrocarburífero de la región, también cuenta con fotografías aéreas convencionales e imágenes satelitales.

Since 1960, both YPFB and private companies carried out a great deal of exploratory activity related to the geology, geophysics, geochemistry, and exploratory perforation. The latter refers to eight scattered perforations in the whole region, which provided valuable information to make a better evaluation of the region’s hydrocarbon system parameters. There are also conventional aereal photographs and satellite images.

El Altiplano es una extensa planicie elevada de 150 km de ancho por 800 km de largo, cuya altitud fluctúa entre los 3.650 a 4.000 m, constituida por profundas fosas y depresiones neógenas rellenadas con sedimentos sinorogénicos neógenos y cuaternarios. En esta planicie emergen serranías aisladas con alturas que llegan a los 4.800 m, integradas por rocas sedimentarias proterozoicas, paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas, de esta última edad también se presentan rocas ígneas. Colectores del sistema de drenaje son los lagos Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m) y los salares de Uyuni (3730 m) y Coipasa (3653).

The Altiplano is an extensive elevated plain of a width of 150 km by a length of 80 km. Its altitude ranges between 3,650 and 4,000 m. It is made up by deep trenches and Neogene depressions infilled with synorogenic Neogene and Quaternary sediments. In this plain, isolated ranges rise, reaching up to 4,800 m, and made up by Proterozoic, Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic sedimentary rocks. There are also igneous rocks of the latter age. The drainage system’s collectors are the lakes Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m), and salars Uyuni (3730 m) and Coipasa (3653 m).

Estructuralmente el Altiplano se puede dividir longitudinalmente en dos partes, una occidental y otra oriental, la primera caracterizada por hemigrábens neógenos, formados a lo largo de fallas transcurrentes sinistrales de rumbo N-S, que formaron estructuras por inversión tectónica durante la compresión Andina, con buenas condiciones estructurales para el entrampamiento. Los depósitos asociados de relleno son sinorogénicos continentales y tienen como fuente de aporte la Cordillera Occidental de carácter volcano-sedimentario. La secuencia estratigráfica de esta parte occidental, comprende al Paleozoico indiferenciado, Cretácico, Paleógeno y Neógeno, secuencia que descansa sobre el Proterozoico.

Structurally, the Altiplano can be divided lengthwise into two parts: the eastern and western parts. The former features Neogene hemigrabens formed along the N-S trend transcurrent sinistral faults that formed structures by tectonic inversion during the Andean compression, with good structural conditions for entrapment. The associated infill deposits are continental synorogenic, and have the Western Cordillera, of volcanosedimentary nature, as input source. The stratigraphic sequence of this western part comprises the undifferentiated Paleozoic, Cretaceous, Paleogene and Neogene. This sequence rests upon the Proterozoic.

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La parte oriental está caracterizada por un sistema de cabalgamientos con vergencia oeste, y cabalgada por la Cordillera Oriental, con la acumulación de gran cantidad de conglomerados neógenos sinorogénicos con clastos paleozoicos procedentes del este. La secuencia estratigráfica comprende al Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno y Neógeno (el Devónico-Triásico en el sector del lago Titicaca). El Cretácico está bien desarrollado y expuesto al oeste y sur del lago Poopó. Los anticlinales formados por la orogenia andina en esta área oriental, son generalmente de baja amplitud con fallas de buzamiento este, los que se consideran como buenas trampas para hidrocarburos, y es en esta área donde se ubican la mayor parte de las estructuras perforadas. En el sector sur de esta parte existen también trampas complejas formadas por transpresión sobre fallas de rumbo, afectadas por diapirismo y fallamiento.

The eastern part features a thrusting system with west vergence, ridden by the Eastern Cordillera, with the accumulation of a large number of Neogene synorogenic conglomerates, with Paleozoic clasts coming from the east. The stratigraphic sequence comprises the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Paleogene and Neogene (the DevonianTriassic in the lake Titicaca sector). The Cretaceous is well developed and exposed to the west and south of the Poopó Lake. In this eastern area, the anticlines formed by the Andean orogeny are generally of low amplitude, with east dip faults. These anticlines are considered as good hydrocarbon traps. Most of the bored structures are located in this area. In the southern sector, there are also complex traps formed by the transpressure over strike faults affected by diapyrism and faulting.

En toda el área, para la secuencia continental y marina jurásicacretácica-paleocena, se define un modelo tectono-estratigráfico complejo, con el desarrollo de sistemas de rifts emplazados sobre fallas antiguas extensionales o de cizalla (Fig. 8.11). En el limite oriental del Altiplano, está ubicado el "Alto Tectónico de OruroCarata", de rumbo NNW-SSE, que separa el rift altiplánico del rift cordillerano de Maragua. La distribución areal de todas las secuencias estratigráficas mencionadas pueden observarse en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

For the continental and Jurassic–Cretaceous-Paleocene marine sequence, in the whole area, a complex tectonic-stratigraphic model is defined, including the development of rift systems bedded over odl extensional or shear faults (Fig. 8.11). In the Altiplano’s eastern limit, the “Oruro-Carata Tectonic Height” is located with NNW-SSE trend, separating the High Plateau rift from the Maragua range rift. The area distribution of all the abovementioned stratigraphic sequences can be seen in the maps pertaining to the figures 8.4 through 8.9.

La presencia de roca madre en la parte occidental del área es incierta, mientras que en el sector oriental se han determinado buenas rocas madre en la Formación el Molino, la Formación Chaunaca y el Devónico. Las rocas madre cretácicas estuvieron en diferentes estadios dentro la ventana del petróleo durante el Neógeno.

The presence of source rock in the western part of the area is uncertain. Meanwhile, good source rocks have been determined to be present in the El Molino and Chaunaca formations, as well as in the Devonian. During the Neogene, the Cretaceous source rocks were at different stades within the oil window.

En las secuencias estratigráficas arriba mencionadas abundan tanto rocas reservorio como rocas sello. Si bien esta región no es productiva en la actualidad, existen dos referencias importantes de producciones asociadas, como son el campo agotado de petróleo de Pirín en la parte peruana del lago Titicaca y los campos en actual producción del Palmar Largo, Caimancito y otros en el norte argentino, siendo la Formación Yacoraite la productora, equivalente a la Formación cretácica El Molino. Estas referencias mantienen el interés exploratorio del área.

In the above-mentioned stratigraphic sequences, there are plenty reservoir and seal rocks. Although this region is not currently productive, there are two important references of associated productions, such as the depleted oil field of Pirín, in the Peruvian part of Lake Titicaca, and others in northern Argentina, where the Yacoraite Formation, equivalent to the Cretaceous El Molino Formation is the producer. These references maintain the exploratory interest in the area.

Area Pantanal

Pantanal Play

Es una región pequeña de llanura, ubicada en el extremo oriental del país (Fig. 8.1), en área de influencia del Cratón del Guaporé. Coincide con la provincia geológica del mismo nombre y es parte de la cuenca vecina del Pantanal brasileña. En vista de no tener suficientes conocimientos geológicos del área, se considera a la misma, como área potencial para futuras investigaciones, por tanto, esta área no será discutida en este capítulo.

It is a small plain region, located in the eastern end of the country (Fig. 8.1), in the Guaporé Craton influence area. It coincides with the geological unit that goes by the same name, and is part of the neighboring Brazilian Pantanal basin. In view of the insufficient geological knowledge of the area, this region is considered as potential for future investigations; therefore, this area will not be discussed in this chapter.

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Fig. 8.1 Areas de Exploración / Exploration Plays 1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Subandino Norte, 5) Subandino Sur, 6) Pié de Monte, 7) Altiplano, 8) Pantanal.

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Fig. 8.2 Provincias geológicas / Geological Provinces 1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Cratón de Guaporé, 5) Subandino, 6) Cordillera Oriental, 7) Altiplano, 8) Pantanal, 9) Cordillera Occidental.

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Fig. 8.3 Unidades Geotectónicas / Geotectonics Units 1) Cratón de Guaporé, 2) Macizo de Arequipa, 3) Macizo Pampeano, 4) Macizo Paraguayo, 5) Alto Madidi, 6) Alto del Izozog, 7) Alto de Michicola

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Fig. 8.4 Cuenca Tacsariana: Cámbrico superior-Ordovícico Tacsarian Basin: Upper Cambrian – Upper Ordovician a) Enadere – Tarene, b) Anzaldo - San Benito, c) Iscayachi - Cieneguillas, d) Avispas, e) Camacho – Sama.

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Fig. 8.5 Cuenca Cordillerana: Silúrico inferior – Carbonífero inferior Cordilleran Basin: Lower Silurian – Lower Carboniferous a) Río Carrasco – Kaka; b, e, g) Cancañiri – Saipurú; c, d) Cancañiri – Collpacucho; f, h, i) El Carmen – Limoncito.

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Fig. 8.6 Cuenca Subandina: Carbonífero superior – Triásico superior Subandean Basin: Upper Carboniferous – Upper Triassic a) Yaurichambi – Bopi; b) Grupo Titicaca; c, d) Grupos Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.

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Fig. 8.7 Cuenca Andina I (a): Jurásico inferior – Cretácico superior Andean I (a) Basin: Lower Jurassic – Upper Cretaceous a) Beu ; b, d) Entre Ríos – Cajones; c) La Puerta – El Molino; e) Condo – El Molino

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Fig. 8.8 Cuenca Andina I (b): Paleoceno Andean I (b) Basin: Paleocene a) Eslabón – Flora; b) Cajones (parte); c) Santa Lucía – Tiahuanacu; d, e) Santa Lucía – Potoco.

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Fig. 8.9 Cuenca Andina II: Oligoceno superior – Presente. Andean II Basin: Upper Oligocene – Present a) Bala – Tutumo; b) Coniri – Ulloma; c) San Vicente – Los Frailes; d) Petaca – Emborozú.

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Fig. 8.10 Paleocanales carboníferos: Grupo Macharetí. Carboniferous paleochannels: Macharetí Group. a) Montecristo; b) Río Grande; 3) Tita; 4) Camiri, 5) Estructura de Tucavaca.

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1) Santa Lucía, 2) El Molino, 3) Chaunaca, 4) Aroifilla, 5) Miraflores, 6) Tarapaya, 7) Sucre, 8) Ravelo, 9) Torotoro, 10) La Puerta, 11) Condo, 12 Yura. (Fuente: Meneley Enterprices Ttd.)

Fig. 8.11 Cuenca Andina: Cretácico – Paleoceno. Andean Basin: Cretaceous – Paleocene

REVISTA TECNICA DE YPFB JUNIO 2000


Capítulo 9

LAS PROVINCIAS Y EPOCAS METALOGENICAS DE BOLIVIA EN SU MARCO GEODINAMICO BOLIVIAN PROVINCES AND METALOGENETIC EPOCHS IN ITS GEODYNAMIC CONTEXT Bertrand Heuschmidt (1) & Vitaliano Miranda-Angles (2)

Situada en el centro del continente sudamericano, Bolivia ocupa una posición geológica, y por tanto metalogénica, privilegiada, participando a la vez del escudo brasileño, del orógeno andino y de las cuencas amazónica y platense. Cada una de estas megaunidades morfoestructurales se caracteriza por una historia geológica propia. El escudo precámbrico es el producto de varios ciclos sedimentarios y orogénicos proterozoicos a los que sucedió un largo período de relativa estabilidad, de pedogénesis y de aluvionamiento hasta el presente. Las cordilleras y altiplanicies de los Andes Centrales, eslabones del cinturón móvil circumpacífico, se plasmaron a través de una sucesión de fases tectónicas y plutonovolcánicas que alternaron con períodos cada vez más breves de sedimentación detrítica, marina y luego terrígena. Por su lado las cuencas del Amazonas y del Río de la Plata, cuya porción boliviana constituye la llamada llanura Chaco-Beniana, fueron modeladas por los ciclos plio-cuaternarios de degradación y agradación fluviales resultantes, sobre todo, de la neotectónica regional y, aguas arriba, de los cambios de perfil hidrográfico ligados a los movimientos tardiorogénicos andinos.

Located in the center of the South American Continent, Bolivia has a priviliged geological, and therefore metallogenic position, being part at the same time of the Brazilian shield, Andean orogen, and the Amazon and La Plata basins. Each one of these morphostructural megaunits are characterized by their own geological history. The Pre-Cambrian shield is the product of several Proterozoic sedimentary and orogenic cycles, which were followed by a long period of relative stability, pedogenesis and outwash lasting into the present. As links of a circumpacific mobile belt, the cordilleras and altiplanicies of the Central Andes were molded through a succession of tectonic and pluton-volcanic phases which alternated with decreasingly shorter detrital, marine and later terrestrial sedimentation periods. The Amazon basins, and Río de la Plata basins on their part, make up the so-called Chaco-Beni Plain, were modelled by Plio-Quaternary fluvial degradation and gradation cycles, which resulted mostly of the regional neotectonics, and upstream, of the hydrographic profile linked to the late orogenic Andean movements.

A la evolución geodinámica contrastada de estas tres unidades geoestructurales corresponden historias metalogénicas igualmente contrastadas. En el escudo precámbrico han sido identificadas tres épocas metalogénicas proterozoicas vinculadas con los ciclos sedimentarios y tectono-magmáticos San Ignacio (aprox. 1600 (?)– 1300 Ma), Sunsas (aprox. 1300–950 Ma) y Brasiliano (aprox. 650– 500 Ma), otra, menor jurásico-cretácica en relación con un magmatismo alcalino anorogénico y una quinta cenozoica fruto de varios ciclos meteóricos continentales. El cinturón orogénico andino fue escenario de dos ciclos metalogénicos mayores: el primero asociado a un plutonismo ácido de edad triásico-jurásica, el segundo, que fue de lejos el más desarrollado y productivo en

The contrasted geodynamic evolution of these three units has equally contrasted metallogenic histories. At the Pre-Cambrian shield, three Proterozoic metallogenic eras have been identified, linked to the sedimentary and tectonic-magmatic San Ignacio (approx. 1600 (?)–1300 Ma), Sunsas (approx. 1300–950 Ma) and Brazilian (approx. 650–500 Ma) cycles, a smaller JurassicCretaceous one, pertaining to an alkaline anorogenic magmatism, and a fifth Cenozoic one, product of several continental meteoric cycles. The Andean orogenic belt was the set of two major matellogenic cycles: the first one is associated to an acidic plutonism of Triassic-Jurassic age; the second was by far the most developed and productive cycle in Bolivia, controlled by a

---------(1) Consultor en Metalogenia, Casilla 13803, La Paz, Bolivia (2) Consultor en Geología, SERGEOMIN, Casilla 2729, La Paz

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Bolivia, controlado por una diversidad de procesos de actividad tectono-termal, de sedimentación terrígena epicontinental y de erosión postectónica relacionados con las fases sucesivas de diastrofismo andino desde el final del Paleógeno hasta el Reciente. Por último, la acumulación de aluviones en la llanura ChacoBeniana, consecuencia de varios episodios neógenos a holocenos de reajuste isostático postcinemático y epirogénico (o aún de deshielo interglaciar) en los Andes Orientales y su piedemonte, estuvo acompañada, en el extremo norte del país, por la formación recurrente y en gran escala de placeres fluviátiles antiguos y modernos de oro procedente de los afloramientos paleozoicos mineralizados de la Cordillera Oriental.

diversity of processes including tectonic-thermal activity, epicontinental terrigenous sedimentation and post-tectonic erosion, related to succesive Andean diatrophism phases, from the end of the Paleogene until the Recent. Last, at the northern end of the country, in the Eastern Andes and their piedmont, the accumulation of alluvia at the Chaco-Beni Plain, as consequence of several Neogene to Holocene isostatic, post-kynematic, and epirogenic readjustment (or even interglacier defrosting) episodes, was accompanied by the recurrent and large-scale formation of old and modern fluviatile gold placers, originated in the mineralized Paleozoic outcrops of the Eastern Cordillera.

Dadas las evoluciones metalogénicas complejas y dispares de las grandes regiones fisiográficas y geológicas de Bolivia, la sinopsis que sigue tiene el propósito de explicar la yacimentología y los ciclos de mineralización de cada una de ellas a la luz de su historia geodinámica específica, enfocada dentro de un contexto geotectónico global.

Given the complex and uneven metallogenic evolutions of the large physiographic and geologic regions of Bolivia, the aim of the following synopsis is to explain the study of reservoirs and the mineralization cycles of each of them, in light of their specific geodynamic histories, and focused on the global geotectonic context.

ESCUDO PRECAMBRICO

PRE-CAMBRIAN SHIELD

El escudo precámbrico boliviano, cuyos recursos minerales fueron apenas explorados y explotados en el pasado (con excepción, hasta cierto punto, del oro), se ha convertido recientemente en uno de los más concurridos campos de prospección minera del país.

With mineral resources barely explored and exploited in the past (to some extent with the exception of gold), the Bolivian PreCambrian shield recently became on of the most attended mineral prospecting fields in the country.

Las fajas metálicas precámbricas

The Pre-Cambrian Metallic Belts

Tres fajas metalíferas mayores se suceden subparalelamente de N a S en el escudo proterozoico boliviano (fig. 9.1). De orientación general NW-SE y de edad media decreciente hacia el S, están estrechamente ligadas, tanto espacial como genéticamente, a los cinturones orogénicos de San Ignacio, Sunsas y Tucavaca. Se trata de la faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá, de la faja polimetálica de Sunsas y de la faja ferro-manganesífera de MutúnTucavaca. Los distintivos metalogénicos de cada una se hallan resumidos a continuación de acuerdo al orden cronológico de las épocas de mineralización y a la perspectiva global geodinámica de esta reseña.

Three major metalliferous belts follow one another subparallely from N to S in the Bolivian Proterozoic shield (fig. 9.1). With a general NW-SE trend, and a mean age decreasing towards the south, they are spatially and genetically linked to the San Ignacio, Sunsas and Tucavaca orogenic belts. These belts are the goldmanganese belt of the Paraguá Craton, the polymetallic belt of Sunsas and the iron-manganese belt of Mutún-Tucavaca. The metallogenic features of each are summarized as follows, according to the chronological order of the mineralization eras, and the global geodynamic perspective in this overview.

Faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá

Gold-manganese Belt of the Paraguá Craton

Esta franja metalífera fronteriza de difícil acceso y de limitado interés económico cuyo eje fisiográfico es el valle del río Paraguá se desarrolla por 300 km, con 150 km de anchura máxima en territorio boliviano, desde la Serranía San Simón al NNW hasta la Provincia Alcalina de Velasco al SSE. A pesar de su aparente unidad geotectónica, es una provincia mineral compósita, “heterotípica” y “heterocrónica” (cf. Routhier 1980) por cuanto engloba, dispersos hacia sus márgenes, depósitos de diversos tipos, metales y edades.

With its physiographic axis at the Paraguá River valley, this frontier metalliferous belt of difficult access and limited economic interest unfolds for 300 km from the San Simón range to the NNW up to the Alkaline Province of Velasco to the SSE, with a maximum width of 150 km in Bolivian territory. In spite of its apparent geotectonic unit, it is a “heterotypical” and “heterochronical” composite mineral province (cf. Routhier 1980) since it includes deposits of a variety of types, metals, and ages, which become dispersed close to the margins.

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Fig. 9.1 Provincias metalíferas de Bolivia. Metalliferous provinces of Bolivia Su historia metalogénica se divide claramente en cuatro épocas: Proterozoico Medio, Mesozoico superior, Paleógeno y Cuaternario, las dos primeras con mineralizaciones endógenas y las dos últimas con removilizaciones exógenas de las menas anteriores. La más

Its metallogenic history is divided in four epochs: Middle Proterozoic, Upper Mesozoic, Paleogene and Quaternary. The first two feature endogenous mineralizations and the remaining two, exogenous re-mobilizations of the former´s ores. The oldest, and at

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antigua, y a la vez la más productiva, fue la época de la orogénesis San Ignacio (aprox. 1400-1280 Ma), cuya intensa actividad tectono-metamorfo-magmática dio origen a los filones y saddle reefs sin a tardicinemáticos de oro mesotermal y, subsidiariamente, de manganeso epitermal del cinturón de esquistos epizonales San Ignacio de San Simón (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).

the same time, most productive was the San Ignacio orogenesis era (approx. 1400-1280 Ma), with an intense tectonic metamorphic and magmatic activity which gave place to the San Ignacio of San Simón lodes and saddle reefs, syn- to late kynematic, of mesothermal gold, and subsidiarily, of epithermal manganese epizonal schists (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).

Mucho después, en el Jurásico superior-Cretácico, tuvo lugar un ciclo tafrogénico anorogénico, pues ya intracratónico, de alcance supracontinental (fragmentación del Gondwana, apertura del Atlántico) cuyos resultados más visibles, en el extremo SSE de la faja, fueron la intrusión de magmas alcalinos y la inyección posterior de fluidos hidrotermales a lo largo de profundas fracturas corticales de tensión de rumbo variable. Los intrusivos alcalinos (foyaitas, pulaskitas, nordmarkitas, sienitas, carbonatitas, etc.) comprenden los 15 plutones y múltiples diques ígneos satélites del Complejo Alcalino de Velasco, emplazados hace unos 140 Ma durante la transición Jurásico-Cretácico y casi todos alineados sobre el eje SW-NE de un presunto rift abortado, así como, sobre la prolongación NE del mismo eje, los diques subvolcánicos anulares y esporádicos necks aglomerádicos del Complejo Carbonatítico neocretácico de Manomó, muy silicificado y luego débilmente mineralizado en elementos litófilos (U–tierras raras–Th–Nb) y Au (Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). En cuanto a la fase hidrotermal postintrusiva, se tradujo por la formación, en gran parte del escudo precámbrico, de un sinnúmero de extensos y muy potentes (hasta unos 100 m) diques multidireccionales de cuarzo brechoso. Estos diques, considerados subcontemporáneos del complejo intrusivo de Manomó alrededor del cual abundan particularmente, han sufrido como éste una alteración hipógena penetrativa, seguida por una brechificación y por la inyección fisural tardía de vetillas de sílice ferruginosa (Appleton et al. 1983). En la Serranía Huanchaca fueron señalados (Litherland 1982) pequeños diques de jasperoides brechificados e incluso, en el Cerro Negrito, vestigios de filones de criptomelano acicular bandeado asociados a dichos diques: tal depósito filoniano, que constituye una preconcentración subeconómica de Mn, es de carácter epitermal superficial, atribuible a fuentes termales vulcanógenas activas en las postrimerías del ciclo riftogénico cretácico.

Much later, during the Upper Jurassic-Cretaceous, an already intercratonal, taphrogenic anorogenic cycle with continental reach took place (fragmentation of the Gondwana, opening of the Atlantic), which had more visible results: at the SSE end of the belt, the intrusion of alkaline magmas and the later injection of hydrothermal fluids along the deep crustal tension crevasses of variable trend. The alkaline intrusives (foyalites, pulaskites, nordmarkites, syenites, carbonatites, etc.) comprise the 15 plutons and multiple satellite igneous dikes of the Velasco alkaline Complex, which were emplaced about 140 Ma ago, during the Jurassic-Cretaceous transition, almost all of them are aligned over the SW-NE axis of the pressumed aborted rift, as well as the anular subvolcanic dikes and sporadic agglomeradic necks of the Manomó Neo-Cretaceous Carbonatitic Complex, over the NE extension of the same axis, which were sillicified and later weakly mineralized into litophyllic elements (U-rare earths-Th-Nb) and Au (Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). With regards to the post-intrusive hydrothermal phase, in a large portion of the shield, it was translated by the formation of a countless number of extensive and very powerful multidirectional brecciated quartz dikes (up to 100 m). These dikes, considered as sub-contemporary to the Manomó intrusive complex, around which there are plenty of them, and just like it, have experienced a penetrative hypogene alteration, followed by a brecciation and the late injection of ferruginous silica veins in the fissures (Appleton et al. 1983). In the Hunachaca Range, small jasperoid brecciated dikes (Litherland 1982) and, at Cerro Negrito, even vein remains of banded acicular cryptomelane, related to such dikes; making up a sub-economic Mn preconcentration, such vein deposit is superficial epithermal in nature, and can attributed to active vulcanogene thermal springs during the final years of the Cretaceous riftogenic cycle.

En el transcurso del Cenozoico, la mineralización primaria de manganeso del Cerro Negrito fue removilizada por varias fases de erosión - lateritización post-epirogénicas y, en especial, enriquecida hasta un grado virtualmente comercial por la primera y más penetrativa de ellas que, probablemente en el Oligoceno, formó la vasta superficie de peneplanización Pega Pega que no es sino la Superficie Sul-Americana de Brasil (Litherland 1982).

In the course of the Cenozoic, the primary manganese mineralization of Cerro Negrito was re-mobilized by several erosion-post-epirogenic lateritization phases, and was specially enriched up to a virtually commercial extent by the first and probably most penetrative of these phases, which probably formed the vast Pega Pega peneplanation surface during the Oligocene. The latter is nothing but the South American Surface of Brazil (Litherland 1982).

Finalmente, la erosión cuaternaria de las vetas auríferas mesoproterozoicas de la Serranía San Simón originó alrededor de ésta una serie de placeres proximales de cauce actual y terrazas principalmente y coluviales, de paleocanales o eluviales ocasionalmente que, aunque modestos, resultan ser los mayores yacimientos metálicos explotados hasta ahora en la faja metalogénica del cratón de Paraguá (Biste et al. 1991).

Finally, the Quaternary erosion of the Meso-Proterozoic gold veins of the San Simón Range originated a series of proximal placers, mainly of current riverbeds and terraces, and occasionally paleocanal colluvial or elluvial placers. Although modest, these placers are the largest metallic beds exploited so far at the metallogenic belt of the Paraguá Craton (Biste et al. 1991).

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Faja polimetálica de Sunsas

Polymetallic Belt of Sunsas

Heterotípica y heterocrónica como la precedente, esta faja, que a grandes rasgos sigue el reborde sudoccidental del escudo precámbrico boliviano, es la más extensa de éste, alargándose por más de 750 km en dirección NNW-SSE a WNW-ESE entre los distritos de Huachi y de Rincón del Tigre con un ancho variable de 20 a 100 km. Es también la más rica del escudo en metales no ferrosos, particularmente en oro y metales de base, y por eso la más activamente prospectada en la actualidad. En el plano metalogénico, difiere de la anterior por dos características fundamentales:

Heterotypical and heterochronical as the former one, following roughly the southwestern border of the Bolivian Pre-Cambrian shield, this belt is the most extensive belt of such shield, extending for over 750 km with a NNW-SSE to WNW-ESE trend between the Huachi and Rincón del Tigre districts, and with a variable width of 20 to 100 km. It is also the belt in the shield richest in non-iron metals, particularly in gold and base metals. Therefore, it is currently subject of the most active prospecting. At the metallogenic plane, it differs from the preceding belt in two main characteristics:

?? Contiene varios cinturones de esquistos San Ignacio dotados de secuencias y mineralizaciones volcano-sedimentarias comprobadas o fuertemente presumidas.

Falla / Fault

Postulado Postulated

??

It contains several San Ignacio schist belts, provided with proven or strongly pressumed volcanosedimentary sequences and mineralizations.

Observado Observed


Po Po>Sph Au-Ag-Apy-Po Sph>Po

Py

Po>Sph

Au-Cpy Po-Py

Zona enriquecida en alúmina y boro High alumina and boron zone

Filita negra Black phyllite

Apy

Arsenopirita Arsenopyrite

Mineralización de oro diseminado Disseminated gold mineralization

Filita negra metalífera Metalliferous black phyllite

Cpy

Calcopirita Chalcopyrite

Po Formación ferrífera bandeada Banded iron formation Py Chert exhalativo Exhalative chert Sph

Oro en venillas Stringer gold Silicificación Silicification

Riolita, riodacita Rhyolite, rhyodacite

Pirrotina Pyrrhotite Pirita Pyrite Esfalerita Sphalerite

Argilita clorítica Chloritic argillite

Fig. 9.2 Modelo metalogénico del yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (según Adamek et al. 1996) / Metallogenic model for the Puquio Norte sedex gold deposit (after Adamek et al. 1996)

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?? Después del ciclo San Ignacio, estuvo sometida a una enérgica reactivación tectono-termal durante la orogénesis Sunsas que, además de crear sus propias concentraciones metálicas de filiación magmática, removilizó las mineralizaciones volcanosedimentarias o filonianas del ciclo San Ignacio y reconcentró localmente sus elementos económicos en forma de vetas de secreción más o menos proximal, conforme al concepto de herencia metalogénica (Routhier 1980).

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??

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After the San Ignacio cycle, it was subjected to an energetic tectonic-thermal jostling during the Sunsas orogenesis, which, in addition to creating its own magmatic filiation metallic concentrations, also re-mobilized the volcanosedimentary or phyllonian mineralizations of the San Ignacio cycle, and re-concentrated locally its economic elements in the form of more or less proximal secretion veins, according to the metallogenic inheritance concept (Routhier 1980).

Cinco son las épocas significativas de concentración metálica que han dado a esta faja su aspecto presente. La primera y la de mayor interés actual para la prospección minera corresponde a la supuesta etapa inicial de sedimentación (1600 (?)–1350 Ma) del ciclo mesoproterozoico San Ignacio, la cual, como se ha visto más arriba, estuvo acompañada de cierta actividad volcánica y exhalativa metalotecta ya detectada o inferida, estos últimos años, en una serie de cinturones de esquistos San Ignacio componentes de la faja en cuestión. Es así que, en el cinturón débilmente metamorfizado de Ñuflo de Chávez, Adamek et al. (1996) han podido identificar una genuina secuencia volcano-sedimentaria (Grupo Naranjal) de posible origen riftal ensiálico, con un volcanismo bimodal predominantemente básico; una meta BIF de esta secuencia alberga el yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (fig. 9.2 ), hoy sugestivamente el primero del escudo boliviano en ser explotado a escala industrial. Más recientemente, un importante yacimiento de sulfuros cupro-auríferos masivos, el de Miguela, ha sido descubierto dentro de una pila volcano-sedimentaria comparable, aunque más proximal y ácida, del vecino cinturón de esquistos de Guarayos. Ultimamente, otros depósitos auríferos de los dos tipos anteriores estaban en curso de exploración en el cinturón de Ñuflo de Chávez. Si asumimos una similar génesis volcano-sedimentaria, muy verosímil, para el protolito (en parte cálcico y carbonatado) del yacimiento estratoligado igualmente cupro-aurífero de Don Mario en el sureño cinturón de esquistos de Cristal (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), resulta notorio que todas las mineralizaciones vulcanógenas singenéticas reconocidas hasta el momento en el escudo están estrechamente ligadas al arco principal SW de cinturones de esquistos del Supergrupo San Ignacio, arco que, precisamente, constituye el metalotecto troncal de la faja mineralizada de Sunsas. Ello significa que, de complementarse estos hallazgos aún aislados de Au y Cu estratiformes a estratoligados con otros dentro de los demás cinturones (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) del mismo arco, dicha provincia metalogénica llegaría a convertirse en la primera faja volcanosedimentaria metalífera evidenciada en Bolivia y por lo tanto, indudablemente, no sólo en el área prospectiva prioritaria del cratón precámbrico que ya es de hecho, sino incluso en una de las principales de todo el país.

Five are the significant metallic concentration eras that have shaped the current appearance of this belt. The first and of greater current interest for mining prospecting is the initial superimposed sedimentation stage (1600 (?)–1350 Ma) of the San Ignacio MesoProterozoic cycle, which, as mentioned above, was accompanied by volcanic and metallotect exhalative activity, which, during the last few years was already detected or inferred in a series of San Ignacio schist belts making up said belt. Thus, Adamek et al. (1996) have been able to identify a genuine volcanosedimentary sequence (Naranjal Group) in the weakly metamorphized Ñuflo de Chávez belt. This sequence possibly has a riftal ensialic origin with a predominantly basic bimodal volcanism; a meta BIF in this sequence harbors the sedex gold bed of North Puquio (fig. 9.2), suggestively nowadays the first bed in the Bolivian shield to be exploited at industrial scale. More recently, an important massive copper and gold sulphur bed, namely the Miguela bed, has been discovered within a volcanosedimentary stack comparable, although more proximal and acidic, to the neighboring Guarayos schist belt. Lately, other gold deposits of the previous types were programmed to be explored at the Ñuflo de Chávez belt. If we assume a similar volcanosedimentary genesis, which is very plausible, for the protolith (in part calcic and carbonated) of the strata-related, equally copper and gold-bearing Don Mario bed in the southern Cristal schist belt (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), it is evident that all the vulcanogenic syngenetic mineralizations recognized to date in the shield, are closely linked to the main SW arc of the San Ignacio Supergroup schist belt. Precisely such arc makes up the trunk metallotect of the Sunsas mineralized belt. This means that, if these still isolated stratiform to strata-related Au and Cu findings were to be complemented with other findings within the other belts (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) in the same arc, such metallogenic province would become the first metalliferous volcanosedimentary belt seen in Bolivia, and therefore, without a doubt not only in the priority prospective area of the Precambrian craton, but also in one of the main prospective areas in the whole country.

Sucediendo a esta fase de sedimentación bajo régimen probablemente distensivo, la orogénesis San Ignacio, cuyos efectos fueron algo atenuados en la faja geotectónicamente marginal de Sunsas, no removilizó sino en pequeña escala la mineralización singenética precedente, dando solamente origen a vetas menores y esporádicas de cuarzo aurífero cual aquellas del distrito de San Ramón, producidas por secreción sintectónica precoz del oro sedimentarioexhalativo del Grupo Naranjal (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).

Following this sedimentation phase under a probably distensive regime, the San Ignacio orogenesis, the effects of which were softened at the geotectonically marginal Sunsas belt, remobilized only at small scale the preceding syngenetic mineralization, originating only minor and sporadic auriferous quartz veins, just like thos of the San Ramón district, produced by the precocious syntectonic seccretion of sedimentary-exhalative gold of the Naranjal Group (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).

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Mucho más apreciables, generalizadas y diversificadas fueron las repercusiones metalogénicas regionales de la orogénesis meso a neoproterozoica Sunsas (1000–950 Ma aprox.), cuyo impacto fue máximo a lo largo del cinturón móvil homónimo que engloba la casi totalidad de la faja que nos ocupa. Ahí esta orogénesis se caracterizó por un cizallamiento intenso y de gran alcance así como por un plegamiento multifásico más o menos apretado (Litherland et al. 1986). La formación de las grandes shear zones estuvo acompañada por un metamorfismo de grado en general bajo a muy bajo (aunque localmente medio), por una migmatización en profundidad y por la intrusión de granitoides y pegmatitas sin a tardicinemáticos. Fue seguida por la intrusión del Complejo ultramáfico a máfico estratiforme Rincón del Tigre en el extremo SSE del Cinturón Móvil y Arco Máfico de Aguapei que, más allá del Cinturón Móvil de Sunsas, representa también el extremo SE de la faja polimetálica considerada. A su vez siguió y clausuró el ciclo la intrusión de granitos y doleritas postcinemáticos.

The regional metallogenic repercusions of the Meso-to Neoproterozoic Sunsas orogenesis (1000–950 Ma approx.), were much more noticeable, generalized and diversified. It had a maximum impact along the homonymous mobile belt that encompasses almost the entire belt under discussion. There, this orogenesis featured an intense and far-reaching shearing, as well as a more or less tight ultiphase folding (Litherland et al. 1986). The formation of large shear zones was accompanied by a generally low to very low (although locally medium) degree of metamorphism by the migmatization at depth, and by the intrusion of synto late-kinematic granitoids and pegmatites. It was followed by the intrusion of the stratiform ultramafic to mafic Rincón del Tigre Complex, at the SSE end of the Aguapei Mobile Belt and Mafic Arc which, beyond the Sunsas Mobile Belt, also represents the SE end of the polymetallic belt under discussion. The post-kinematic granite and dolerite intrusion, in turn, followed and ended the cycle.

La mayor contribución metalogénica de la orogénesis Sunsas, fruto de la acción combinada del plutonismo félsico, del metamorfismo regional y del cizallamiento dúctil de su etapa de deformación principal, consistió en una removilización y reconcentración epigenéticas, a lo largo del Cinturón Móvil de Sunsas, de las mineralizaciones o preconcentraciones geoquímicas sulfuros masivos o sedex cupro-auríferos por lo esencial, oro filoniano o fisural eventualmente formadas dentro de los cinturones de esquistos San Ignacio en el transcurso del ciclo geodinámico del mismo nombre. La universalidad de este proceso transformista en tal contexto litoestratigráfico y tectono-termal explica la multiplicidad de shear zones auríferas en los cinturones de Guarayos (dist. de Miguela), de Cristal (distr. de Don Mario) y sobre todo, gracias al marcado preenriquecimiento en oro del Grupo volcanosedimentario Naranjal, de Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos–San Clemente, etc.), entre otros (Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda– Martínez 1995).

The greatest metallogenic contribution of the Sunsas orogeny, product of the combined action of felsic plutonism, regional metamorphism, and ductile shearing of its main deformation stage, consisted of the epigenetic remobilization and reconcentration, along the Sunsas Mobile Belt, of the mineralizations or geochemical preconcentrations, essentially massive sulphurs or coppergold sedex, ore gold, or eventually fissure gold, formed within the San Ignacio schist belts in the course of the geodynamic cycle of the same name. In such lithostratigraphic and tectonic-thermal context, the universality of this transformational process explains the multiplicity of the gold shear zones in the Guarayos (Miguela district), Cristal (Don Mario distrit), and above all, due to the marked enrichment in gold of the Naranjal volcanosedimentary Group, in Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos– San Clemente, etc.), among others (Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda–Martínez 1995).

La fase de plutonismo ácido sin a tardicinemático de la orogénesis Sunsas generó también mineralizaciones de cierto interés comercial en aquellos cinturones de esquistos San Ignacio del Cinturón Móvil de Sunsas que fueron intruidos por pegmatitas complejas tarditectónicas, las únicas metalíferas. Estas intrusiones más o menos lenticulares, relativamente escasas pero voluminosas (hasta más de 100 m de longitud por 35 de espesor), muestran en su conjunto una clara zonación lateral a lo largo de la serie de cinturones de esquistos de 250 km de extensión total en dirección WNW–ESE que las aloja. En efecto, Sn–(Be), aunque en proporciones subeconómicas, predominan en las pegmatitas del cinturón de Guarayos, fuentes de los placeres aluviales estañíferos del área de Ascensión de Guarayos; Be–Nb–Sn–(U–Th–tierras raras) en las pegmatitas del cinturón de Ñuflo de Chávez (el más rico con las minas San Miguel, La Verde y La Negra del distrito de La Bella), que suministran un poco de estaño a los ríos de la región situada al S de Concepción; y Be–Ta en aquellas del cinturón de San Ignacio (cf. mina San Josema y otras del distrito de Los Patos) (Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).

The syn- to late-kinematic acidic plutonism phase of the Sunsas orogenesis also generated mineralizations with certain commercial interest at the San Ignacio schist belts of the Sunsas Mobile Belt, which were intruded by late-tectonic complex pegmatites, the only ones that are metalliferous. Relatively scarce but bulky (up to 100 m long by 35 m thick), these more or less spangled intrusions, as a whole display a clear sidewise zonation along a series of schist belts with a total extension of 250 km in a WNW-ESE trend, which harbors them. In fact, although in subeconomic proportions, Sn(Be) predominate in the pegmatites of the Guarayos belt, being sources of alluvial tin placers in the Ascensión de Guarayos area; Be–Nb–Sn–(U–Th–rare earths) predominate in the pegmatites of the Ñuflo de Chávez belt (the richest, with the San Miguel, La Verde, and La Negra mines in the La Bella district), supplying some tin to the rivers of the region located S of Concepción; and Be-Ta prodiminate in those of the San Ignacio belt (cf. San Josema and other mines in the Los Patos district) (Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).

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Por último, hacia el fin del ciclo orogénico Sunsas, la intrusión del Complejo Igneo bandeado Rincón del Tigre, megasill plegado de hasta aproximadamente 5000 m de espesor diferenciado en términos ultramáficos, máficos y félsicos de base a tope, trajo consigo el preenriquecimiento en Ni y otros metales sideró o calcófilos de las dunitas serpentinizadas que componen la mayor parte de su unidad inferior ultramáfica, unidad cuya potencia alcanza a su vez más de la mitad de aquella total del sill (Annells & Burton 1984).

Finally, towards the end of the Sunsas orogenic cycle, the intrusion of the banded Rincón del Tigre Igneous Complex, a folded megasill of a thickness up to approximately 5000 m, and differentiated from base to top in ultramafic, mafic and felsic terms, brought along the enrichment in Ni and other siderophylous or calcophylous metals of the serpentinized dunites that make up most of the lower ultramafic unit, the power of which reaches more than a half of that of the total sill (Annells & Burton 1984).

Más recientemente, el Complejo Rincón del Tigre fue el único distrito de la faja polimetálica de Sunsas en que la reconcentración residual de mineralizaciones primarias por los ciclos de lateritización postepirogénica del Terciario jugó un papel económico determinante (cf. Cerro Pelón). Son metalotectas aquí las superficies peneplanizadas y lateritizadas Cerro Pelón, de edad oligocena o miocena, y más abajo San Ignacio, neomiocena y equivalente a la Superficie Velhas de Brasil. Bajo ambas se desarrollaron, en forma escalonada, saprolitas niquelíferas potencialmente explotables: las más antiguas, espesas, continuas y ricas colgadas a cierta altura bajo la Superficie Cerro Pelón, que corona una sucesión de lomas aplanadas, las más jóvenes sepultadas en la base del perfil pedogenético de la Superficie San Ignacio, ella misma soterrada bajo pedimentos modernos (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).

More recently, the Rincón del Tigre Complex was the only Sunsas polymetallic belt district in which the waste reconcentration of the primary mineralizations by the Tertiary post-epirogenic lateritization cycles played a determining economic role (cf. Cerro Pelón). Here, the peneplanated and lateritized surfaces of Cerro Pelón are metallotect, being of Oligocene or Miocene age, and further below, the San Ignacio surfaces, of Neomiocene age and equivalent to the Velhas de Brasil Surface. Beneath both of the aforementioned, potentially exploitable nickel bearing saprolites develop in echelons: the oldest, thickest, continuous and richest hanging at a certain height under the Cerro Pelón Surface, which tops a succession of levelled hills, the youngest buried at the base of the pedogenetic profile of the San Ignacio Surface, itself buried under modern pediments (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).

Con la acumulación en el Holoceno de oro detrítico en diversos distritos mineros como los de San Ramón–San Javier (el más trabajado del escudo boliviano, especialmente en las quebradas cercanas a Santa Rosa de la Mina y en la cuenca del río Quíser), Medio Monte (Palmira, etc.) y Ascensión de Guarayos (La Minita, etc.) llega a su fin el ciclo de herencia metalogénica polifásica iniciado en el Proterozoico Medio dentro de la faja de Sunsas. Sean de cauce torrencial o fluvial actual o antiguo, de terraza o coluviales, estos placeres proximales provienen efectivamente de la erosión de las mineralizaciones auríferas filonianas emplazadas durante la orogénesis Sunsas o llegado el caso durante la orogénesis San Ignacio, y/o aun de sus antecesoras volcanosedimentarias de edad San Ignacio, que afloran aguas arriba en los mismos distritos (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). Paralelamente se depositaron los aluviones estañíferos, también proximales, de los distritos de Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) y Concepción (Coloradillo, etc.), formados por su lado mediante reconcentración exógena del estaño diseminado en las pegmatitas complejas de época Sunsas expuestas en la región (Appleton & Llanos 1982).

With the accumulation of detrital gold, during the Holocene, in diverse mining districts, such as San Ramón-San Javier (the most exploited one in the Bolivian Shield, specially in the streams nearby Santa Rosa de la Mina and in the Quiser River basin), Medio Monte (Palmira etc.) and Ascensión de Guarayos (La Minita etc.), the polyphase metallogenic heritage cycle comes to an end, being a cycle that had started during the Middle Proterozoic within the Sunsas belt. Whether they are from a torrent riverbed, or a current or old fluvial one, with terraces or colluvial, these proximal placers are in effect the result of the gold ore mineralizations’ erosion that were empalced during the Sunsas orogenesis or, in its case, during the San Ignacio orogenesis and/or even its volcanosedimentary forerunners of San Ignacio age, which outcrop upstream in the same districts (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). At the same time, the also proximal tin alluvia of the Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) and Concepción (Coloradillo etc.) districts, were deposited. They are formed by the exogenous reconcentration of tin scattered in the complex pegmatites of the Sunsas time, which are exposed in the region (Appleton & Llanos 1982).

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Faja ferro-manganesífera de Mutún–Tucavaca

The Mutún–Tucavaca Iron-Manganese Belt

Es la más circunscrita de las tres provincias metalíferas del escudo precámbrico boliviano, con una extensión NW-SE no superior a 230 km y una anchura media de apenas 30 km, pero es la que encierra los más cuantiosos recursos minerales. Su historia metalogénica tiene como distintivo esencial un vínculo íntimo con el ciclo sedimentario brasiliano, que se desarrolló desde unos 650 hasta unos 570 Ma, antes de la orogénesis homónima, a raíz de la apertura y expansión finiproterozoicas, en medio de la Plataforma cratónica Sudamericana, de las cuencas riftogénicas Paraguay– Araguaia (N–S) y Tucavaca (WNW–ESE) (Litherland et al. 1986). Dentro de estas cuencas táfricas fue acumulándose el llamado “Supergrupo Chiquitos”, potente serie de cobertura epicontinental que, tal como se ha visto, consta de tres grandes unidades litoestratigráficas superpuestas:

With a NW-SE extension not exceeding 230 km and a mean width of barely 30 km, it is the most circumscribed belt in the three metalliferous provinces of the Bolivian Precambrian, holding, however, the most mineral resources. Its metallogenic history has the essential feature of a close link to the Brazilian sedimentary cycle which developed from about 650 to 570 Ma, before the homonymous orogenesis, which resulted from the finiproterozoic opening and expansion of the riftogenic Paraguay-Araguaia basin (N-S) and Tucavaca (WNW-ESE) basins (Litherland et al. 1986). Within these taphric basins, the so-called “Chiquitos Supergroup”, a powerful series of epicontinental cover, started accumulating, which, as mentioned before, is made up b three large superimposed lithostratigraphic units:

?? en la base, los conglomerados y otros sedimentos inmaduros, las tobas volcánicas y luego los sedimentos glaciogénicos y químicos (diamictitas, formaciones ferro-manganesíferas bandeadas o “BIMF”, etc.) que constituyen los Grupos Boquí y Jacadigo hacia el E así como la parte inferior del Grupo Tucavaca hacia el W;

??

At the base, the conglomerates and other immature sediments, the volcanic tuffs, and then the glaciogenic and chemical sediments (diamictites, banded iron-manganese formations or “BIMF”, etc.) that make up the Boquí and Jacadigo Groups to the E, as well as the lower part of the Tucavaca Group to the W;

?? encima, las calizas del Grupo Murciélago al E y (según Litherland et al., op. cit.) de la parte intermedia (Formación Pororó) del Grupo Tucavaca al W, indicadoras de una plataforma epicontinental ensanchada;

??

on top, the Murciélago Group limestones to the E and (according to Litherland et al., op. cit.), from the intermediate part (Pororó Formation) of the Tucavaca Group to the W, indicating a widened epicontinental shelf;

?? en el tope, las areniscas y lutitas de la Fm. Mandioré al E y , de acuerdo siempre con Litherland et al. (op. cit.), de la parte superior del Tucavaca al W, correspondientes a una nueva extensión y profundización de las cuencas riftales y en particular de aquella, aulacogénica, de Tucavaca hacia el WNW a lo largo de la Línea de Chiquitos.

??

at the top, the sandstones and shale of the Mandioré Formation to the E, and according to Litherland et al., op. cit., as always, from the upper part of the Tucavaca to the W, pertaining to a new extension and deepening of the rift basins, and particularly of the aulacogenic Tucavaca bains, to the WNW along the Chiquitos Line.

Todos los yacimientos importantes conocidos hasta ahora en la faja de Mutún-Tucavaca se agrupan en la porción oriental de ésta y se hallan hospedados en la sección basal del Grupo Boquí/Jacadigo, dentro de BIMF “Rapitanas”, o sea de origen periglaciar, del tipo Mato Grosso. Estas clásicas menas sedimentarias químicas de Fe– Mn jaspilíticos del Proterozoico Superior son las más ricas en metales ferrosos del país y representan los mayores recursos minerales del escudo. De especial magnitud son los depósitos del distrito boliviano–brasileño de Mutún-Urucum, del Cerro Rojo y, en menor medida, de Cerro Colorado–Murciélago (OĆonnor & Shaw 1987). Aquellos de la Serranía Mutún fueron además sometidos ulteriormente a un ciclo erosivo terciario, del cual resultó una significativa reconcentración del Fe en coluvios pedemontanos hoy en día consolidados (“canga”) como los del paleoplacer satélite de La Cruz (OĆonnor & Shaw, op. cit.)

All the important deposits known so far in the Mutún-Tucavaca belt are grouped in its eastern portion, and are lodged in the basal sector of the Boquí/Jacadigo Group, within the “Rapitanas” BIMFs; that is, their origin is periglaciar, of the Matto Grosso type. These classic chemical sedimentary jaspillitic Fe-Mn ores of the Upper Proterozoic are the richest in ferrous metals in the country. They represent the shield’s largest mineral resources. Specially large are the deposits of the Bolivian-Brazilian district of MutúnUrucum in Cerro Rojo, and to a lesser extent, in Cerro ColoradoMurciélago (OĆonnor & Shaw 1987).The deposits of the Mutún Range were additionally subjected to a later Tertiary erosive cycle, which produced a significant reconcentration of Fe in piedmont colluvia that are nowadays consolidated (“canga”) as those of the satellite paleoplacer of La Cruz (OĆonnor & Shaw, op. cit.).

Por otro lado, a lo largo del borde noroccidental de la cuenca Tucavaca se emplazaron un poco más tarde una serie de indicios epigenéticos de Zn–Pb del tipo Mississippi Valley (cf. Bocamina) confinados dentro de la Formación Pororó, secuencia peritidal de 50 a 200 m de potencia a base de calizas criptoalgales dolomitizadas y finamente laminadas por ritmitas de cristalización diagenética (DCR). Estas mineralizaciones estratoligadas fueron moderadamente removilizadas, entre 600 y 500 Ma, por el

On the other hand, along the northwestern border of the Tucavaca basin, a series of Mississippi-type Zn-Pb epigenetic indications (cf. Bocamina) were emplaced, which were confined within the Pororó Formation, a peritidal sequence of a power of 50 to 200 m, made up by dolomitized cryptoalgal limestones, finely laminated by diagenetic crystalization rhythmites (DCR). Between 600 and 500 Ma, these strata-related mineralization were moderately remobilized by the faulting of the weak Brazilian orogenesis that

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fallamiento de la débil orogénesis Brasiliana que, en el cratón del oriente boliviano, marca la transición Precámbrico-Fanerozoico.

marks the Precambrian-Phanerozoic transition in the craton of western Bolivia.

OROGENO ANDINO

ANDEAN OROGEN

Conceptos generales

General Concepts

La metalogenia del oeste de Bolivia, norte de Chile, noroeste de Argentina y centro y sud de Perú, áreas particularmente mineralizadas de la muy extensa Provincia Polimetálica Andina, se inscribe más específicamente en el marco de la evolución geodinámica fanerozoica de los actuales Andes Centrales, tramo cordillerano que se alarga desde el norte de Lima hasta el paralelo de Tucumán entre las latitudes 11° y 27° S aproximadamente. Esta parte de la cadena andina se caracteriza por la sucesión de oeste a este de arcos magmáticos subparalelos y, en relación con ellos, de fajas metalogénicas longitudinales amplias (extendiéndose hasta más de 600 km de la fosa actual de subducción, en lugar de los 40 km alcanzados a lo sumo en los arcos normales [Coira et al. 1982]), ordenadas según una conspicua zonación transversal: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-Zn, y apenas disturbadas en general por una segmentación longitudinal en subprovincias metálicas limitadas por megaestructuras tectónicas más o menos perpendiculares al orógeno (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).

The metallogeny if western Bolivia, northern Chile, northwestern Argentina, and central and southern Peru, areas that are particularly mineralized in the very extensive Andean Polymetallic Province, can be more specifically registered within the Phanerozoic geodynamic evolution framework of the current Central Andes, a range stretch that covers from the north of Lima to the Tucumán parallel between the 11° and 27° S latitudes, aproximately. This part of the Andean chain features, from west to east, the succession of subparallel magmatic arcs and, related there to, of wide lengthwise metallogenic belts (spanning over more than 600 km of the current subduction trench, instead of the 40 km reached, at the most, in normal arcs [Coira et al. 1982]), arranged according to a conspicuous broadside zoning: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/PbZn, and in general barely disturbed by the lengthwise segmentation in metallic provinces limited by tectonic megastructures more or less perpendicular to the orogen (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).

Además, se sabe que las porciones central y meridional (16°-27° S) de los Andes Centrales, donde tuvo lugar, hacia el oeste, un magmatismo casi continuo desde el Mioceno hasta el Reciente y donde el volcanismo sigue todavía activo a lo largo del Arco Principal de la Cordillera Occidental, del Altiplano occidental y de la Puna ("Zona Volcánica Central" de los Andes), se singularizan por dos distintivos adicionales de gran significado metalogénico:

Besides, it is well known that the central and meridional sectors (16°-27° S) in the Central Andes, where, to the west, an almost continuous magmatism took place from the Miocene to the Recent, and where the volcanism continues to be active along the Western Cordillera’s Main Arc, the western Altiplano, and the Puna (“Central Volcanic Zone” of the Andes), are unique because of two additional features of great metallogenic meaning:

?? una inclinación apreciable (20°-30°) del plano de Benioff subyacente, con relación a aquella de sólo 5°-15° que tipifica los segmentos andinos colindantes al norte y al sur, y

??

a noticeable slope (20°-30°) of the Benioff plane, as compared to the 5°-15° slope which is typical of the adjacent Andean segments to the north and south, and

?? un espesor considerable (hasta 70 km) del substrato cortical continental (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).

??

a considerable thickness (up to 70 km) of the continental crustal bedrock (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).

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Fig. 9.3 Fajas y Yacimientos Metalíferos de los Andes Centrales, según Heuschmidt 1995/ Metalliferous belts and deposits of the Central Andes (after Heuschmidt 1995)

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La zonación del magmatismo y de la distribución metálica centroandinos en fajas longitudinales de distintas edades así como el gradual ensanchamiento del cinturón orogénico y metalogénico de los Andes Centrales y el engrosamiento paralelo (del simple al doble) de la corteza continental infrayacente tienen como origen común, por lo esencial, una serie de episodios mayores de acortamiento geotectónico y consiguiente generación profunda de magmas intrusivos a extrusivos, los que caracterizan el ciclo geodinámico andino desde el paso en el Cretácico Superior de una subducción de ángulo alto y régimen de stress distensivo "de tipo Marianas" a otra de ángulo moderado y régimen compresivo "de tipo chileno" (Boric et al, 1990, Sillitoe 1992).

The zoning of the Central Andean magmatism and metallic distribution in lengthwise belts of different ages, as well as the gradual enlargment of the Central Andean orogenic and metallogenic belt, and the parallel enlargment (from simple to double) of the underlying continental crust have essentially the common origin of a series of major geotectonic shortening, and the ensuing deep generation of intrusive to extrusive magmas which are typical of the geodynamic Andean cycle, from the shift, during the Upper Cretaceous, from a high angle subduction and “Mariana-type” distensive stress regime to another subduction of moderate angle and “Chilean-type” compressive regime (Boric et al. 1990, Sillitoe 1992).

De intensidad creciente, las primeras de esas fases tectónicas mayores fueron seguidas por "saltos" recurrentes hacia el este del frente magmático andino, paralelo a la fosa de subducción, y del frente metalogénico asociado; migración discontinua atribuida por ciertos autores (cf. Boric et al., op. cit.) a la progresión gradual en el mismo sentido del plano de Benioff al ritmo del acortamiento de la margen continental en cada evento diastrófico, y por otros (cf. Mitchell 1973) a una disminución polifásica del ángulo de dicho plano del Cretácico Superior al Mioceno Inferior. Es así que dentro de la faja cuprífera peruano-chilena, la más interna de los Andes Centrales, se formaron sucesivamente, cada vez más lejos de la costa, "subfajas" longitudinales de edades neocretácica (centro-sud del Perú), neopaleocena a eo-eocena (extremo sud del Perú-norte de Chile) y neo-eocena a eo-oligocena (norte de Chile).

With increasing intensity, the first of these major tectonic phases were followed by recurrent “skips” of the Andean magmatic front, parallel to the subduction trench, to the east, and of related metallogenic front; this discontinuous migration, attributed by some authors (cf. Boric et al., op. cit.) to the gradual progression in the same direction as the Benioff plane, to the rhythm of the continental margin shortening in each diastrophic event, and by others (cf. Mitchell 1973) to a polyphase reduction of such plane’s angle during the Upper Cretaceous to the Lower Miocene. It was so that within the Peruvian-Chilean copper belt, the innermost in the Central Andes, lengthwise “sub-belts” were formed successively, each time farther away from the coast, of Neo-Cretaceous (centralsouthern Peru), Neo-Paleocene to Eo-Eocene (southern end of Perunorthern Chile) and Neo-Eocene to Eo-Oligocene (northern Chile) ages.

Luego, a raíz de la crisis tectónica principal del Oligoceno Superior a Mioceno Inferior (27-19 Ma) provocada por nuevos cambios sustanciales en la dinámica de subducción de la placa de Nazca (disminución hasta unos 20° del ángulo de subducción, reorientación del rumbo de la convergencia en dirección perpendicular a la costa y aceleración de la velocidad de convergencia) (Redwood 1993), el frente orogénico, magmático y metalogénico centroandino confinado hasta entonces dentro de la Cordillera Occidental se propagó rápidamente a través del basamento precámbrico rígido ("microplaca" continental de Arequipa) del pie de monte altiplánico hasta la antigua cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Redwood, op. cit.). Así, mientras el Altiplano se convirtió en una cuenca de sedimentación terrígena intramontana donde se acumularon, entre otras, espesas secuencias epicontinentales de redbeds cupríferos, los terrenos psamo-pelíticos, y por tanto plásticos, predominantemente ordovícicos, silúricos y devónicos que se extendían ampliamente al este fueron fuertemente deformados y solevantados, dando origen a lo que hoy constituye la Cordillera Oriental, la Faja Subandina y, globalmente, el oroclino boliviano, intruidos por magmas calco-alcalinos peraluminosos de tipo S y de fuente mayormente cortical de los cuales derivan numerosos plutones granitoídicos y stocks subvolcánicos (rio)dacíticos metalotectos y abundantemente mineralizados en estaño, wolfram y otros metales asociados (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) en el tramo nor-central a central de la faja estañífera.

Later on, as consequence of the main tectonic crisis of the Upper Oligocene to the Lower Miocene (27-19 Ma), caused by new substantial changes in the subduction dynamics of the Nazca Plate (a decrease down to a 20° subduction angle, re-orientation of the convergence trend in a direction perpendicular to the coast, and acceleration of the convergence velocity) (Redwood 1993), the Central Andean magmatic and metallogenic orogenic front, confined up to the time within the Western Cordillera, propagated rapidly across the rigid Precambrian basement (Arequipa continental “microplate”) of the Altiplano piedmont, reaching up to the old Paleozoic basin in the Eastern Andes (Redwood, op. cit.). Thus, while the Altiplano became an intramontane terrigenous sedimentation basin, where epicontinental copper redbed sequences accumulated, among others, predominatly Ordovician, Silurian, and Devonian psammopellitic, and therefore plastic terranes, which extended widely to the east, were strongly deformed and uplifted, giving place to what today is the Eastern Cordillera, the Sub Andean Belt, and globally, the Bolivian orocline. All of the former are intruded by S-type peraluminous calc-alkaline magmas, and are mostly of crustal source, from which derive numerous granitoid plutons and subvolcanic (rhyo)dacitic, metallotect and abundantly mineralized by tin, wolfram, and other associated metals (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) stocks, in the north-central to central stretch of the tin belt.

Después de esta crisis geodinámica oligo-miocena, el evento magmático del Mioceno Medio (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) tuvo por característica preponderante una expansión de la actividad ígnea (subvolcánica y volcánica) y metalogénica a la mayor parte de los

After the Oligo-Miocene geodynamic crisis, the magmatic event of the Middle Miocene (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) had the prevailing characteristic of an expansion of the igneous (subvolcanic and volcanic) and metallogenic activity inot most of the Central

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Andes Centrales, especialmente en el sud (Bolivia y confines NW de Argentina) y extremo noroccidental (sudeste del Perú) de la faja estañífera y, al oeste, a lo largo de casi toda la faja polimetálica mesoandina (centro del Perú, Altiplano boliviano, Cordillera Occidental o Principal boliviano-chilena y Puna argentino-chilena).

Andes, specially in the south (Bolivia and NW limits of Argentina) and in the northwestern end (southeast Peru) of the tin belt, and in the west, along alomst the entire Meso Andean polymetallic belt (central Peru, Bolivian Altiplano, Western or Main Bolivian - Chilean Cordillera and Argentine-Chilean Puna).

Finalmente, durante el Mioceno Superior y Plioceno Inferior (11-4 Ma aprox.) (Redwood, op. cit.), el último episodio tectonomagmático notable del ciclo orogénico andino originó, junto a stocks subvolcánicos, domos, estratovolcanes, calderas y vastos escudos ignimbríticos, una diversidad de mineralizaciones volcanogénicas de metales preciosos y de base, bismuto, uranio, etc. que se esparcen a lo largo y ancho de la faja polimetálica centroandina antes mencionada, desde el centro del Perú hasta la Puna y desde la Cordillera Principal chilena hasta la margen oriental del Altiplano, con algunos depósitos satélites en las mesetas volcánicas contemporáneas (Los Frailes y Morococala en el sudoeste de Bolivia, Macusani en el sudeste del Perú) que se superponen al este a la faja estañífera. De esta manera, la "explosión" magmática neógena resultó ser el fenómeno geológico de más importantes consecuencias metalogénicas y económicas en la historia de los Andes Centrales (Redwood, op. cit.).

Finally, during the Upper Miocene and Lower Pliocene (11-4 Ma, approx.) (Redwood, op. cit.), the last remarkable tectonomagmatic episode of the Andean orogenic cycle originated, together with subvolcanic stocks, domes, stratovolcanoes, calderas, and vast ignimbritic shields, a diversity of vulcanogenic mineralizations of precious and base metals, bismuth uranium, etc., which are scattered along and across the aforementioned Central Andean polymetallic belt, from central Peru to the Puna, and from the Main Chilean Cordillera to the Altiplano’ eastern margin, with some satellite deposits at contemporary volcanic plateaus (Los Frailes and Morococala, in the southwest of Bolivia, Macusani in the southeast of Peru), which are superimposed over the tin belt to the east. In this way, the Neogene magmatic “explosion” happened to be the geological phenomenon with the most important metallogenic and economic consequences in the history of the Central Andes (Redwood, op. cit.).

La supeditación de gran parte del magmatismo y de la metalogénesis centroandinos, desde el Cretácico Superior, a una sucesión de fases mayores de acortamiento cortical pone además de manifiesto el contexto fundamentalmente compresivo de formación de los yacimientos metalíferos cenozoicos de esta región, contexto corroborado por el control de muchos de ellos por charnelas anticlinales, fallas transpresionales y zonas de cizalla de toda magnitud (incluyendo las megafracturas en cuyas intersecciones se desarrollaron calderas y mineralizaciones volcanogénicas asociadas como aquellas del Cerro Rico de Potosí, de Porco y del distrito de Salinas de Garci Mendoza en Bolivia). Sin embargo, en el detalle, estos depósitos sintectónicos se emplazaron dentro de zonas de distensión localmente inducidas en el marco compresivo regional; los más ricos, en particular, suelen circunscribirse a "duplex tensionales" (Redwood, op. cit.) asociados a grandes fallas transcurrentes, tal como ocurre en los casos de Llallagua, Huari Huari (BarragánVargas, 1977), el Cerro Rico y Kori Kollo en los Andes bolivianos.

The subjection of great part of the Central Andean magmatism and metallogenesis, since the Upper Cretaceous, to a succession of major crustal shortening phases, makes evident the fundamentally compressive context of the formation of Cenozoic metalliferous deposits in this region. This context was verified by controlling several of them by means of anticline hinges, transpressional faults, and shear zones of all magnitudes (including megafractures in the intersections of which, related volcanogenic calderas and mineralizations developed, such as those of the Cerro Rico de Potosí, Porco, and the Salinas district in Garci Mendoza, Bolivia). Nonetheless, in detail, these syntectonic deposits were emplaced within the distension zones, locally induced in the regional compressive framework; particularly the richest usually circumscribe around “tensional duplex” (Redwood, op. cit.), related to large transcurrent faults, as happens in the cases of Llallagua, Huari Huari (Barragán-Vargas, 1977), the Cerro Rico and Kori Kollo in the Bolivian Andes.

Las migraciones sucesivas W???E de la actividad orogénica, magmática y metalogénica a través de los Andes Centrales en el transcurso del Cenozoico proveen una explicación satisfactoria, a grandes rasgos, del diseño geométrico globalmente longitudinal de las fajas minerales de este tramo cordillerano. Sin embargo, no permiten interpretar la zonación transversal de los metales y de los tipos de depósitos que los contienen, ni tampoco la segmentación longitudinal de las fajas en cuestión en series de subprovincias diferenciables en base no sólo a límites megaestructurales transversales sino también a signaturas geoquímicas y características yacimentológicas distintas. Tal zonación metálica y tipológica bidireccional puede atribuirse a diversos otros factores geológicos que, aunque contrapuestos en forma a menudo excluyente por los numerosos investigadores del tema desde los años 70, parecen en realidad haber intervenido de manera paralela o aun combinada. Entre ellos, la diferencia de nivel de erosión entre fajas ha sido considerada determinante por varios autores desde Petersen (1970) hasta Redwood (1987) y explica en particular la predominancia de pórfidos cupríferos en el flanco pacífico de la Cordillera Occidental

The successive W???E migrations of the orogenic, magmatic and metallogenic activity across the Central Andes, in the course of the cenozoic, provide a broadly satisfactory explanation of the globally lengthwise, geometric desing of the mineral belts in this stretch of the range. However, they allow an interpretation of neither the metal broadside zoning, and of the types of deposits that hold them, nor the lengthwise segmentation of the belts in question, in a series of subprovinces that can be differentiated on the basis of not only broadside megastructural boundaries, but also different geochemical signatures and deposit characteristics. Such metallic and typologic bidirectional zoning can be attributed to a diversity of other geological factors which, although often counterposed in an excluding fashion by the numerous researchers of the topic since the 70’s, actually seem to have intervened in parallel or combine manner. Among them, the difference in the erosion level between belts has been considered by several authors, ranging from Petersen (1970) to Redwood (1987), to be determining and also explains particularly the predominance of copper porphyries at the Pacific limb of the Western Cordillera (Chile-Peru), and of epithermal

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(Chile-Perú) y de vetas epitermales de metales preciosos en las alturas de esta última y el Altiplano. Para Lehmann (1990) en cambio, la especialización polifásica en estaño de la Cordillera Oriental es producto de una diferenciación particularmente prolongada y completa de los magmas metalotectos en el seno de una corteza continental de trasarco muy espesa, y asimismo de una sobreconcentración de Sn en las fases magmáticas residuales y luego hidrotermales apicales debida a la fugacidad de oxígeno relativamente baja (reflejada en el tipo S de los granitoides) de la potente secuencia de lutitas oscuras carbonosas de la cuenca eopaleozoica en la cual se confina la faja estañífera.

precious metal veins in the heights of the latter and in the Altiplano. For Lehmann (1990), in turn, the Eastern Cordillera’s polyphase specialization in tin is a product of a particularly prolonged and complete differentiation of the metallotect magmas in the bosom of the very thick back-arc continental crust, as well as of the Sn overconcentration in the residual magmatic, and later apex hydrothermal phases, due to the relatively low oxigen fugacity (reflected in the granitoids’ S-type) of the powerful sequence of carbonous dark shale of the Eo-Paleozoic basin in which the tin belt is confined.

Con otro enfoque basado en el concepto transformista de "herencia metalogénica intracortical" de Routhier (1980), se ha relacionado también la especialización metálica regional con etapas repetidas de reciclaje magmático (por asimilación o anatexis) y/o removilización hidrotermal de los materiales y elementos geoquímicos de la corteza siálica y, por consiguiente, de reconcentración de los metales hasta un nivel de enriquecimiento local culminante en el Terciario Superior. Esta concepción ha sido avalada a lo largo de la década del 80 por diversos investigadores de la metalogenia centroandina, especialmente por Frutos & Pincheira (1985), por Oyarzún (1985) a través de su teoría de la "maduración metalogénica" del orógeno andino e, implícitamente, por Redwood (1986) cuando recalca la contaminación creciente en el tiempo de los magmas altiplánicos, de origen mantélico ligado a la subducción cenozoica, por una corteza precámbrica y paleozoica cada vez más engrosada por acortamiento geotectónico. Ha sido en cambio juzgada contradictoria con los datos recientes de la petroquímica y geoquímica isotópica por Lehmann (1990) en el caso del cinturón estañífero. Sin embargo Lehrberger vuelve a plantearla en 1992 al proponer un modelo "secrecionista" de preconcentración sinsedimentaria y reconcentraciones sin a tarditectónicas polifásicas del antimonio (y oro asociado) de la cuenca euxínica eopaleozoica de la Cordillera Oriental boliviana, o sea de la faja polimetálica externa de los Andes Centrales (fig. 9.4). Similar es además el modelo genético de secreción tardicinemática a partir de preconcentraciones "sedex" en formaciones psamo-pelíticas eo-ordovícicas asumido en estos mismos años recientes por Sureda et al. (1991) para los yacimientos vetiformes estratoligados de oro de la provincia metalogénica quiaqueña, de edad ordovícica, en el extremo NW de Argentina: lo cual, como sugieren estos autores, actualiza en el contexto centroandino las nociones de evolución y herencia metalogénicas intracorticales introducidas por Boyle (1979) y Routhier (1980).

With a different approach, based on the transformational concept of “intracrustal metallogenic heritage” of Routhier (1980), the regional metallic specialization has also been related to the repeated magmatic recycling stages (by assimilation or anatexis) and/or hydrothermal remobilization of geochemical materials and elements of the sialic crust, and therefore, of metal reconcentration up to a local enrichment level ending in the Upper Tertiary. Along the decade of the 80’s, this conception has been endorsed by several researchers of the Central Andean metallogeny, particularly by Frutos & Pincheira (1985) and Oyarzún (1985) through his “metallogenic maturation” theory of the Andean orogen and, implicitly by Redwood (1986), when he emphasizes the increasing contamination, in time, of the mantle origin Altiplano magmas, linked to the Cenozoic subduction by a Precambrian and Paleozoic crust more and more enlarged by the geotectonic shortening. In the case of the tin belt, in turn, it has been deemed contradictory by the recent petrochemical and isotropic geochemical data of Lehmann (1990). However, Lehrberger proposes this theory again in 1992, when he proposes a “seccretionist” model of synsedimentary preconcentration and syn- to late-tectonic polyphase antimonium (and associated gold) reconcentrations of the Euxinic Eo-Paleozoic basin of the Bolivian Eastern Cordillera; that is, of the Central Andes external polymetallic belt (Fig. 9.4). In addition, similar is the genetic model of late-kinematic seccretion from “sedex” preconcentrations in Eo-Ordovician psammopellitic formations, in recent years assumed by Sureda et al. (1991) for the strata-related vein-shaped gold deposits of the Ordovician Quiaca metallogenic province in the NW end of Argentina: as these authors suggest, in the Central Andean context, this brings the intracrustal metallogenic evolution and heritage notions introduced by Boyle (1979) and Routhier (1980) up to date.

En cuanto a la segmentación geoquímica longitudinal de las fajas minerales en los Andes Centrales, su origen sigue siendo también tema de controversia. Mientras que Frutos & Pincheira (1985) ven en ella otro efecto de una herencia metálica regionalmente heterogénea sumada a la evolución geológica desigual de esos distintos compartimientos geoestructurales, Boric et al. (1990) enfatizan en Chile el rol de las variaciones espacio-temporales en las condiciones de interacción de las placas convergentes, así como los tramos de la cadena andina volcánicamente activos o inactivos en una época dada corresponden a ángulos de subducción del orden de 30° o inferiores a 20° respectivamente. Entre estas dos posiciones encontradas, parece lógico concluir como Soler et al. (1986) en el caso del Perú que la segmentación metalogénica centroandina es por regla general fruto a la vez de la dinámica de producción y ascensión de los magmas calco-alcalinos a lo largo de ciertas porciones de la zona de

With regards to the lengthwise geochemical segmentation of the Central Andean mineral belts, their origin is still a controversial topic. While Frutos & Pincheira (1985) see in it another effect of the regionally heterogeneous metallic heritage, added to the uneven geological evolution of those different geostructural compartments, in Chile, Boric et al. (1990) emphasize the role of the spatialtemporal variations under the interaction conditions of the converging plates, just like the volcanically active or inactive Andean chain stretches in a given time pertain to subduction angles in the order of 30° or below 20°, respectively. Between these two positions found, in the case of Peru, it seems logical to conclude, like Soler et al. (1986) that the Central Andean metallogenic segmentation, as a general rule, is the product of both, the production dynamics and the rise of calc-alkaline magmas along certain portions of the subduction zone. Such portions migrate both lengthwise and sidewise, and with

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA subducción, porciones que van migrando tanto longitudinal como transversal-mente, y de una evolución diferente según los segmentos de dichos magmas en el transcurso de su trayecto y emplazamiento corticales de acuerdo al grado regional de previa maduración estructural de esta corteza continental (posibilidad o no de contaminación siálica, de diferenciación magmática avanzada, de entrampamiento tectónico de los fluidos derivados, etc) (cf. Sillitoe 1980). Aunque no se puede descartar la intervención en determinadas áreas de otros parámetros como, por ejemplo, el nivel de erosión al que se deben en particular las diferencias entre la metalogenia del norte y del centro de la faja estañífera boliviana (Heuschmidt 1979).

a different evolution, according to the segments of such magmas in the course of their crustal trajectory and emplacement, also according to the regional degree of previous structural maturation of this continental crust (the possibility or not of sialic contamination, advanced magmatic differentiation, tectonic entrapment of derivate fluids, etc) (cf. Sillitoe 1980). Although the intervention in determinate areas of other parameters, such as the erosion level to which the differences between the metallogeny from the north and center of the Bolivian belt are owed, can not be dismissed (Heuschmidt 1979).

Las fajas metálicas andinas

The Andean Metallic Belts

Al este de los depósitos de hierro, cobre y oro de la franja metalogénica jurásica a eocretácica costera de Perú y Chile, los Andes Centrales se caracterizan, tal como se ha visto más arriba, por la sucesión transversal, en una posición cada vez más externa dentro del orógeno, de cuatro extensas fajas metálicas arqueadas (paralelamente al oroclino boliviano y sus prolongaciones NW y S) de rumbo general NW-SE a N-S: la faja cuprífera de la Cordillera Occidental (sensu lato), la faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental (con metales preciosos y de base predominantemente), la faja estanífera y la faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental, auro-antimonífera y plumbo-zinquífera por lo esencial.

East of the iron, copper and gold deposits of the Jurassic to coastal Eo-Cretaceous metallogenic belt of Peru and Chile, the Central Andes feature, as mentioned before, the broadside succession of four extensive arched metallic belts, in an increasing outer position within the orogen (parallel to the Bolivian orocline and its NW and S extensions), with a general NW-SE to N-S strike: the Western Cordillera copper belt (sensu lato) the Altiplano and Western Cordillera polymetallic belt (mostly with precious and base metals), the tin belt and the essentially gold-antimonium and leadzink Eastern Cordillera marginal polymetallic belt.

Los Andes bolivianos participan de las tres últimas de estas cuatro fajas y, prosiguiendo con la descripción secuencial de E a W iniciada a propósito del escudo precámbrico, la sinopsis yacimentológica y metalogénica siguiente está estructurada conforme a la zonación en esa dirección de dichos tres cinturones así como, para cada uno de ellos, al orden cronológico de los ciclos mineralizadores responsables tanto de su progresiva especialización metálica global como de las particularidades regionales de sus distintos segmentos en cuanto a signatura geoquímica y a tipos de depósitos se refiere.

The Bolivian Andes take part in the last three out of the four belts and, continuing with theE-W sequential description started for the Precambrian shield, the following metallogenic and deposit synopsis is structured according to the zoning of those three belts in that direction, and each of them, by chronological order of the mineralization cycles responsible for both, their global progressive metallic specialization and the regional features of their different segments, in terms of their geochemical signature and deposit types.

Faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental

The Marginal Poly-metallic Belt of the Eastern Cordillera

La franja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera que se desarrolla por unos 1800 km a lo largo de las faldas y contrafuertes NE y E de la Cordillera Oriental, desde las afueras de Cuzco en el segmento metalogénico centro-sud de los Andes peruanos hasta el sud de Salta al borde del cratón Pampeano argentino, es la más externa de las fajas minerales que atraviesan los Andes bolivianos. Claramente limitada al oeste (salvo en sus extremos) por el cinturón estanífero, tiene en cambio al este una linde mucho menos definida que se pierde en las estribaciones selváticas de la cordillera. Su situación geográfica marginal y la proximidad de una faja metalífera excepcionalmente rica han frenado en gran medida, fuera de la muy atractiva provincia antimonífera sud-boliviana, el progreso de los conocimientos sobre sus recursos minerales y la tipología de sus yacimientos, hecho tanto más perjudicial aún cuando se trata de una franja metalogénicamente muy compleja, tal vez la más "heterócrona" y "heterotípica" (en el sentido de Routhier 1980) de Bolivia.

The gold-antimonium and lead-zink belt that unfolds for about 1800 km along the hillsides and buttresses NE and E of the Eastern Cordillera, from the outskirts of Cuzco in the south-central metallogenic segment of the Peruvian Andes to the south of Salta, at the border of the Argentine Pampean Craton, is the most extensive of the mineral belts across the Bolivian Andes. Clearly bound to the west (with exception of its ends) by the tin belt, to the east in turn, it has a much less defined boundary that gets lost in the range’s jungle spurs. Outside the very attractive antimonium province in southern Bolivia, its marginal geographic situation and the proximity of an exceptionally rich metalliferous belt, have put a stop, to a great extent, to the progress of knowledge on its mineral resources and the typology of its deposits. This is a more detrimental fact considering that this is a metallogenically complex belt, maybe the most “heterochronous” and “heterotypical” in Bolivia (in the sense of Routhier 1980).

Se ha determinado en la Provincia Metalogénica Quiaqueña del noroeste de Argentina que el primer ciclo mineralizador de este cinturón se remonta a principios del Ordovícico (Tremadociano

In the Quiaca Metallogenic Province in northwestern Argentina, it was determined that this belt’s first mineralizing cycle dates back to the beginning of the Ordovician (Lower Tremadocian – Middle

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Inferior - Arenigiano Medio), cuando se depositaron en altos estructurales de la cuenca trasarco tacsariana las importantes mineralizaciones estratiformes sedex (ulteriormente termometamorfizadas) de Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) de El Aguilar y La Colorada, ligadas a una actividad tectónica y exhalativa sinsedimentaria precoz.

Arenigian), when the important stratiform Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) sedex mineralizations (ultimately thermally metamorphized) of El Aguilar and La Colorada, linked to a tectonic and precocious synsedimentary exhalative activity, were deposited in the Tacsarian back-arc basin’s structural heights.

En el Ordovícico Medio y Superior, volcanismo e hidrotermalismo singenéticos migraron en forma diacrónica del sur al norte de la cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Sureda et al. 1991): testimonios de su paso por el sudoeste de Bolivia son posiblemente las coladas o sills submarinos así como las mineraliza-ciones auríferas estratoligadas (p. ej. las de Urkupiña según Thillier, com. verb., 1993) de origen al parecer arealmente coetáneo que afloran en medio de las series areno-pelíticas ordovícicas de la Cordillera Oriental entre el sector de Tupiza y la faja subandina a la altura del codo de Cochabamba, en especial al sud de Sucre y al oeste de Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similares manifestaciones volcanosedimentarias vuelven a encontrarse más al norte en las psamopelitas caradocianas del distrito de Yani en el extremo norte de la Cordillera Real. Ahí Tistl (1985) y Schneider (1990) han evidenciado un episodio volcánico traquiandesítico y espilítico contemporáneo de la sedimentación de lutitas negras enriquecidas en pirita aurífera diseminada y portadoras de lentes estratiformes de sulfuros masivos de tipo BPGC (blenda-pirita-galena-calcopirita); algo más arriba en la secuencia ocurren mantos y vetas de cuarzo y sulfuros de hierro auríferos (con escasas calcopirita, blenda y galena), interpretados como productos de la secreción sintectónica posterior de los metales de estas ocurrencias sedex en la aureola termometamórfica externa del granito hercínico (permo-carbonífero según Harris 1988, in Lehmann 1990) de Zongo-Yani. Más al norte todavía, en la parte más distal (geotectónicamente hablando) de la cuenca ordovícica que son los actuales Andes Orientales peruanos, Fornari & Bonnemaison (1984) atribuyen a un hidrotermalismo volcanogénico preorogénico postrimero la deposición en la Cordillera de Carabaya, muy cerca de la frontera boliviana, de los lentes sinsedimentarios de sulfuros masivos auríferos de La Rinconada. Al piso de éstos las lutitas y areniscas encajantes están inyectadas por una red de vetillas cuarzosas que los autores consideran como feeders y vinculan con los "mantos" subconcordantes de cuarzo aurífero comúnmente asociados en el área a los sedimentos paleozoicos, aunque Clark et al. (1990) asignan a esos mantos una edad jurásica a partir de datos radiométricos locales.

In the Middle and Upper Ordovician, syngenetic volcanism and hydrothermalism migrated diachronically from the south to the north of the Eastern Andes Paleozoic basin (Sureda et al. 1991): evidence of their passage by southwestern Bolivia are probably the flows or submarine sills , as well as the strata-related gold mineralizations (according to Thillier, verbal comm, 1993, those of Urkupiña, for instance), of apparent coetanous areal origin, outcropping amidst the Ordovician sandy-pellitic series of the Eastern Cordillera, between the Tupiza sector and the Sub Andean belt, at the point of the Cochabamba bend, particularly south of Sucre and west of Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similar volcanosedimentary manifestations are found again further north, at the Caradocian psammopellites of the Yani district, in the Eastern Cordillera’s northern end. There, Tistl (1985) and Schneider (1990) have observed a contemporary trachy-andesitic and spillitic volcanic episode of the sedimentation of black shale enriched in scattered gold pyrite and carrier of stratiform BPGC-type (blende-pyritegalene-calc-pyrite) massive sulphur lenses; a little further above, there are quartz and auriferous iron sulphur mantles and veins (with scarce calc-pyrite, blende, and galene) in the sequence, which are interpreted as products of the later syn-tectonic seccretion of metals from these sedex ocurrences, at the external thermo-metamorphic aureole of the Zongo-Yani hercynic granite (Permian-Carboniferous, according to Harris, 1988, in Lehmann 1990). Still further north, in the most distal part (geotectonically speaking) of the Ordovician basin that the current Peruvian Eastern Andes constitute, Fornari & Bonnemaison (1984) attribute the deposition of synsedimentary lenses of the massive gold sulphurs of La Rinconada in the Carabaya Range, very close to the Bolivian border, to a final pre-orogenic volcanogenic hydrothermalism. In their floor, the embedded shale and sandstones are injected by a small quartz vein network, which the authors consider as feeders, and link to the sub-conforming auriferous quartz “mantles” commonly associated in the area to Paleozoic sediments, although based on the local radiometric data, Clark et al. (1990) assign these mantles a Jurassic age.

Durante el Silúrico, en la franja litoral occidental de la cuenca marina eopaleozoica se acumularon los depósitos de hierro oolítico de la denominada "Provincia Ferrífera Sedimentaria Centroandina" (Chomnales 1978), eosilúrica, que se extiende de la región de Tucumán en Argentina a la de Tarija y Sucre en Bolivia (Sureda & Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).

During the Silurian, the oolitic iron deposits of the so-called “Central Andean Sedimentary Ferriferous Province” (Chomnales 1978), accumulated in the western offshore strip of the EoPaleozoic sea basin, Eo-Silurian, which extends from the Tucumán region in Argentina and Sucre in Bolivia (Sureda & Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).

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Fig. 9.4 Modelo genético de los depósitos vetiformes de Sb-Au asociados a series sedimentarias de los Andes bolivianos (modificado de Lehrberger 1992) / Genetic model for the sediment-associated vein-type Sb-Au deposits of the Bolivian Andes (modified from Lehrberger 1992)

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Con la geodinámica intracortical (¿transtensional?) del principio del Mesozoico, cuyo impacto metalogénico fue mayor en el vecino cinturón estañífero, pueden correlacionarse las vetas marginales de cuarzo aurífero asociadas al noreste a los plutones granitoídicos neotriásicos a eojurásicos de la parte central de la Cordillera Real y de las otras altas cordilleras que prolongan ésta al noroeste.

Associated to the northeast to Neo-Triassic to Eo-Jurassic granitoid plutons of the central part of the Cordillera Real and other high ranges that extend it towards the northwest, the marginal auriferous quartz veins can be correlated with the intracrustal (transtensional?) geodynamics of the begining of the Mesozoic, the impact of which was stronger on the neighbor tin belt.

Un nuevo cambio notable de ambiente geoestructural, marcado por la riftogénesis continental generalizada que acompañó y siguió la apertura del Atlántico sur en el Cretácico Inferior, caracteriza el Mesozoico Superior en la cuenca de antepaís externa y ensiálica hoy ocupada por los Andes Orientales de Bolivia. Con este rifting Cretácico protoandino y las megafracturas corticales resultantes han sido vinculados, en las porciones central y meridional de la faja polimetálica considerada, por un lado las vetas de Ni-Co-Bi-U... asociadas a series pelíticas eopaleozoicas de la zona de Tapacarí (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977) y las de Fe en basaltos cretácicos de Betanzos y Ravelo, por el otro lado las concentraciones de elementos litófilos (U-Ti-Nb-TR, etc.) y de sodalita asociadas a intrusiones nefelinosieníticas y carbonatíticas hipabisales de la Provincia Alcalina de Ayopaya (Avila-Salinas 1989), la que contiene además chimeneas de kimberlitas datadas de 98 Ma por Aitcheson (in Redwood 1993) y sills de gabro de 75 Ma según Choque-Mamani (1993).

A new remarkable change in the geostructural environment, marked by the generalized continental riftogenesis that came along with and followed the opening of the south Atlantic during the Lower Cretaceous, is typical of tye Upper Mesozoic in the external and ensialic foreland basin, nowadays occupied by the Bolivian Eastern Andes. With this proto-Andean Cretaceous rifting and the resulting crustal megafractures, in the central and meridional portions of the polymetallic belt under discussion, the Ni-Co-BiU... veins associated to Eo-Paleozoic pellitic series of the Tapacarí area (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977), on the one side, and the Fe veins in the Cretaceous basalts of Betanzos and Ravelo, on the other, have been linked to concentrations of lithophylous elements (U-Ti-Nb-TR, etc.) and sodalite associated to hypabyssal nepheline-syenitic and carbonatitic intrusions of the Alkaline Province of Ayopaya (Avila-Salinas 1989), which also contains kimberlite stacks dated at 98 Ma by Aitcheson (in Redwood 1993) and gabbro sills at 75 Ma, according to ChoqueMamani (1993).

La fase geotectónica mayor ocasionada, en el Oligoceno Superior a Mioceno Inferior, por la crisis del régimen de convergencia pacíficosudamericana tuvo repercusiones metalogénicas al parecer atenuadas en el cinturón polimetálico oriental de los Andes bolivianos. Ahí efectivamente, los únicos yacimientos metalíferos aflorantes que derivan o podrían eventualmente derivar de ella son aquellos, filonianos, de Au-(Sb) y Pb-Ag-Zn que se encuentran en el tramo boliviano nor-central a central de ese cinturón y se asocian unos a los plutones epizonales oligo-miocenos expuestos (Illimani, Tres Cruces) o no (serranía de Amutara) de la Cordillera Oriental en el distrito de Lambate y otros, los demás a secuencias psamo-pelíticas distales del Ordovícico en los distritos de Cocapata, Independencia, QuiomaAsientos (?), etc. (v. Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

During the Upper Oligocene to the Lower Miocene, the major geotectonic phase caused by the Pacific-South American convergence regime, had metallogenic repercusions, which were apparently softened at the eastern polimetallic belt of the Bolivian Andes. There indeed, the only outcropping metalliferous deposits deriving or that could eveltually derive from it are those ore Au-(Sb) and Pb-Ag-Zn found in the north-central Bolivian stretch of this belt, where some of them are associated to the exposed or unexposed Oligo-Miocene epizonal plutons (Illimani, Tres Cruces) of the Eastern Cordillera in the Lambate district, among others, and the rest to Ordovician distal psammopellitic sequences in the Cocapata, Independencia, Quioma-Asientos (?), and others districts (see Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

Desde el sud de Potosí hasta las proximidades de Jujuy en Argentina, la faja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera de la Cordillera Oriental se subdivide nítidamente en dos franjas paralelas de rumbo general N-S (v. Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993):

From the south of Potosí to the vicinity of Jujuy, Argentina, the goldantimonium and lead-zink belt of the Eastern Cordillera is clearly subdivided into two parallel strips with a general N-S trend (see Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993).

?? una franja interna (occidental) con Sb-(Au) llamada Provincia Antimonífera Sud-boliviana por Ahlfeld (1952), conocida como uno de los cinturones más ricos en este metal en el mundo (cf. yacimientos de Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, Sucre, etc.) y sectorialmente superpuesta hacia el oeste a la faja estañífera;

??

an internal (western) strip with Sb-(Au) called South-Bolivian Antimonium Province by Ahlfeld (1952), known as one of the world’s richest belts in this mineral (cf. the Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, and Sucre deposits, etc.), and towards the west, superimposed in the sector over the tin belt;

?? una franja externa (oriental) con Zn-Pb-(Ag) de menor interés económico (cf. distritos de Wara Wara, de Padcoyo, de Toropalca, de la región de Tupiza-Villazón, etc.).

??

an external (eastern) strip with Zn-Pb-(Ag) and less economic interest (cf. the Wara Wara, Padcoyo, Toropalca districts of the Tupiza-Villazón region, etc.).

En ambas franjas la mineralización se presenta en forma de vetas discordantes o (para Sb-Au) de mantos y saddle reefs concordantes sincinemáticos (Ludington et al. 1992), controlados por estructuras

At both strips, the mineralization appears in the form of unconforming veins or (for Sb-Au) synkinematic conforming mantles and saddle reefs (Ludington et al. 1992), controlled by

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA longitudinales regionalmente relacionadas con la tectogénesis andina terciaria (Rössling & Borja-Navarro 1994) (zonas de fallamiento arealmente transpre-sional pero localmente distensivo y, tratándose de Sb-Au, crestas de anticlinales). Está asociada a potentes secuencias marinas ordovícicas de lutitas a menudo piritosas y/o más o menos carbonosas dentro de las cuales las manifestaciones visibles de magmatismo intrusivo se reducen a diques hipabisales generalmente preminerales. En cambio, en las cercanías de los yacimientos de antimonio se observan con frecuencia fuentes termales controladas por las mismas estructuras e indicadoras de un hidrotermalismo póstumo.

lengthwise structures regionally related to the Andean Tertiary tectogenesis (Rössling & Borja-Navarro 1994) (areally transpressional faulting zones, but locally distensive, and in the case of Sb-Au, anticline highs). It is associated to powerful Ordovician sea sequences of often pyritous and/or more or less carbonous shale in which the visible manifestations of intrusive magmatism are reduced to generally pre-mineral hypabyssal dikes. On the other hand, in the vicinity of the antimonium deposits, thermal springs controlled by the same structures are often observed, which are indicators of a posthumous hydrothermalism.

La génesis y edad de estos depósitos antimono-auríferos y plumbozinquíferos permanecen todavía controvertidas. En el caso de los primeros, Lehrberger (1992), en conformidad con el modelo metalogénico secrecionista prevaleciente en la actualidad para las mineralizaciones de esta clase en otros lugares de la misma faja, sugiere para las de Bolivia tres épocas de concentración mineral (fig. 9.4 ):

The genesis and age of these antimonium-gold and lead-zink deposits are still a controversial subject. In the case of the former, according to the currently prevailing seccretionist model for this kind of mineralizations in other places of the same belt, Lehrberger (1992) suggests three mineral concetration eras for Bolivia (fig. 9.4):

I.

En la cuenca marginal euxínica del Paleozoico Inferior, preenriquecimiento en Sb y Au de las lutitas oscuras metalotectas, básicamente por adsorción e intercambio iónico en las superficies de minerales arcillosos, por precipitación de sulfuros en el ambiente reductor y por filtración a través de lodos arcillosos durante la diagénesis y la compactación, estas últimas proveedoras al mismo tiempo de los fluidos necesarios para transportar los metales

I.

At the Lower Paleozoic marginal euxinic basin, the preenrichment in Sb and Au of the metallotect dark shale, basically by the adsorption and ion exchange at the argillaceous mineral surfaces, by the precipitation of sulphurs in a reducer environment, and by filtration through argillaceous mud during the diagenesis and the compaction; the latter also provided the necessary fluids for the transportation of metals.

II.

Durante el diastrofismo hercínico del Paleozoico Superior, concentración metálica sin a tardicinemática principal por circuitos hidrotermales convectivos de mediana profundidad y baja temperatura que sólo pudieron removilizar Sb y Au (elementos particularmente móviles) de las lutitas negras eopaleozoicas, para reprecipitarlos en zonas de descompresión de la tectónica hercínica como son por ejemplo las charnelas anticlinales

II.

During the Upper Paleozoic hercynic diastrophism, the syn- to late-kinematic main metallic concentration by convective hydrothermal circuits of medium depth and low temperature, which could only remobilize the Sb and Au (particularly mobile elements) of the Eo-Paleozoic black shale, to precipitate them again in the decompression areas of the hercynic tectonics, for instance the anticline hinges.

III.

Por último, en el transcurso de la orogénesis andina del Cenozoico Superior, segunda reconcentración, filoniana, de los metales de los depósitos epigenéticos paleozoicos por nuevas celdas de convección en ambiente subvolcánico.

III.

Last, in the course of the Upper Cenozoic Andean orogenesis, a second metal reconcentration, at the ore level, of the Paleozoic epigenetic deposits by new convection cells in a subvolcanic environment.

Given the apparent absence of significant igneous intrusions in most of the antimonium-gold areas, it is generally appropriate to relate the main phase (II) of mineralizing hydrothermalism to the meso- to epizonal metamorphic desvolatilization fluids which are commonly involved in the effective remobilization or syn- to late-kinematic intracrustal “seccretion” (sensu lato) within the polymetallic belt under discussion (cf. Dill et al. 1997), as well as in other comparable belts worldwide (cf. Boyle 1987). Nonetheless, it was possible to observe certain spatial indications of the distal link with plutons or hypabyssal stocks (zoning, alignments, etc.) or even some remains of the high temperature precocious paragenesis with magmatic filiation minerals, in some deposits that were otherwise similar to the preceding ones. Such features alow to conjecture a even more imprecise transition, by metamorphic seccretion, between the deposits exclusively associated to Eo-Paleozoic sedimenary ampelitic series and deposits intrinsically linked to the thermochemical external aureole of plutonic (“tele” or “crypto” plutonic deposits.) or exposed

Dada la ausencia aparente de intrusiones ígneas significativas en la gran mayoría de las áreas antimono-auríferas, por lo general cabe relacionar la fase principal (II) de hidrotermalismo mineralizante con los fluidos meso a epizonales de desvolatilización metamórfica comúnmente implicados en los modelos de removilización o “secreción” (sensu lato) intracortical sin a tarditectónica vigentes tanto dentro del cinturón polimetálico que nos ocupa (cf. Dill et al. 1997) como en muchos otros comparables del mundo (cf. Boyle 1987). No obstante, ciertos indicios espaciales de vínculo distal con plutones o stocks hipabisales (zonaciones, alineaciones, etc.) o aún algunos vestigios de paragénesis precoces de alta temperatura con minerales de filiación magmática han podido ser evidenciados en yacimientos por lo demás similares a los precedentes. Tales distintivos dejan vislumbrar una transición todavía imprecisa entre depósitos exclusivamente asociados, por secreción metamórfica, a series sedimentarias ampelíticas eopaleozoicas y depósitos intrínsecamente ligados a la aureola termo-geoquímica externa de

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intrusivos plutónicos (depósitos “tele” o “cripto” plutónicos) o subvolcánicos (depósitos epitermales) félsicos expuestos o no.

or unexposed felsic subvolcanic (epithermal deposits) intrusives.

Por otra parte, a la mencionada asignación del evento mayor de mineralización antimono-aurífera al ciclo orogénico neopaleozoico se oponen las opiniones de Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski (1989), quienes refieren los yacimientos respectivamente bolivianos y argentinos de la provincia antimonífera en cuestión al OligoMioceno, lo cual concuerda a priori mejor con el marcado control de este tipo de mineralización por estructuras tectónicas generalmente consideradas andinas.

On the other hand, the opinions of Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski (1989) are opposed to the aformentioned assignation of the major antimonium-gold mineralization to the Neo-Paleozoic orogenic cycle. These authors assign the Bolivian and Argentine deposits, respectively, of the antimonium province under discussion, to the Oligo-Miocene, which agrees better a priori with the marked control of this type of mineralization by tectonic structures generally considered as Andean.

En el caso de los depósitos vetiformes de la franja plumbozinquífera, no se cuenta todavía con ningún modelo genético global y los datos isotópicos disponibles hasta la fecha para aquellos de Bolivia (Macfarlane et al. 1990) indican una edad ya mesoterciaria (la más plausible por las mismas razones que anteriormente) o mesozoica, mientras que los datos existentes acerca de los distritos del noroeste argentino, ubicados en la prolongación al sur de los de Bolivia, abogan más bien en favor de una edad ordovícica (Barbieri et al. 1989). Como en el caso precedente, se tendrá que esperar dataciones radio-métricas fiables para atribuir estas mineralizaciones a una o varias época(s) metalogénica(s) determinada(s): Terciario Medio, Mesozoico u Ordovícico.

In the case of the vein-shaped deposits of the lead-zink belt, there is no global genetic model availabe yet, and the isotopic data available to date for such deposits in Bolivia (Macfarlane et al. 1990), indicate an already Meso-Tertiary (the most plausible for the same reason stated above) or Mesozoic age, while the existing data on the northwestern Argentine districts, located on the southward extension of the Bolivian ones, rather advocate for an Ordovician age (Barbieri et al. 1989). As in the preceding case, reliable radiometric datings will have to be available in order to attribute these mineralizations to one or more determinate metallogenic ages: Middle Tertiary, Mesozoic or Ordovician.

El último ciclo mineralizador en el cinturón polimetálico marginal de los Andes bolivianos corresponde al lapso que va del Mioceno Medio al Reciente y se particulariza por una metalogénesis detrítica muy productiva en cuanto a oro se refiere. A este ciclo exógeno de degradación y agradación de materiales auríferos procedentes de afloramientos primarios de las distintas épocas arriba mencionadas se deben en primera instancia los muy ricos paleoplaceres fluviátiles miocenos de la cuenca del Cangallí (distrito de Tipuani) en las estribaciones amazónicas de la Cordillera Real (Hérail et al. 1991). En segundo lugar resultan de él un gran número de placeres cuaternarios, localmente valiosos. Algunos de ellos son de origen glaciar a fluvio-glaciar, como los de Suches en la frontera con el Perú (Hérail et al., op. cit.). La mayoría, empero, son fluviales intra a pedemontanos en terrazas, playas, cauces actuales y antiguos, etc., como aquellos de Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., MirandaAngles et al. 1991), típicos placeres multifásicos "gigantes" del cinturón circum-pacífico, sobreenriquecidos por una neotectónica intensa y recurrente, según Bache (1982) y Choquecamata.

The last mineralizing cycle in the Bolivian Andes marginal polymetallic belt pertains to the time span ranging from the Middle Miocene to the Recent, and features a very productive detrital metallogenesis with regards to gold. First, the very rich fluviatile Miocene paleoplacers of the Cangallí basin (Tipuani district) in the Cordillera Real Amazon spurs (Hérail et al. 1991) are owed to this exogenous cycle of degradation and gradation of auriferous materials coming from the primary outcrops of the above-mentioned different ages. Second, a great number of locally valuable Quaternary placers result form it. Some of them are of glaciar to fluvio-glaciar origin, such as those of Suches, in the Peruvian border (Hérail et al., op. cit.). Most of them, however, are fluvial intra- to piedmontane, in terraces, beaches, current and old riverbeds, etc., such as those of Choquecamata and Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., MirandaAngles et al. 1991), the latter typical “giant” multiphase placers of the circumpacific belt, which, according to Bache (1982), are overenriched by an intense and recurrent neotectonism.

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Faja estañífera

The Tin Belt

La llamada "faja estañífera boliviana" (en realidad polimetálica con estaño dominante y desarrollada más allá de las fronteras bolivianas hasta el sudeste peruano por un lado y el noroeste argentino por el otro) se coloca entre las tres más extensas provincias estañíferas del mundo junto a aquellas de Malasia y de la cordillera de Sikhota Alin en Siberia oriental (donde ocurren mineralizaciones polimetálicas parecidas), y también entre las más ricas con sus enormes concentraciones metálicas de Llallagua (la mayor acumulación de estaño hipógeno a nivel mundial), Huanuni, Colquiri, Japo-Santa FeMorococala, Chorolque y otras que, por sí solas, representaban originalmente un potencial total de más de 1 Mt Sn. Dentro como fuera de unas 900 minas de estaño, este cinturón encierra además cuantiosos recursos de plata (el Cerro Rico de Potosí es el mayor yacimiento argentífero conocido), bismuto (cf. Tasna), wolfram, metales de base y oro; de tal modo que, globalmente, se le ha podido asignar más de los 3/4 de las menas metalíferas de Bolivia (Heuschmidt 1979), país en cuya economía tuvo por supuesto siempre una incidencia fundamental.

The so-called “Bolivian tin belt” (actually, a polymetallic belt with predominance of tin, which developed beyond the Bolivian borders into southeastern Peru, on one side, and into northwestern Argentina, on the other) ranks among three of the world’s most extensive tin provinces, together with those of Malasia and the Sikhota Alin Range in eastern Siberia (where there are similar polymetallic mineralizations), and also among the richest, with its enormous metallic concentrations in Llallagua (the largest hypogene tin accumulation worldwide), Huanuni, Colquiri, Japo - Santa FeMorococala, Chorolque, and others, which on their own represented originally a total potential exceeding 1 Mt Sn. In addition, both, in and outside around 900 tin mines, this belt holds copious resources including silver (the Cerro Rico of Potosí is the largest silver deposit known), bismuth (cf. Tacna), wolfram base metals and gold; thus, it was possible to assign to it more than 3/4 of the metal ores in Bolivia (Heuschmidt 1979), a country in which it always had a fundamental economic incidence.

La faja estañífera se extiende por más de 1200 km de longitud, en dirección NW-SE a N-S como la faja polimetálica marginal que la flanquea al este, desde el sector peruano de Macusani (aprox. 14° de latitud S) hacia el noroeste hasta más allá de la mina argentina de Pirquitas (aprox. 23° S) hacia el sur. Confinada por lo esencial en el flanco W y las alturas del actual cinturón orogénico trasarco de la Cordillera Oriental, tiene en su partes septentrional y meridional un ancho medio de 40 km que va creciendo hasta un máximo del orden de 100 km en su parte central que corresponde a la porción más desarrollada hacia el este del oroclino boliviano.

With a NW-SE to N-S trend, the tin belt extends for a length of over 1200 km, just like the marginal polimetallic belt that runs along with it to the east, from the Peruvian sector of Macusani (approx. 14° latitude S) towards the northwest, beyond the Argentine mine of Pirquitas (approx. 23° S) towards the south. Essentially confined to the W limb and the heights of the current back-arc orogenic belt of the Eastern Cordillera, it reaches a mean width of 40 km in its northern and meridional portions, increasing up to a maximum in the order of 100 km in its central portion, pertaining to the most developed portion east of the Bolivian orocline.

Además de su extensión y trascendencia minera, esta faja intracontinental posee una remarcable originalidad geológica y metalogénica en el marco centroandino. En primer lugar resalta la permanencia por más de 350 Ma (desde el Paleozoico Superior hasta el Reciente) de su especialización metálica bajo diferentes expresiones yacimentológicas y en un contexto geotectónico muy cambiante (Clark et al. 1984, Redwood 1993); permanencia de la que Lehmann (1990) ha dado la explicación petrológica citada más arriba, basada en las nociones de diferenciación avanzada de los magmas corticales metalotectos dentro de una corteza continental regionalmente muy gruesa y de sobreconcentración magmática e hidrotermal residual de su estaño en el ambiente moderadamente oxigenado de lutitas carbonosas de la cuenca eopaleozoica de la Cordillera Oriental. En segundo lugar queda ahora bien establecido que la geodinámica profunda de la actual faja estañífera fue mucho menos influenciada en todo tiempo por la subducción peripacífica o las paleosubducciones de la margen móvil sudamericana (Gondwana) que aquella de las fajas polimetálica y cuprífera del Altiplano y de la Cordillera Occidental, más epicontinentales: ello tanto en el Triásico-Jurásico durante el período distensivo protoandino como en el Oligo-Plioceno durante el ciclo compresivo andino propiamente dicho. Lo indica claramente el quimismo subalcalino peraluminoso de tipo S (serie ilmenita), de afinidad cortical y no mantélica en zona Benioff, de los granitoides triásicojurásicos y oligo-miocenos de este cinturón metalífero (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).

In addition to its extension and mining trascendence, this intracontinental belt has a remarkable geological and metallogenic originality in the Central Andean setting. First, the permanence of its metallic specialization under different depositional expressions and in a changing geotectonic context (Clark et al. 1984, Redwood 1993), for over 350 Ma (from the Upper Paleozoic to the Recent), stands out; this permanence was subject of the above-mentioned petrological explanation by Lehmann (1990), based on the notions of advanced differentiation of metallotect crustal magmas within a continental crust that is regionally very thick and has magmatic and residual hydrothermal overconcentration of its tin, in a moderately oxigenated environment of carbonous shale of the Eastern Cordillera Eo-Paleozoic basin. Second, it is now well established that, at all times, the deep geodynamics of the current tin belt was much less influenced by the peripacific subduction or the paleosubductions of the South American mobile margin (Gondwana) than that of the polymetallic and copper belts of the Altiplano and Western Cordillera, which were more epicontinental, both in the TriassicJurassic,during the proto-Andean distensive period and in the OligoPliocene, during the Andean compressive cycle itself. This clearly indicates the S-type (ilmenite series) peraluminous subalkaline chemism of this metalliferous belt’s Triassic-Jurassic and OligoMiocene granitoid, with crustal and non-mantle affinity in the Benioff zone (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).

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Tres épocas metalogénicas deben distinguirse, básicamente, a lo largo del tramo boliviano de la faja estañífera. La más antigua fue el Triásico Superior - Jurásico Inferior (225-202 Ma) que vio el establecimiento a escala continental de una tectónica extensiva (rifting), la cual repercutió en el segmento norte de la faja (altas cordilleras Real, de Muñecas y probablemente de Apolobamba) bajo un régimen estructural regional al parecer algo peculiar, quizás transtensional (v. Clark et al., op. cit.) en la intrusión de una serie de batolitos y stocks epizonales de granodioritas biotíticas y hornbléndicas y de sienogranitos biotítico-muscovíticos (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc). Estos a su vez dieron origen a numerosos yacimientos intra a periplutónicos (vetas, greisens, pegmatitas y otros) de W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb tales como aquellos de Chojlla (la mina de wolfram más importante de Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann 1990, etc.).

Basically, three metallogenic eras need to be distinguished along the Bolivian portion of the tin belt. The oldest, the Upper Triassic – Lower Jurassic (225-202 Ma), witnessed the establishment of, at continental scale, an extensive tectonics (rifting), which had repercusions on the belt’s northern segment (high ranges of the Real, Muñecas, and probably Apolobamba), under a regional structural regime, seemingly rather peculiar, maybe transtensional (v. Clark et al., op. cit.), in the intrusion of a series of batoliths and epizonal biotitic and hornblendic granodiorite stocks, and of biotitic-muskovitic syenogranites (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc.). These, in turn, gave place to numerous intra- to periplutonic W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb deposits (veins, greisens, pegmatites and others), such as those of Chojlla (the most important wolfram mine in Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann 1990, etc.).

Con la propagación a través de la Cordillera Oriental de las deformaciones mayores causadas por la crisis geodinámica andina principal del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior, el magmatismo calco-alcalino derivado de la fusión de la corteza continental profunda así como la actividad metalogénica asociada migraron hacia el sudeste hasta las porciones nor-central y luego central del cinturón estañífero.

With the propagation of the major deformations, across the Eastern Cordillera , caused by the main Andean geodynamic crisis of the Upper Oligocene – Lower Miocene, the calc-alkaline magmatism derived from the deep continental crust fusion, as well as the associated metallogenic activity, migrated towards the southeast up to the north-central and later central portions of the tin belt.

A la etapa inicial oligocena (28-23 Ma) de esta migración corresponden intrusivos granitoídicos y depósitos vetiformes de filiación plutónica notablemente semejantes a sus antecesores mesozoicos a pesar del cambio radical de las condiciones geotectónicas en los Andes Centrales: a saber, el batolito y los stocks granodioríticos a sienograníticos del Illimani, de Tres Cruces, de Santa Vera Cruz, etc. y los yacimientos de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... de Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota, Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara, La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (estos cinco últimos apicales encima de cúpulas plutónicas no aflorantes) y otros en la parte norcentral de la faja (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964 Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

The granitoid intrusives and vein-shaped deposits of plutonic filiation correspond to the initial Oligocene (28-23 Ma) stage of this migration. They are notoriously similar to their Mesozoic forerunners, in spite of the radical change in the geotectonic conditions in the Central Andes, namely, the batolith and the granodioritic to syenodioritic stocks of Illimani, Tres Cruces, Santa Vera Cruz, etc., and the de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... deposits of Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota, Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara, La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (the five latter apical on top of non-outcropping plutonic domes) and others in the north central part of the belt (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera– Kilibarda (eds.) 1997).

A una etapa magmática posterior, eomiocena (22-19 Ma), están vinculados en el segmento central de esta faja, menos solevantado y por tanto menos profundamente erosionado que el segmento septentrional del cual está separado por la megafalla transcurrente de Tapacarí cierto número de pequeños stocks subvolcánicos en embudo (San Pablo, Coriviri, Cóndor Iquiña, Chualla Grande, La Salvadora,...) y ocasionales domos volcánicos (Complejo Dómico de Colquechaca) de composición dacítica a riodacítica grosso modo equivalente, en términos petroquímicos, a la de las plutonitas precedentes. Estas intrusiones y extrusiones típicamente sincinemáticas controlan un grupo de yacimientos vetiformes, irregularmente diseminados o, localmente, estratoligados (en calcarenitas cretácicas) ya polimetálicos telescopados (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...), ya esencialmente estañíferos "de tipo boliviano", varios de ellos muy o aun excepcionalmente ricos: Japo, Santa Fe-Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, Avicaya-Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996ª, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Dentro de la misma provincia metalogénica pero por lo común no asociadas, al menos aparentemente, a este magmatismo sino más bien a series psamo-

In this belt’s central segment, less uplifted and therefore less deeply eroded that the northern sector from which it is separated by the transcurrent Tapacarí megafault, a certain number of small subvolcanic funneled stocks (San Pablo, Coriviri, Condor Iquiña, Chualla Grande, La Salvadora, etc) and ocassional volcanic domes (Colquechaca Dome Complex) of dacitic to rhyodacitic composition roughly equivalent, in petrochemical terms, to the preceding plutonites, are related to a later Eo-Miocene magmatic stage (22-19 Ma). These typically synkinematic intrusions and extrusions control a group of vein-shaped deposits, irregularly scattered or locally strata-related (in Cretaceous calc-arenites), whether telescoped polymetallic (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...) or essentially “Boliviantype” tin-bearing, several of them very or still exceptionally rich: Japo, Santa Fe - Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, AvicayaTotoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Within the same metallogenic province, but commonly not associated to this magmatism, at least apparently, but instead to Ordovician psammopellitic series, multiple antimonium and gold veins are scattered; their age and genesis are sitll not well defined,

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA pelíticas ordovícicas, están esparcidas múltiples vetas de antimonio y oro cuya edad y génesis quedan todavía mal definidas, aunque probablemente comparables en general con las de los depósitos de este tipo tan difundidos en la faja polimetálica oriental arriba descrita; las minas más conocidas son Antofagasta, San Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri y San Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).

although it is likely that they are in general comparable to those of this type of deposits, so well disseminated on the eastern polymetallic belt described above; the best known mines are Antofagasta, San Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri, and San Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).

En el Mioceno Medio, período de expansión generalizada del magmatismo centroandino, lo esencial de la actividad ígnea y metalogénica del cinturón estañífero prosiguió su gradual migración hacia el sud de la Cordillera Oriental hasta alcanzar el extremo NW de Argentina. Esta migración, que se prolongó de 16 a 11 Ma, dejó en el sudoeste de Bolivia una diversidad de cuerpos porfídicos dacíticos, riodacíticos y cuarzo-latíticos emplazados por regla general a menor profundidad aún que aquellos de la provincia estañífera central (domos volcánicos mayormente, stocks y plugs subvolcánicos accesoriamente), a veces acompañados por breccia pipes hidrotermalizados y en ciertos casos ligados a la resurgencia de calderas de colapso (Cerro Rico de Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). Los yacimientos polimetálicos de tipo boliviano muy comúnmente asociados a estos pórfidos (Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguaicollo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San Vicente-Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) son geológica y económicamente cotejables con los del Mioceno Inferior (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). Además la región posee algunas mineralizaciones epitermales polimetálicas (Ag-Zn-Pb-Au- etc.) contemporáneas de morfología sobre todo filoniana como las del distrito del Kari Kari, de Tollojchi, de Cosuña, de Pulacayo y de Bonete (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); su marco volcánico es sensiblemente el mismo que aquel de los depósitos precedentes.

In the Middle Miocene, a period of generalized expansion of the Central Andean magmatism, the tin belt’s essential igneous and metallogenic activity continued its gradual migration towards the south of the Eastern Cordillera unitl it reached the NW end of Argentina. Prolonging from 16 to 11 Ma, this migration left in southwest Bolivia a diversity of dacitic, rhyolitic and quartz-latitic porphyric bodies, as a general rule, emplaced at a lesser depth, although those at the central tin province (mostly volcanic domes, stocks and subvolcanic plugs, accesorily), sometimes accompanied by hydrothermalized breccia pipes, and in some cases, linked to the resurgence of collapse calderas (Cerro Rico of Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). The Bolivian-type polymetallic deposits very commonly associated to these porphyries (Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguai-collo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San Vicente - Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) are geologically and economically comparable to those of the Lower Miocene (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). In addition, the region has some contemporary polymetallic epithermal (Ag-Zn-Pb-Auetc.) mineralizations with an above all ore morphology, such as those of the Kari Kari, Tollojchi, Cosuña, Pulacayo and Bonete districts (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); their volcanic setting os sensibly the same as that of the preceding deposits.

La yacimentología neomiocena a eopliocena es en la faja estañífera mucho más pobre que en la contigua faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental, a pesar de que en ambas interviene de modo igualmente desfavorable la escasa profundización de la erosión desde esta época reciente; lo que da a pensar que esta última fue en esencia, dentro del cinturón considerado, un tiempo de extinción rápida de la actividad metalogénica hipógena. Si bien la actividad en cuestión fue aquí también relativamente difusa, extendiéndose desde el sudeste peruano hasta el sudoeste boliviano, se circunscribió en su casi totalidad a vastos escudos ignimbríticos que, en Bolivia, forman hoy las mesetas de Los Frailes, Livichuco y Morococala (segmento centro-sud). En medio de estas potentes formaciones extrusivas se encuentran localmente pequeños yacimientos e indicios filonianos epitermales de metales preciosos y de base (cf. Cuyuma en la meseta de Morococala y Pumpuri en la de Livichuco) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) o de uranio (cf. el distrito de Cotaje en el borde SW de la meseta de Los Frailes [Aparicio 1978]).

In the tin belt, the Neo-Miocene to Eo-Pliocene deposit characteristics are poorer than in the adjacent Altiplano and Western Cordillera polymetallic belt, in spite of the fact that the scarce deepening of the erosion from this recent age, intervenes in both of them, in an equally unfavorable way; this brings to thought that, within the belt under discussion, the above-mentioned age was esentially a time of rapid extinction of the hypogene metallogenic activity. Although the activity in question was also relatively diffuse here, extending from southeast Peru to southwest Bolivia, it circumscribed almost entirely vast ignimbritic shields which form, in Bolivia, the Los Frailes, Livichuco and Morococala plateaus (central-south segment). Locally, amidst these powerful extrusive formations, there are small deposits and epithermal ore signs of precious and base metals (cf. Cuyuma in the Morococala plateau and Pumpuri in the Livichuco plateau) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) or of uranium (cf. the Cotaje district on the SW border of the Los Frailes plateau [Aparicio 1978]).

Finalmente, el Cuaternario es el período durante el cual, en relación con los diferentes procesos recientes de solevantamiento tardiorogénico y erosión de la cadena andina, se acumuló, al pie y río abajo de los afloramientos de numerosos yacimientos hidrotermales de distintas épocas de la parte boliviana del cinturón estañífero, una gama variada de placeres coluviales, glaciares, fluvio-glaciares y

Finally, with regards to the different recent late-orogenic uplift and erosion processes in the Andean chain, the Quaternary is a period during which a wide range of colluvial, glaciar, fluvioglaciar, and mainly fluvial tin placers (cf. El Centenario, one of the most important among its kind in the continent, Playa Verde, Avicaya, Aroifilla and El Rodeo in the belt’s central portion), wolfram placers

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principalmente fluviales de estaño (cf. El Centenario, uno de los más importantes de su género en el continente, Playa Verde, Avicaya, Aroifilla y El Rodeo en la porción central de la faja), wolfram (cf. Tamiñani en el distrito de Chicote-Kami) u oro (cf. Chuquiaguillo en el segmento septentrional) (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991).

(cf. Tamiñani in the Chicote-Kami district) or gold placers (cf. Chuquiaguillo in the northern segment) (Ahlfeld & SchneiderScherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991), accumulated at the base and downstream of the outcrops of numerous different age hydrothermal deposits in the Bolivian part of the tin belt.

Faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental

The Polymetallic Belt of the Altiplano and the Eastern Cordillera

Esta porción boliviana de un muy largo (más de 2000 km tan sólo en los Andes Centrales) y ancho (hasta más de 250 km) cinturón de AgPb-Zn-Cu-Au-etc. cabalga sobre el Altiplano hacia el este y las alturas de la Cordillera Occidental hacia el oeste (“Provincia Polimetálica del Altiplano” de Petersen 1970).

With a very long (over 2000 km in the Central Andes alone) and wide (over 250 km) Ag-Pb-Zn-Cu-Au-etc. belt, this portion of Bolivia rides over the Altiplano to the east and over the Eastern Cordillera heights to the west (“Polymetallic Altiplano Province” of Petersen 1970).

La historia metalogénica regional se divide en dos etapas. La primera tuvo lugar en la subprovincia cuprífera del Altiplano, mineralizada en el transcurso y después de la fase geodinámica mayor del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior. Sus 80 y más depósitos estratiformes (o estratoligados) sedimentarios o diagenéticos de cobre (Corocoro, Chacarilla, etc.) están confinados dentro de horizontes reductores (paleocanales fluviátiles con restos de plantas, capas porosas originalmente impregnadas de hidrocarburos) de series de redbeds que en su gran mayoría se acumularon en la cuenca de antepaís que el Altiplano era todavía en el Paleógeno (Redwood 1993). Dada la habitual delgadez de tales horizontes metalotectos en comparación con las secuencias completas de limolitas y lutitas carbonosas que suelen albergar la mineralización principal al techo de los redbeds en los grandes yacimientos mundiales de esta clase, estos depósitos bolivianos son casi todos de tamaño mucho más reducido, con la única excepción de aquellos que, como Corocoro y Chacarilla, fueron adicionalmente controlados por mecanismos concentradores particularmente eficaces tales como el fallamiento o el diapirismo sinsedimentario (Flint 1986). Las mineralizaciones uraníferas y cupríferas en trampas orgánicas de secuencias arenosas y las diseminaciones exhalativas de cobre asociadas a basaltos que acompañan dichos depósitos en ciertos sectores del Altiplano tienen aún menor relevancia (USGS-GEOBOL 1992).

The regional metallogenic history is divided in two stages: the first stage took place in the Altiplano cupriferous subprovince, which was mineralized in the course of and after the major geodynamic phase of the Upper Oligocene - Lower Miocene. Its 80 and more sedimentary or diagenetic stratiform (or strata linked) copper deposits (Corocoro, Chacarilla) are bound within reducer horizons (fluviatile paleocanals with plant remanents, porous layers originally impregnated with hydrocarbons) of redbed series, most of which got accumulated in the foreland basin that the Altiplano still was during the Paleogene (Redwood 1993). Given the usual thinness of such metallotect horizons, as compared with the complete siltstone and carbonous shale sequences that usually harbor the main mineralization at the redbeds’ roofs in the world’s largest deposits of this type, almost all of these Bolivian deposits have a much more reduced size, with the sole exception of those which, like Corocoro and Chacarilla, were further controlled by particularly efficient concentrating mechanisms, such as faulting or synsedimentary diapyrism (Flint 1986). The uranium and copper mineralization in sandy sequences’ organic traps and the exhalative copper disseminations associated to the basalts that go together with such deposits in hundreds of Altiplano sectors, are even less relevant (USGS-GEOBOL 1992).

La segunda fase de mineralización fue la del Mioceno Medio a Superior, caracterizado como se ha visto por una "explosión" magmática cuyo alcance se extendió a la mayor parte de los Andes Centrales y que resultó ser también una época de actividad metalogénica endógena a la vez generalizada e intensa, de hecho la más productiva en menas polimetálicas de la faja considerada; aun cuando esta actividad tendió a partir del Mioceno final (hacia 7 Ma) a disminuir y a circunscribirse progresivamente, igual que el magmatismo al cual se debía, a la "Zona Volcánica Central" de los Andes (aprox. 16°-28° S) donde se extinguió casi por completo en el Plioceno inferior. En términos generales, los depósitos minerales que se formaron a través de la faja polimetálica mesoandina a lo largo de este prolongado período metalogénico mioceno medio a superior, y hasta plioceno inferior (16-4 Ma), tienen en común un origen volcánico a subvolcánico (ligado a su edad reciente y ubicación en un bloque geoestructural poco erosionado) responsable de sus caracteres yacimentológicos esenciales. Estos, reestudiados y modelizados por múltiples investigadores (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) desde los principios del

The second mineralization phase occured during the Middle to Upper Miocene. As mentioned before, it featured a magmatic “explosion” that reached most of the Central Andes. In addition, it was a time of endogenous metallogenic activity, which was at the same time generalized and intense; in fact, it is the most productive in polymetallic ores in the discussed belt; even though, starting at the final Miocene (c. 7 Ma), this activity, just like the magmatism that caused it, tended to diminish and progressively circumscribe around the “Central Volcanic Area” of the Andes (aprox. 16°-28° S), where it almost completely extinguished during the Lower Pliocene. In general terms, the mineral deposits that were formed all across the middle Andean polymetallic belt along this extended metallogenic period, ranging from the Middle to Upper Miocene up to the Lower Pliocene (16-4 Ma), have a common volcanic to subvolcanic origin (linked to its recent age and location in a little eroded geostructural block), which is responsible for their essential deposit-related nature. Studied and modelled again by several researchers (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) since the beginning of the worldwide

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA auge mundial de la prospección de yacimientos epitermales auroargentíferos, pueden sintetizarse como sigue:

highpoint of epithermal gold and silver bed prospecting, the latter can be summarized as follows:

?? Asociación, básicamente con stocks o plugs subvolcánicos porfídicos de escasas dimensiones y profundidad de intrusión, domos (de flujo), estratovolcanes más o menos compuestos, coladas lávicas, capas piroclásticas, escudos ignimbríticos y/o calderas volcánicas, de edad más frecuentemente meso que neomiocena y de litología dominante dacítica, riodacítica, riolítica o, eventualmente (sobre todo en el Mioceno Superior), andesítica; procedentes del manto en zona de subducción, los magmas calco-alcalinos (tipo I) metalotectos sufrieron en muchas partes (p. ej. el Altiplano nororiental según Redwood 1986) una contaminación cortical creciente con el tiempo (v. Orógeno Andino - Conceptos generales).

??

Association, basically with porphyric subvolcanic stocks or plugs of small dimensions and intrusion depth, (flow) domes, more or less composite stratovolcanos, lava flows, pyroclastic layers, ignimbritic shields and/or volcanic calderas of a more frequently Meso- than Neomiocene age, and with a dominatly dacitic, rhyodacitic, rhyolitic or, eventually andesitic (particularly during the Upper Miocene) lithologies; coming from the mantle in the subduction zone, the metallotect calc-alkaline magmas (type I) underwent, in time, a growing crustal contamination in several places (for example, according to Redwood 1986, in the northeastern Altiplano) (see Andean Orogen - General Concepts).

?? control estructural por lineamientos, megafallas transcurrentes y, a escala local, fracturas tensionales;

??

structural control by lineaments, trasncurrent megafualts, and at the local level, tension fractures;

?? morfología variable, desde los filones hasta los stockworks y las diseminaciones en brechas, en piroclastitas porosas o incluso en pórfidos;

??

variable morphology, from the lodes to the stockworks and dissminations in breccia, porous puroclastites and even in porphyries;

?? mineralización comúnmente bandeada, brechosa, geódica o aun cavernosa;

??

commonly banded, brecciated, geodeic or even cavernous mineralization;

?? zonación metálica vertical más o menos (telescoping) desarrollada: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) hacia la superficie, con Ag/Au >> 1 en la gran mayoría de los casos y > 50 en los depósitos epitermales;

??

more or less (telescoping) developed vertical metallic zoning: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) towards the surface, with Ag/Au >> 1 in most of the cases, and > 50 in the epithermal deposits;

?? alteración hidrotermal epimagmática premineral generalmente penetrativa y zonada, con núcleos fílicos o silicificados y amplios halos argilizados y/o propilitizados, y con zonas apicales de argilización avanzada o "tapones" silíceos en los depósitos subsuperficiales.

??

pre-mineral epimagmatic hydrothermal alteration, generally preventive or zoned, with phyllic or silicified nuclei, and argillated and/or propylitized halos, and advanced argillated apex zones or siliceous “plugs” in the subsuperficial deposits.

En torno a este modelo general, diversos tipos de mineralizaciones vetiformes o diseminadas se formaron según las áreas: unas (auro) argentíferas epitermales (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), otras polimetálicas (metales de base, Ag, Au, Sn, etc.) de "tipo boliviano" (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez, etc.) y otras aún, ocasionalmente, auro-cupríferas epiporfídicas de transición al tipo epitermal sulfato ácido subsuperficial (como La Española en los confines norte de la Cordillera Occidental y Escala en el sur del Altiplano) (USGS-GEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c y 1997, Redwood 1993, etc.).

According to the areas, diverse types of streak and scattered mineralizations were formed around this general model: some of them are epithermal (gold) silver bearing (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), others are “Bolivian-type” polimetallic (base metals, Ag, Au, Sn, etc.) (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez, etc.), and yet others are occasionally epiporphyric goldcopper bearing, transitional to the subsuperficial acid sulphate epithermal type (such as La Española in the northern boundaries of the Western Cordillera and Escala in the southern Altiplano) (USGSGEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c and 1997, Redwood 1993, etc.).

En síntesis, dos metalotectos muy diferentes, ambos de acción prolongada, oponen la metalogenia de los cinturones minerales interno (faja polimetálica occidental) y externos (fajas estañífera y polimetálica oriental) de los Andes bolivianos. En el primero, las sucesivas etapas de mineralización fueron por lo esencial producto de un volcanismo y subvolcanismo calco-alcalinos polifásicos de origen mantélico ligados a perturbaciones reiteradas de la dinámica de subducción sud-pacífica. En los segundos el metalotecto fundamental fue en permanencia, a nivel de la corteza superior, la extensa cuenca psamo-pelítica ensiálica del Paleozoico Inferior, cuyas lutitas

In synthesis, two very different metallotects, both with prolonged action, place the metallogeny of the Bolivian Andes internal (western polymetallic belt) and external (tin and eastern polymetallic belts) mineral belts in opposition. In the former, the successive mineralization stages were esentially product of calcalkaline poly-phase volcanism and subvolcanism of mantle origin, linked to the repeated disturbances of the southpacific subduction dynamics. In the latter, the fundamental metallotect occured in permanence at the upper crust level the extensive Lower Paleozoic ensialic psamo-pellitic basin, the reducing and synergetically pre-

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reductoras y singenéticamente preenriquecidas en ciertos metales controlaron repetidamente a lo largo del Fanerozoico a la vez, en forma directa, la metalogénesis epigenética del oro, antimonio, plomo y zinc y, en forma indirecta, la del estaño, a través de la influencia de la baja fugacidad de oxígeno de la secuencia lutítica sobre la concentración residual de este metal oxífilo en los magmas corticales y los fluidos hidrotermales derivados.

enriched shale of which, along the Phanerozoic, controlled at the same time, both directly the epigenetic metallogenesis of gold, antimonium, lead, and zinc, and indirectly that of tin, through the influence of low oxigen fugacity of the shale sequence over the residual concentration of this oxyphilous metal in crustal magmas and derived hydrothermal fluids.

LLANURA CHACO-BENIANA

THE CHACO-BENI PLAIN

La parte central de Bolivia, entre el escudo precámbrico al E y el pie de monte subandino al W, está constituida por una vasta llanura aluvial, localmente ondulada, que se alarga en dirección NW-SE y se prolonga tanto hacia al NW dentro de los territorios brasileño y peruano como hacia el SE dentro del territorio paraguayo. Globalmente denominada “Chaco-Beniana”, esta llanura engloba al NW los confines sudoccidentales de la cuenca amazónica, surcados por los cursos divagantes de los grandes ríos Madera, Madre de Dios, Beni y Mamoré y de sus numerosos afluentes. Varios de esos ríos son portadores significativos de oro, sobre todo el Madera y el Madre de Dios pero también, aunque en mucho menor medida, el Madidi, el Undumo, el Tequeje y otros afluentes de orilla izquierda del Beni: ellos definen en su conjunto la llamada cuenca aurífera amazónica, que es la más joven de las provincias metalogénicas bolivianas.

Between the Precambrian shield to the E, and the Subandean Piedmont to the W, the central part of Bolivia is made up by a locally rolling vast alluvial plain which extends with a NW-SE trend into both, Brazilian and Peruvian territory to the NW and Paraguayan territory to the SE. Globally called “Chaco-Beni,” to the NW, this plain encompasses the southwestern boundaries of the Amazon basin, ploughed by the rambling courses of the Madera, Madre de Dios, Beni and Mamoré rivers, and their numerous affluents. A number of these rivers are significant gold carriers, particularly the Madera and Madre de Dios rivers, but also, to a lesser extent, the Madidi, Undumo, Tequeje and other affluents of the Beni River’s left shore: all together, they define the so-called Amazon gold basin, which is the youngest Bolivian metallogenic province.

Cuenca aurífera amazónica

Amazon Gold Basin

Con sus 500 km y más de longitud por 10 (al NE) a 180 (al SW) de anchura, esta elongada provincia monometálica se extiende, de SW a NE, de un borde al otro de la llanura de inundación de la Amazonia boliviana. Su substrato regional, aflorante sólo en rápidos (“cachuelas”), islotes e inselbergs tabulares a lo largo del bajo Beni (de Cachuela Esperanza hacia el NE) y del alto Madera, es un basamento cristalino proterozoico que pertenece a la margen occidental del escudo centrobrasileño y a su prolongación en profundidad más al W. Fuera del extremo NE de la cuenca (región de Araras), este basamento se halla cubierto por un antiguo glacis aluvial pedemontano principalmente limo-arcilloso de algunas decenas de metros de espesor que ha sido datado del Mioceno Superior-Plioceno y atribuido a un primer ciclo notable de degradación-agradación provocado por el solevantamiento de los Andes Orientales y de la faja subandina (Heuschmidt & MirandaMartínez 1995).

With a length of over 500 km by a width of 10 (NE) to 180 (SW), from SW to NE, this elongated mono-metallic province extendsform one border to the other in the Bolivian Amazon flood plain. Outcropping only in the rapids (“Cachuelas”), small islands and tabular inselbergs along the low Beni (from Cachuela Esperanza to the NE) and the high Madera, the regional bedrock is a Proterozoic crystalline basement belonging to the western margin of the Central-Brazilian Shield and its extension in depth further W. Outside the basins NE end (Araras region), this basement is covered by a mainly silty-argillaceous old piedmont alluvial glacis of a thickness of a few tenths of meters, which has been dated at an Upper Miocene-Pliocene age, and is attributed to the first notorious degradation-gradation cycle caused by the Eastern Andes and Sub Andean belt uplift (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).

Otros ciclos de erosión y aluvionamiento siguieron en el transcurso del Plio-Cuaternario al ritmo de las fases neotectónicas de levantamiento isostático recurrente del orógeno andino y de los períodos glaciares e interglaciares relacionados, en las alturas cordilleranas, a la vez con aquellos levantamientos orográficos reiterados y con las variaciones climáticas generales, o sea con las glaciaciones plio-pleistocenas. Durante el Pleistoceno superior en especial, una fuerte reactivación de la tectónica de bloques andina y de la subsidencia pedemontana compensatoria desencadenó en la llanura beniana una inundación de gran envergadura, que posiblemente fue todavía amplificada por la captura de las aguas entonces glaciares del lago Titicaca por una erosión regresiva intensificada y su derrame sobre la vertiente amazónica de la cordillera (Campbell et al. 1985). Es a raíz de esta inundación que se depositó, hace unos 40.000-30.000 años, la secuencia aluvial gruesa de 0,5 a 5 m de potencia actual bautizada Fm. Manoa en el valle del

In the course of the Plio-Quaternary, other erosion and washout cycles followed the rhythm of the neotectonic phases of the recurrent isostatic uplifting of the Andean orogen and the related glaciar and interglaciar periods at the ranges’ heights, at the same time as those repeated orographic upliftings and with the general climate variations, that is, with the Plio-Pleistocene glaciations. Particularly during the Upper Pleistocene, a strong jostling of the Andean block tectonics and piedmont compensatroy subsidence unleashed a great flood in the Beni plain. Likely, this flood was further enlarged by the capture of back then glaciar waters of Lake Titicaca, due to an intensified regressive erosion and spill over the range’s Amazon watershed (Campbell et al. 1985). It was due to this flood that approximately 40,000-30,000 years ago, the coarse alluvial sequence with a current power of 0.5 to 5 m, named Manoa Fm. in the high Madera valley, and Acre Fm. to the W was deposited. Better known as such, the Manoa Fm. (Ruiz 1989)

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA alto Madera y Fm. Acre al W. La Fm. Manoa, mejor conocida (Ruiz 1989), comprende dos delgados horizontes de conglomerados gruesos sólidamente cementados por una matriz arcillo-ferruginosa y separados por arenas y gravas no consolidadas.

comprises two thin horizons of coarse conglomerates solidly cemented by an argillaceous-ferruginous matrix and separated by unconsolidated sand and gravel.

Sobre la peneplanicie originada por erosión de los sedimentos pleistocenos, se acumularon nuevos aluviones de granulometría más fina y de mayor espesor (aprox. 10 a 40 m) producidos por la recurrencia de la neotectónica isostática postcinemática de solevantamiento de los Andes y subsidencia de su pie de monte a lo largo de todo el Holoceno. Aquéllos forman ahora las terrazas y los lechos fluviales (de hasta dos km de ancho) aún no compactados de la amplia llanura de inundación que, sobre una anchura que puede alcanzar 30 km, se desarrolla a ambos lados de los cursos recientes (paleocauces) y presentes del Madre de Dios, del Beni, del Madera y de sus afluentes. Las litofacies, variables, incluyen gravas finas en lentes y horizontes discontinuos, arenas, limos y arcillas, a menudo lateritizados en superficie hasta una profundidad de cerca de 10 m (Campbell et al., 1985).

On top of the peneplain originated by the erosion of Pleistocene sediments, new alluvia were accumulated, with finer granulometry and greater thickness (approx. 10 to 40 m), which were produced by the recurrence of the Andean uplift’s post-kynematic isostatic neotectonics, and the subsidence of its peidmont all through the Holocene. These alluvia now form the yet uncompacted terraces and fluvial beds (of up to a 2 km width) of the wide flood plain which, with a width reaching up to 30 km, develops at both sides of the recent and present courses (paleo-riverbeds) of the Madre de Dios, Beni, Madera rivers and their affluents. The variable lithofacies include fine gravels in discontinuous lenses and horizons, sand, silt and clay that are often lateritized at the surface, up to a depth close to 10 m (Campbell et al. 1985).

En ese contexto geodinámico y litoestratigráfico se emplazaron dos tipos principales de concentraciones auríferas: paleoplaceres hospedados por los sedimentos pedemontanos gruesos de edad pleistocena superior y, sobre todo, placeres modernos asociados a los aluviones recientes (terrazas) o actuales de la llanura de inundación holocena de la subcuenca Madera -Beni-Madre de Dios.

In this geodynamic and lithostratigraphic context. two main gold concentration types were emplaced: the paleoplacers hosted by the coarse piedmont sediments of Upper Pleistocene age and, above all, modern placers related to the recent or current alluvia (terraces) of the Madera -Beni-Madre de Dios sub-basin’s Holocene flood plain.

Los yacimientos del primer tipo están conocidos esencialmente dentro de la Fm. Manoa del distrito de Araras, sobre la ribera occidental del alto Madera. Si bien el conglomerado basal de dicha formación contiene habitualmente menos de 1 g/m3 Au, las gravas y en menor grado las arenas sueltas suprayacentes están mucho más enriquecidas en oro, especialmente en el interior de antiguos canales intraformacionales que pueden rendir hasta 10 g/m3 o más, como es el caso en Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).

The first type of deposits are known esentially within the Manoa Formation in the Araras district, over the western shore of the high Madera River. Although this formation’s basal conglomerate normally has less than 1 g/m3 Au, the gravels and to a lesser extent the sand, overlying loosely, are much richer in gold, particularly inside the old intraformational canals, which can reach a yield of up to 10 g/m3 or more, such as in the case of Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).

Las gravas auríferas holocenas dispersas en toda la extensión del sistema de drenaje moderno del Madre de Dios (Chivé, Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), del Beni (ríos Tequeje, Undumo, Madidi, etc.) y, mayormente, del Madera (Cachuela MaderaCachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) se localizan ya en paleocanales a orillas del río, ya en trampas para minerales pesados en el lecho del mismo: rápidos (cachuelas) que actuaron como riffles, playas de islas, orillas convexas de meandros, tramos hidrográficos de alto a bajo gradiente y fondos de cauces activos (a profundidades de hasta 10 ó 15 m). Tales gravas sueltas y por lo general más bien finas, recubiertas por limos y arcillas estériles, suelen encerrar hasta alrededor de 0,5 g/m3 Au, aunque han sido señalados en lugares tenores que sobrepasan los 4 g/m3 (Heuschmidt & MirandaMartínez 1995).

The Holocene gold gravels scattered along the whole modern drainage system’s extension of the Madre de Dios (Chivé, Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), the Beni (Tequeje, Undumo, Madidi rivers, etc) and mostly the Madera Madera (Cachuela Madera-Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) are located in paleocanals on the rivershores, in heavy mineral traps within the same rivershores: rapids (Cachuelas) that acted as riffles, island beaches, convex meander shores, hydrographic stretches of high to low gradient, and active riverbed bottoms (at depths of 10 to 15 m). Such loose gravels, generally fine and covered by sterile silt and clay, usually hold about 0,5 g/m3 Au, although values exceeding 4 g/m3 have been reported at some sites (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).

Muy variada es la gama de los minerales pesados, algunos de ellos localmente de potencial interés comercial, que acompañan el oro en aquellas diferentes categorías de placeres fluviátiles cuaternarios: ilmenita, hematita, magnetita, circón, rutilo, topacio, granate, monacita negra enriquecida en tierras raras (particularmente en Eu), casiterita autóctona a subautóctona procedente del basamento proterozoico, colombita - tantalita, corindón, etc. El oro nativo, de granulometría fina a ultrafina y de gran pureza, ocurre en forma de laminillas, gránulos y polvo; la predominancia de las laminillas, que

There is a varied heavy metal range, some of them with local economic interest, which are found together with gold in the categories of Quaternary fluviatile placers: ilmenite, hematite, magnetite, zircon, rutile, topaz, garnet, black monacite enriched with rare earths (particularly with Eu), autochthonous to subautochtonous caserite coming form the Proterozoic basement, colombite – tantalite, corundum, etc. Native gold, of fine to ultra fine granulometry and great purity, is present in the shape of lamellae, granules and dust; the predominance of the lamellae,

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tienden a flotar, explica la común ocurrencia del metal (por ejemplo en la Fm. Manoa) a un nivel del perfil aluvionar más alto que aquel de los clásicos paystreaks basales donde se concentran todas las partículas gruesas de los placeres proximales cordilleranos (Ruiz 1989).

which tend to float, explains the common presence of the metal (in the Manoa Formation, for instance) at a higher alluvion profile level than that of the basal paystreak clasts in which most of the coarse particles of these proximal range placers concentrate (Ruiz 1989).

La fuente primaria del oro detrítico de la cuenca amazónica puede inferirse a partir de dos clases de observaciones. En primer lugar, las características morfoscópicas y geoquímicas de las partículas auríferas concurren en indicar un largo transporte, desde el exterior de la cuenca. Por otra parte, llama la atención el contraste entre la relativa abundancia del oro a todo lo largo del curso del Madre de Dios y del Madera y su escasez, o incluso virtual ausencia, tanto en el Mamoré (que drena aguas provenientes del escudo precámbrico) como en el curso medio del Beni (cuya cuenca superior cordillerana es no obstante sumamente aurífera). Tratándose del Beni, tal carencia de oro ha sido imputada (Hérail et al, 1991) a una subsidencia excepcionalmente pronunciada de su llanura de inundación a la salida de los Andes (aguas abajo de Rurrenabaque), la cual provocó la acumulación masiva de material aluvial heterométrico en el pie de monte en vez de una gradual selección granulométrica y concentración conjunta del metal río abajo. De cualquier modo, todo parece demostrar que el oro de la cuenca amazónica proviene por lo esencial del alto Madre de Dios y por tanto, en última instancia, de las innumerables vetas de cuarzo encajonadas en terrenos psamopelíticos eopaleozoicos del sureste de la Cordillera Oriental peruana (Cordillera de Carabaya), vetas que dieron además origen, también en el Perú, a los grandes yacimientos aluvionares de la cuenca superior del Madre de Dios aguas arriba de Puerto Maldonado (ríos alto Madre de Dios, Inambari, Tambopata y otros) (Bonnemaison et al. 1983). Sin embargo, el aporte metálico no resultó sino parcialmente directo a partir de los afloramientos filonianos intemperizados. En efecto, una proporción apreciable del oro fue removilizada, a escala más local, de los colectores intermedios que fueron las formaciones rudáceas pedemontanas precoces ? neógenas o pleistocenas? Mazuco (que, en el Perú, atestigua que la erosión alcanzó las vetas auríferas ya hacia fines del Mioceno), Acre y Manoa, de W a E. El papel preconcentrador de estos colectores intermedios queda también ilustrado, aunque marginalmente, en la cuenca media del Beni: pues el oro contenido y localmente explotado en las terrazas holocenas de sus tributarios el Tequeje y el Maniquí proviene exclusivamente de la removilización, por la disección cuaternaria, del stock de metal previamente almacenado en la formación neógena Tutumo del sinclinal Tuichi-Quiquibey (Hérail et al. 1991).

The main source of Amazon Basin detrital gold can be inferred from two kinds of observations. First, the morphoscopic and geochemical features of the gold particles coincide in indicating a long transportation from outside the basin. On the other hand, it is interesting to note the contrast between the relative abundance of gold along the whole course of the Madre de Dios and Madera rivers, and the scarcity or even virtual absence thereof both in the Momoré River (which drains waters coming from the Precambrian shield) and middle course of the Beni River (the range upper basin of which bears nonetheless plenty of gold). Speaking of the Beni River, the lack of gold has been attributed (Hérail et al. 1991) to an exceptionally pronounced subsidence of its flood plain at the Andes exit (downstream of Rurrenabaque), which cuased the massive accumulation of heterometric alluvial material at the piedmont, instead of a gradual granulometric selection and concentration of the metal down the river. Anyway, it all seem to prove that the Amazon Basin gold comes esentially from the high Madre de Dios River, and therefore, ultimately from the countless quartz veins embedded in Eo-Paleozoic samo-pellitic terranes southeast of the Peruvian Eastern Cordillera (the Carabaya Cordillera). In Peru, these veins also originated the large alluvium beds of the Madre de Dios upper basin, upstream of Puerto Maldonado (high Madre de Dios, Inambari, Tambopata and other rivers) (Bonnemaison et al. 1983). However, the metallic input is only partially directstarting at the weathered lode outcrops. Indeed, at a more local scale, a considerable gold proportion was re-mobilized from the intermediate collectors that were the – Neogene or Pleistocene - rudaceous piedmontane precocious formations of Mazuco (which, confirm that the erosion in Perú reached the auriferous veins towards the end of the Miocene), Acre and Manoa, from W to E. Although marginally, these intermediate collector’s preconcentrating rol is also illustrated ¡Error! Marcador no definido.in the Beni middle basin, since the gold content, locally exploited in the Holocene terraces of its tributaries, the Tequeje and Maniquí rivers, comes exclusively from the re-mobilization by Quaternary dissection of the previously stored metal stock in the Neogene Tutumo basin of the Tuichi-Quiquibey sincline (Hérail et al. 1991).

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Capítulo 10

Reinhard Rössling (1)

Introducción

Introduction

El desarrollo estructural de los Andes centrales puede subdividirse en dos etapas principales, separadas por un evento tectónico a nivel mundial que marca el inicio de la disgregación del Gondwana. El desarrollo de la etapa “Pre-Andina” comprende la evolución antes del Triásico superior, la etapa “Andina” comprende el desarrollo de la región andina después de la separarción del Gondwana y el inicio de la subducción de la litósfera oceánica debajo de la placa continental sudamericana.

The structural development of the Central Andes can be subdivided into two main stages, separated by a world wide tectonic event marking the onset of Gondwana-breakup. The "Pre-Andean" development comprises the evolution before the Upper Triassic, and the "Andean" comprises the development of the Andean region after the Gondwana break-up and the beginning of the subduction of oceanic lithosphere underneath the South-American continental plate.

Evolución Pre-Andina

Pre-Andean Evolution

De acuerdo a Ramos (1988), el Proterozoico tardío – Paleozoico temprano de la parte sur de Sudamérica es el collage de bloques cratónicos reunidos a lo largo del margen sudoccidental del Gondwana. Estos bloques fueron acrecionados durante el tiempo Proterozoico tardío y están sobrepuestos por sedimentos depositados en grandes cuencas intracratónicas. Las reconstrucciones paleogeográficas de Ramos (1988) indican, que el márgen occidental del Gondwana fue el borde de un gran oceáno y fue interactivado con una placa oceánica. Muy probablemente el borde del Gondwana fue en tiempos proterozoicos un margen continental activo durante largos períodos.

According to Ramos (1988) the late Proterozoic-Early Paleozoic of the southern part of South America is a collage of cratonic blocks brought together along the southwestern margin of Gondwana. These blocks were accreted during late Proterozoic times and overlain by sediments deposited in large intracratonal basins. The paleogeographic reconstructions of Ramos (1988) indicate, that the western margin of Gondwana was at the border of a large ocean and was interacting with an oceanic plate. Most probably the Gondwana margin was an active continental margin during long periods in Proterozoic times.

En el Cámbrico superior un rift de trasarco se desarrolló en el margen occidental del Gondwana. En el NW argentino esto está documentado por el emplazamiento de rocas ultramáficas (Allmendiger et al., 1983). Más al norte este evento tectónico extensional está señalado sólo por subsidencia y alguna actividad hidrotermal. El desarrollo tectónico en el Cámbrico superior al

In Upper Cambrian a back-arc rift developed at the western margin of Gondwana. In NW-Argentina this is documented by the emplacement of ultramafic rocks (Allmendinger et al., 1983). Further north this extensional tectonic event is marked only by subsidence and some hydrothermal activity. The tectonic development in Late Cambrian to Middle Ordovician in the Central Andes

---------(1) Consultor en Geología – SERGEOMIN Casilla Postal 2729, La Paz - Bolivia

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Ordovícico medio en los Andes centrales estuvo dominado por condiciones tensionales a gran escala como resultado de la deriva NW de Norte America pasando a lo largo del margen occidental del Gondwana, creando así un margen continental pasivo (Sempere, 1993)

was dominated by large scale tensional conditions as a result of the NW-drift of North America leaving the western margin of Gondwana, thereby creating a passive continental margin (Sempere, 1993).

Después de la transgresión de un mar Cámbrico poco profundo sobre las rocas precámbricas plegadas, durante el Tremadociano / Arenigiano se inicia la sedimentación de areniscas y fangolitas guijarrosas intercaladas. Esta transgresión marca la formación de una cuenca resultante de la rotación en sentido de las agujas del reloj del “Macizo-Terreno de Arequipa” que fue separado del Gondwana (Bahlburg, 1990). Esta fase de rifting estuvo acompañada por un período magmático con rocas máficas y ultramáficas. La actividad volcánica submarina llevó a la formación de mineralizaciones sedimentarias-exhalativas, como la mina “El Aguilar” en el norte argentino (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992). La fuente principal de los sedimentos fue el arco magmático al oeste, que estuvo activo sobre una zona de subducción de buzamiento al E hasta el Arenigiano. Esta subducción fue el producto de una nueva rotación contrareloj del Macizo-Terreno de Arequipa. El terreno fue re-acrecionado sobre el Gondwana, con el cierre de la cuenca de trasarco, y transformándola en una cuenca de antepaís del margen del Gondwana (Bahlburg, 1990)

After the transgression of a shallow Cambrian sea over folded Precambrian rocks began during the Tremadocian / Arenigian the sedimentation of sandstones and intercalated pebbly mudstones. This transgression marks the formation of a basin resulting by clockwise rotation of the "Arequipa Massif-Terrane" which was separated from Gondwana (Bahlburg, 1990). This rifting phase was accompanied by a magmatic period with mafic and ultramafic rocks. The submarine volcanic activity led to the formation of sedimentary-exhalative mineralizations, such as the "El Aguilar"mine in northern Argentina (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992). The principal source of the sediments was the magmatic arc in the west, that was active over an E-dipping subduction zone until the Arenigian. This subduction was a product of the now counter-clockwise rotation of the Arequipa-Massif Terrane. The terrane was re-accreted onto Gondwana, with closure of the backarc basin, and transformed into a foreland basin at the Gondwana margin (Bahlburg, 1990).

Evolución del Margen Continental Sudamericano durante el

Ordovícico. Evolution of the South-American Continental Margin during the Ordovician.

Fig. 10.1 Distribución de Placas antes de la disgregación del Gondwana hace ca. 200 Ma. Plate distribution before the Gondwana breakup about 200 Ma ago.

200


Evolución Andina

Andean Evolution

El ciclo Andino comienza cerca de 200 Ma atrás en el Liásico. Desde el primer evento andino, el enfoque del arco magmático se trasladó progresivamente hacia el este, con una velocidad promedio de alrededor de 1 km por 1 Ma.

The Andean cycle began about 200 Ma ago in the Lias. Since the first andean event the focus of the magmatic arc moved progressively eastward with an average velocity of about l km per 1 Ma.

Este diferente desarrollo tectónico y magmático surgió de las interacciones de placas a nivel global. Los dos primeros arcos magmáticos se formaron antes de la apertura del Atlántico Sur. El cambio a la tectónica predominantemente compresiva se inició por la apertura del Atlántico Sur y el movimiento hacia el oeste de la placa sudamericana.

This different tectonic and magmatic development resulted from global plate interactions. The first two magmatic arcs are formed prior to the opening of the South Atlantic. The change to predominantly compressional tectonics was initiated by the opening of the South Atlantic and the westward motion of the South American plate.

La disgregación del Gondwana fue precedido en el Triásico medio a tardío por domos, depresiones y artesas intraplaca. Existen depósitos epicratónicos conservados en muchas áreas de Sudamérica, encontrándose separados de los sedimentos Paleozóicos por una superficie de truncamiento regional (Uliana & Biddle, 1988). La apertura del Atlántico Sur durante el Jurásico resultó en el rifting y en cambios dramáticos en el marco tectónico predominante, a nivel de todo el Gondwana. Después de la disgregación del Gondwana, la placa continental sudamericana se movió hacia el oeste, dejando atrás a su margen continental oriental pasivo, el Océano Sudatlántico que se ensanchaba lentamente. En su margen occidental, fue empujado contra las placas oceánicas del Océano Pacífico, el que, desde entonces, fue subducido debajo del continente sudamericano. La evolución geológica a lo largo de este margen continental activo es el resultado de las interacciones de las placas continentales y oceánicas definidas por velocidades de placa, ángulos de colisión entre placas, la tasa de subducción y el ángulo con el que la placa oceánica es subduccionada por debajo del continente (ángulo de subducción). Estos parámetros cambiaron con frecuencia durante la evolución andina.

The breakup of Gondwana was proceeded in middle to late Triassic by intra-plate domes, sags and troughs. Epicratonic deposits are preserved in many areas of South America, they are separated from the Paleozoic sediments by a surface of regional truncation (Uliana & Biddle, 1988). The opening of the South Atlantic during the Jurassic resulted in Gondwana-wide rifting and dramatic changes in the predominant tectonic setting. After the Gondwana breakup the South-American continental plate moved westwards leaving behind its eastern passive continental margin the slowly widening south-Atlantic ocean. At its western margin it is pushed against the oceanic plates of the Pacific Ocean, which is subducted since then underneath the South-American continent. The geologic evolution along this active continental margin is a result of the interactions of the continental and oceanic plates defined by plate-velocities, collision-angle between the plates, the subduction rate and the angle, with which the oceanic plate is subducted underneath the continent (subduction angle). These parameters changed frequently during the Andean evolution.

Desde los inicios del Ciclo Andino, las actividades magmáticas están estrechamente asociadas con los diferentes arcos magmáticos relacionados con la subducción, con la extrusión y emplazamiento de lavas predominantemente calcoalcalinas y plutones de composición básica a ácida y diferenciados derivados del manto. Desde entonces, desarrollaron cuatro diferentes sistemas de arco magmático, cada uno desplazado hacia el este en relación al anterior. La migración hacia el este ocurrió a consecuencia de la destrucción y erosión tectónica en el margen continental activo (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).

Since the beginning of the Andean Cycle, the magmatic activities are closely associated with the subduction-related different magmatic arcs with the extrusion and emplacement of predominantly calc-alkaline lavas and plutons of basic to acid composition and mantle-derived differentiates. Since then, four different magmatic arc systems, each one displaced towards the east in relation to the previous one, developed. The eastward migration was a consequence of the destruction and tectonic erosion at the active continental margin (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).

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Fig. 10.2. Distribución reciente de placas de las regiones Sudamericana y Pacífica. Recent plate distribution of the South-American and Pacific Region.

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Fig. 10.3 Evolución del Margen Continental Activo de Sudamérica durante los últimos 100 Ma. La convergencia entre la placa continental y la oceánica cambió de ángulo debido al movimiento de las diferentes placas oceánicas. Evolution of the South-American active Continental Margin during the last 100 Ma. The convergence between the continental and the oceanic plate changed its angle due to the movement of the different oceanic plates.

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Inicialmente, durante el Jurásico temprano, el margen de la placa se caracterizaba por una baja tasa de subducción de la placa “Aluk” o “Fenix” con un ángulo muy oblicuo, casi paralelo a la fosa (Fig. 10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), lo que resultó en una cuenca marina de trasarco sinistral y transtensional con baja subsidencia. Se formó un arco de isla con una zona de subducción similar al “tipo Mariana.” En la parte posterior del arco de isla se desarrolló una artesa marina a lo largo de cuencas de desgarre alineadas en escalonamiento diagonal (Hillebrandt et al., 1990). La transgresión se movió hacia el este, y tuvo su mayor extensión en tiempos oxfordianos. La cuenca de trasarco del Jurásico estaba ubicada a lo largo de la actual Precordillera chilena. El primer arco magmático del Ciclo Andino se formó a lo largo de la reciente Cordillera Costera en Chile, con la fosa ubicada a lo lejos en el Pacífico reciente. Los productos magmáticos de este arco comprenden a lavas andesíticas de alrededor de 10 km the espesor, depositadas en una cuenca tensional (Scheuber, 1991). Los primeros 100 Ma, del Jurásico al Cretácico medio, estuvieron dominados por un regimen tectónico principalmente extensional con un magmatismo derivado del manto con muy poca contaminación cortical.

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Initially, in Early Jurassic, the plate margin was characterized by a low subduction rate of the "Aluk" or "Phoenix"-plate with a very oblique angle, almost parallel to the trench (Fig. 10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), resulting in a sinistral transtensional marin back-arc basin with a low subsidence. An island arc was formed with a subduction zone similar to a "Mariana-type". In the back of the growing island arc a marine through developed along en echelon aligned pull-apart basins (Hillebrandt et al., 1990). The transgression moved eastward and had its main extension in Oxfordian time. The Jurassic back-arc basin was situated along the presentday Chilean Precordillera. This first magmatic arc of the Andean Cycle formed along the recent Coastal Cordillera in Chile, the trench lay far off in the recent Pacific. The magmatic products of this arc comprises about 10 km thick andesitic lavas deposited in a tensional basin (Scheuber, 1991). The first 100 Ma, Jurassic to middle Cretaceous, were dominated by a mainly extensional tectonic regime with mantle derived magmatism with only little crustal contamination.

Fig. 10.4. Migración hacia el este del arco magmático activo durange el Ciclo Andino, como lo prueban las dataciones radiométricas de rocas ígneas en los Andes del norte de Chile y Bolivia. Eastward migration of the active magmatic arc during the Andean cycle as proved by radiometric datations of igneous rocks in the Andes of northern Chile and Bolivia.

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Los productos de la segunda fase de magmatismo andino del Cretácico inferior están expuestos en la parte occidental y sur de la Precordillera chilena y del Valle Longitudinal. El ángulo de colisión entre ambas placas cambió de la manera que se muestra en la Fig. 10.4 . Como resultado de la subducción de orientación NW con un ángulo casi oblícuo, se desarrolló un regimen tectónico transpresional dextral a lo largo del arco magmático. En los últimos 100 Ma, a partir del Cretácico “medio,” el magmatismo está influenciado por mayor contaminación cortical en un ambiente tectónico de transpresional a compresional. Los arcos magmáticos correspondientes se dispusieron en la Precordillera oriental (Cretácico superior), y el arco volcánico reciente (desde el Oligoceno) en la Cordillera Occidental, a lo largo de la frontera de Chile y Bolivia (Reutter et al. 1993).

The products of the second phase of Andean magmatism of Lower Cretaceous time are exposed in the western and southern part of the Chilean Pre-Cordillera and the Longitudinal Valley. The collisionangle between the two plates changed as shown in Fig. 10.4 . As a result of the NW-oriented subduction with an almost oblique angle developed a dextral transpressional tectonic regime along the magmatic arc. The last 100 Ma, from "Mid"-Cretaceous onward, the magmatism is influenced by more crustal contamination in a transpressional to compressional tectonic environment. The corresponding magmatic arcs were placed in the Eastern Pre-Cordillera (Upper Cretaceous) and the recent volcanic arc (since Oligocene) in the Western Cordillera along the border of Chile and Bolivia (Reutter et al. 1993).

El inicio del Cretácico está marcado por la extensión máxima en Sudamérica, con la partición continental y una deriva a gran escala debido a la avanzada apertura del Atlántico Sur. Empezó a abrirse una alargada cuenca de trasarco en la Cordillera Oriental y en la Precordillera chilena, con cuencas interconectadas desde el norte de Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) al sur de Bolivia, norte de Chile y sud del Perú. Entonces, la ingresión marina subsequente pudo haber procedido del Pacífico en el NW. El área mejor documentada de este evento extensional se localiza en el norte de la Argentina, en el área de Salta, con magmatismo traquítico con cuerpos intrusivos alcalinos y subalcalinos (Galliski & Viramonte, 1988).

The beginning of the Cretaceous is marked by maximum extension in South America, with continental split and large scale drift due to the advanced opening of the South Atlantic. An elongate back-arc basin began to open in the Eastern Cordillera and the Chilean Precordillera with interconnecting basins from northern Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) to southern Bolivia, northern Chile and southern Peru. Thus the subsequent marine ingression may have proceeded from the Pacific in the NW. The best documented area of this extensional event is located in northern Argentina in the area of Salta with trachytic magmatism with alcaline and subalcaline intrusive bodies (Galliski & Viramonte, 1988).

Desde el Oligoceno tardío, el enfoque del magmatismo ha estado en el arco magmático activo de la Cordillera Occidental. Los productos son principalmente diferenciados del manto con variados grados de contaminación cortical (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).

Since late Oligocene time the focus of magmatism has been at the active magmatic arc in the Western Cordillera. The products are mainly mantle-derived differentiates with varying degree of crustal contamination (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).

La configuración de placas reciente a lo largo del margen continental activo sudamericano se muestra en la Fig. 10.2. En la parte central de los Andes, la placa de Nazca oceánica ha subduccionado en un ángulo de alrededor de 30° por debajo del continente sudamericano continent (Stauder, 1973; Barazangi & Isacks, 1976). La tasa de convergencia entre ambas placas es relativamente alta con alrededor de 10 cm/año. En una distancia de 300 km, la morfología de la fosa Perú-Chile en el oeste difiere con una profundidad de 7.000 m a más de 5.000 m de altitud en la Cordillera Occidental de los Andes. A lo largo de la dirección de los Andes la placa oceánica subduce en diferentes secciones en diferentes ángulos, entre 15° y 35°. En los Andes centrales del norte de Chile y Bolivia, el ángulo de subducción es de cerca de 30°, cambiando abruptamente más al sur a menos de 20° en la llamada sección de “losa plana.”

The recent plate-configuration along the South-American active continental margin is shown in Fig. 10.2. In the central part of the Andes the oceanic Nazca-plate is subducted with an angle of about 30° underneath the South-American continent (Stauder, 1973; Barazangi & Isacks, 1976). The convergence rate between the two plates is with about 10 cm/year relatively high. The morfology differs from the Peru Chile-trench in the W with 7000 m depth in only 300 km distance to over 5000 m altitude in the Western Cordillera of the Andes. Along the Andean-strike the ocean plate is subducted in different sections with different angles between 15° and 35°. In the Central Andes of Northern Chile and Bolivia the subduction angle is about 30°, changing further South abruptly to less than 20° in the socalled "flat-slab"-section.

Al igual que los Himalaya, los Andes son una cordillera ejemplar para el estudio de los procesos tectónicos de placa en un margen continental activo. Hasta con 750 km, los Andes tienen aquí el mayor ancho W-E entre la Cordillera Costera de Chile y las llanuras Chaqueñas en Bolivia. El espesor cortical es de 60 a 70 km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996).

The Andes, like the Himalaya, are an exemplary mountain-range for studiing plate-tectonic processes at an active continental margin. Here, the Andes have with up to 750 km the largest W-Ewidth between the Coastal Cordillera in Chile and the Chaco plains in Bolivia. The crustal thickness is 60 to 70 km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996)

En la última década, la investigación científica en el área del norte de Chile, sur de Bolivia, y norte de Argentina, ha incrementado

During the last decade cientific investigation in the area of northern Chile, southern Bolivia and northern Argentina increased the

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significativamente el conocimiento sobre la estructura y evolución de esta parte de la cordillera; probablemente representa la parte mejor conocida geológicamente en todos Los Andes. En particular, los dos proyectos científicos “Movilidad de los Márgenes Continentales Activos” y “Procesos de Deformación en Los Andes,” con varios subproyectos de diferentes instituciones alemanas, han realizado grandes esfuerzos para aclarar la estructura de los Andes utilizando todo tipo de métodos geofísicos y geológicos. Por lo tanto, es posible y necesario describir con mayor detalle esta parte de los Andes, a lo largo de 21° S.

knowledge of the structure and evolution of this part of the mountain range significantly, probably it represents the geologically best known part of the whole Andes. Especially the two cientific-projects "Mobility of Active Continental Margins" and "Deformation Proceses in the Andes" with several subprojects of different german institutions made great efforts to clarify the structure of the Andes using all kind of geophysical and geological methods. Therefore it is possible and necessary to describe this part of the Andes along 21° S in more detail.

Las investigaciones sobre la refracción sísmica sugieren que la Cordillera Occidental y el Altiplano Occidental representan una corteza de 70 km de espesor, que sostiene fuertemente a estructuras verticales (Wigger et al,. 1994).

Seismic refraction investigations suggest that the Western Cordillera and the Western Altiplano represent a 70 km thick crust bearing strongly vertical structures (Wigger et al,. 1994).

Longitudinal Valley

Coastal Cordillera Trench

72°W

Coast

71° CSS

69° Ms Tv CB

Mv

CSB

Ollagüe Pzv Pzg

Jg

0 km

Western Cordillera

Precordillera

70°

Kg

Qv

LC

?

Eastern Cordillera

67° Qs

66°

KTs

Nazca Plate

FM

HCZ

Villamontes 63° 0 km

CB MC

20

? ?

60 80

Chaco

Tarija

HCZ

LC

LC

40

Subandean Belt 65°

Pzs

CB LVZ

Tupiza

64°

?

Tg

LC

20

Altiplano

68°

40

LC

Lithosphere Mantle

earthquake

60

100

80 AF CB CSB CSS FM

200

HCZ Jg Kg KTs LC LVZ Mc Ms Mv Pzg Pzs Pzv Qs Qv Tg Tv VF

aseismic front continental basement ( mainly Precambrian) continental slope basement continental slope sediments forearc mantle lithosphere (partially hydrated) high conductivity zone Jurassic intrusives Cretaceous intrusives Cretaceous-Tertiary sediments lower crust low (p-wave) velocity zone middle crust Mesozoic sediments Mesozoic arc volcanics Paleozoic intrusives Paleozoic sediments Paleozoic volcanics Quaternary sediments Neogene - Quaternary volcanics Paleogene intrusives Early Tetiary volcanics volcanic front

100

Asthenosphere

200

300

E. Scheuber 11/95

300

Fig. 10. 5 Sección a través de los Andes a lo largo de 21° lat. S. Dibujo en base a datos geofísicos y geológicos. Section across the Andes along 21° lat. S. Sketch on base of geophysical and geological data.

Por debajo de la parte sur de los Andes centrales, el límite entre la corteza y el manto no está bien definido. Las investigaciones geofísicas condujeron a la conclusión que, por debajo del Altiplano sur y la Cordillera Occidental, existen diferentes discontiunidades Mohorovícicas de edades y orígenes diferentes que has sido unidas por el acortamiento tectónico (Giese, 1996). Se reconocieron “Mohos” bien definidos al este del Altiplano, donde el Escudo Brasilero Precámbrico es empujado por debajo de la Cordillera Oriental y al oeste de la Cordillera Occidental, donde se puede identificar el Moho desde debajo de la línea de la costa hasta la Precordillera (Fig. 10.5). Se espera tener una imagen más detallada

Beneath the southern part of the Central Andes the crust-mantleboundary is not well defined. Geophysical investigatons led to the conclusion, that under the southern Altiplano and Western Cordillera different Mohorovicic-discontinuities exist with different ages and origins put together by tectonic shortening (Giese, 1996). Well defined "Mohos" are recognized east of the Altiplano, wele the Precambrian Brazilian Shield is pushed underneath the Eastern Cordillera and west of the Western Cordillera, were the Moho can be indicated from beneath the coastline onto the Precordillera (Fig. 10.5). A more detailled image of the deep seated structures and the crust mantle-boundary of this part of the Andes

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA de las estructuras profundamente asentadas y del límite entre la corteza y el manto de esta parte de los Andes, por los resultados de una campaña de campo recientemente terminada, sobre la sísmica de reflexión a lo largo del perfil entre el Pacífico (medidas costafuera del experimento CINCA’95, Kiefer & Wissmann, 1996) y del borde este del Altiplano. Los datos obtenidos de este “Proyecto de Invetigación Continental Andina, ANCORP’96” están siendo interpretados y evaluados. El objetivo del proyecto ANCORP es buscar un modelo realista e integrado para el engrosamiento cortical en los Andes Centrales.

is expected by the results of a recently terminated field-campaign of reflection seismics along a profile between the Pacific (offshore measuremnts of the CINCA'95 experiment, Kiefer & Wissmann, 1996) and the eastern border of the Altiplano. The obtained data of this "Andean Continental Research Projekt, ANCORP'96" are under interpreta-tion and evaluation. The aim of ANCORP project is to seek for a realistic, integrated model for the crustal thickening in the Central Andes.

La parte sur de los Andes Centrales puede subdividirse en diferentes unidades morfoestructurales, cada una con rasgos estructurales y litológicos distintos y caracterìsticos. El perfil a lo largo de la altitud 21° S en todos los Andes tiene una longitud de alrededor de 700 km, desde el Pacífico en el oeste hasta las llanuras chaqueñas en el este. Este perfil puede resumirse de la siguiente manera: Las mayores privincias fisiográficas coinciden con las unidades estructurales principales, y de oeste a este son:

The Southern Central Andes can be subdivided into different morphostructural units, each of them with distinct and characteristic structural and lithological features. A profile along 21° S altitude across the Andes has a length of about 700 km from the Pacific in the west to the Chaco-plains in the east and can be summarized as follows. The major physiographic provinces coincide with main structural units and are from west to east:

La Cordillera Costera

The Coastal Cordillera

La empinada línea de costa chilena tiene una altura de hasta 1.000 m y está formada predominantemente por espesas secuencias andesíticas del arco magmático del Jurásico y Cretácico inferior y el margen continental activo reciente. Aquí se puede estudiar los procesos de colisión de placas entre la placa continental y las diferentes placas oceánicas durante la evolución andina. La estructuración del margen continental activo de Sudamérica es una respuesta de los ángulos de convergencia, el buzamiento de la placa subduccionante, la reología y velocidad de las placas colisionantes. Paralelo a la costa, el Sistema de Fallas de Atacama es un elemento estructural importante que estuvo activo desde tiempos jurásicos (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981). Los recientes terremotos, con epicentros de poca profundidad, son la evidencia directa de la colisión de ambas placas. La Cordillera Costera buza generalmente hacia el este, formando una superficie a manera de escritorio que se inclina hacia el este (Seyfried et al., 1994). Con un desplazamiento vertical significativo, las ramificaciones del Sistema de Fallas de Atacama separan la Cordillera Costera del Valle Longitudinal (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).

The steep Chilean coastline is up to 1000 m high and is built predominantly by thick andesitic sequences the magmatic arc of Jurassic and Lower Cretaceous time and the recent active continental margin. Here the processes of the plate-collision between the continental and the different oceanic plates during the Andean evolution can be studied. The structuring of the active continental margin of South-America is a response of the convergence-angle, the dip of the subducting plate, the reology and the velocitv of the colliding plates. The coast-parallel AtacamaFault-System is the most important structural element which was active since Jurassic time (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981). Recent earthquakes with shallow seated hipocentres are the direct evidence of the collision of the two plates. The Coastal Cordillera generally dips towards the east forming a desk-like surface inclining towards the East (Seyfried et al., 1994). Branches of the Atacam-Fault.-System with a significant vertical displacement separate the Coastal Cordillera from the Longitudinal Valley (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).

La Depresión Central o el Valle Longitudinal del norte de Chile tuvo importancia económica debido a sus depósitos de nitrato, los que están siendo explotados actualmente por sus altos contenidos de borio, litio y sulfatos, cloruros y carbonatos. Hasta el momento, todavía no está completamente claro con qué marco geológico específico están relacionados los nitratos (Chong, 1994). El clima extremadamente árido durante millones de años, y la evaporación del agua acarreada por unos cuantos ríos y deslizamientos de lodo facilitaron la deposición de sales minerales como los nitratos y boratos. La Cordillera Costera se inclina hacia el este, a manera de un escritorio, por debajo de los jóvenes sedimentos del Valle Longitudinal, delimitando así la unidad morfoestructural hacia el oeste. Hacia el este, está delimitada desde la Cordillera por fallas antitéticas que levantaron la Precordillera (Fig. 10.5).

The Central Depression or Longitudinal Valley The longitudinal valley of northern Chile had economic importance because of their nitrate deposits which are recently object of exploitation of their high contents of borium, lithium and sulfates, chlorides and carbonates. Until now it is not fully clear to which specific geological setting the nitrate deposits are related (Chong 1994). The extreme arid climate during millions of years and the evaporation of the water brought in by the few rivers and mud slides facilitated the deposition of salt minerals like the nitrates and borates. The Coastal Cordillera inclines eastward like a desk beneath the young sediments of the Longitudinal Valley limiting thus morphostructural unit to the West. Towards the East it is limited from the Precordillera by antithetic faults which lifted up the Precordillera (Fig. 10.5).

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- La Precordillera

- The Precordillera

La Precordillera fue el sitio del arco magmático desde el Cretácico tardío hasta finales del Eoceno. La cordillera forma una unidad morfoestructural separada, constituida por varios afloramientos de basamento, orientados con rumbo N-S. Para el “Cretácico medio,” su cubierta Triásica a Cenozóica intruyó rocas granitoides expuestas in la parte occidental de la Precordillera. Las serranías del basamento forman los núcleos de anticlinales de flancos empinados, cortados en muchos casos por fallas de alto ángulo inverso. El estilo tectónico de la Precordillera es de basamento sin existencia de cabalgamiento y despegues.

The Precordillera was the sight of the magmatic arc from late Cretaceous to the end of Eocene. This mountain range forms a separate morphostructural unit built up by several outcrops of basement oriented in N-S-direction and their Triassic to Cenozoic cover intruded by "Mid-Cretaceous" granitoidic rocks exposed in the western part of the Precordillera. The basement ridges form the nuclei of steeply flanked anticlines cut in many cases by high-angle reverse faults. The tectonic style of the Precordillera is thickskinned without the existence of thrust and decollements.

La principal actividad del arco magmático ocurrió alrededor de los 72 Ma. En la Fase Peruana, las rocas pre-existentes de sedimentos marinos principalmente del Triásico y Jurásico fueron plegados y elevados, de manera que el arco magmático fue emplazado en un área morfológicamente positiva por encima del nivel del mar. La actividad magmática terminó con la fase tectónica incaica alrededor de 39 Ma. La fase Incaica ocasionó un acortamiento normal del arco y el desarrollo de sistemas de fallas longitudinales predominantemente transpresionales dextrales, como la Falla de Fisura Oeste. La tectónica del arco magmático relacionada al magmatismo está fuertemente relacionada con el desarrollo de los Depósitos de Cobre porfírico, ubicados a lo largo de la Fisura Oeste (Reutter et al., 1996, 1991).

The main activity of the magmatic arc occured at about 72 Ma. During the Peruvian Phase the preexisting rocks of mainly Triassic and Jurassic marine sediments were folded and elevated, so the magmatic arc was emplaced in a morphologically positive area above sea level. The magmatic activity ended with the incaic tectonic phase at about 38 Ma. The Incaic phase caused an arcnormal shortening and the development of longitudinal predominantly dextral transpressional fault-systems like the WestFissure-Fault. The magmatic arc tectonics related to magmatism are strongly related to the development of the Porphyry Copper Deposits located along the West-Fissure (Reutter et al., 1996, 1991).

- La Depresión Preandina

- The Preandean Depression

Al este, el arco magmático Cretácico estaba limitado por una cuenca de trasarco que posiblemente formó parte del Sistema de Rifts de Salta. En esta cuenca se depositaron los sedimentos de la Formación Purilactis, los que presentan intercalaciones marinas solamente durante el Maastrichtiano (Scheuber et al., 1994). La depresión preandina es un bajo morfológico con rumbo SSW-NNE, a una altitud de 2.500 a 3.500 m, marcado por la existencia de varias salinas en cuencas endorréicas. Siempre estuvo constituida por cuencas deposicionales separadas entre altos estructurales. Probablemente fue parte del arco magmático con varias cuencas de intra-arco (Wilkes & Görler, 1994). Geofísicamente, el Preandino tiene propiedades similares al arco magmático de la Cordillera Occidental, haciendo contraste con diferentes anomalías por debajo de la Precordillera. Los movimientos tectónicos del arco magmático moderno están registrados en las cuencas de la Depresión Preandina. Sobre los sedimentos más antiguos plegados durante la fase incaica en el post-Eoceno, ocurrió una sedimentación continental clástica roja. A su vez, estos sedimentos jóvenes están fuertemente plegados por las fuerzas compresivas a transgresivas con desplazamientos sinistrales (Wilker & Görler, 1994).

The Cretaceous magmatic arc was limited in the E by a back-arc basin which possibly formed part of the Salta-Rift- System. In this basin the sediments of the Purilactis Formation were deposited which only during the Maastrichtian show marine intercalations (Scheuber et al., 1994). The Preandean Depression is a SSW-NNE striking morphological low in an altitude of 2500 to 3500 m marked by the existence of several saltflats in endorheic basins. Always it was made up by separated depositional basins between structural highs. Probably it was part of the magmatic arc with several intra-arc basins (Wilkes & Görler, 1994). Geophysically the Preandean has similar properties as the magmatic arc of the Western Cordillera contrasting with different anomalies beneath the Precordillera. The tectonic movements of the modern magmatic arc are recorded in the basins of the Preandean Depression. Red continental clastic sedimentation with intercalations of volcanic and pyroclastic material took place on top of older sediments folded during the Incaic phase in post-Eocene time. These young sediments themselves are again strongly folded by mostly compressive to transgressive forces with sinistral displacements (Wilker & Görler, 1994).

- La Cordillera Occidental

- The Western Cordillera

La Cordillera Occidental se caracteriza geofísicamente por una zona de conductividad muy alta, comenzando, a una profundidad de 20 km hasta 60 km, un alto flujo de calor y densidad relativamente baja, como lo indican las bajas velocidades sísmicas. Esto puede explicarse con las rocas existentes parcialmente fundidas, con por lo menos 15-18% de fundición. Esta anomalía no sigue estrictamente al arco volcánico, sino que parece estar ubicado

The Western Cordillera is geophysically characterized by a zone of very high conductivity starting in a depth of 20 km down to 60 km, a high heat flux and relatively low density as indicated by low seismic velocities. This can be explained with existing partially molten rocks with at least 15-18 % melt. This anomaly does not follow strictly the volcanic arc but seems to be located 100-125 km above the subducted Nazca plate which changes its dip in the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA 100-125 m por encima de la placa de Nazca subducida, la que cambia su buzamiento en la latitud del “Abismo Pica” (Brasse et al., 1996). La corteza debajo de la Cordillera Occidental tiene un espesor promedio de 70 a 74 km; en el Altiplano central, el espesor cortical es alrededor de 60 a 65 km (Beck et al., 1996). La corterza debajo del Altiplano parece espesarse de N a S, a lo largo de la Cordillera Oriental, con un espesor máximo de 70 a 74 km alrededor de 20°S (Beck et al., 1996).

latitude of the "Pica-Gap" (Brasse et al., 1996). The crust beneath the Western Cordillera has average thickness of about 70 to 74 km, in the central Altiplano the crustal thickness is about 60 to 65 km (Beck et al., 1996). The crust under the Altiplano appears to thicken from N to S along the Eastern Cordillera with a maximum thickness of 70 to 74 km at about 20°S (Beck et al., 1996).

- El Altiplano

- The Altiplano

El Altiplano es una cuenca intermontana de antepaís, y tiene una cubierta espesa de sedimentos clásticos del Terciario y Cuaternario, con intercalaciones de estratos volcanoclásticos y volcánicos.

The Altiplano is an intermontane foreland basin and has a thick cover of Tertiary and Quaternary clastic sediments with intercalations of volcanoclastic and volcanic strata.

El Altiplano boliviano puede subdividirse en las unidades norte, central y sur, con estilos estructurales y evolución diferentes. La parte del norte se caracteriza estructuralmente por corrimientos de vergencia hacia el oeste, con desplazamiento lateral sinistral en el sobreescurrimiento involucrado con el basamento este y con vergencia hacia el este, en su borde occidental, donde están expuestas las rocas Precámbricas del área del Cerro Huanuni (Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). Estas estructuras al norte del Oroclinal tienen rumbo NW-SE predominante.

The Bolivian Altiplano can be subdivided into northern, central and southern units with distinct structural style and evolution. The northern part is structurally characterized by westverging thrusts with sinistral lateral displacement in the east and east-verging basement-envolved overthrusting at its western border, where the Precambrian rocks of the Cerro Huarani area are exposed (Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). These structures north of the Orocline strike predominantly NW-SE.

Según to Kennan et al. (1995), el Altiplano central contiente una secuencia Terciaria muy espesa (tanto como 10 km de lechos rojos), basado en informes inéditos de una compañía petrolera sobre perfiles de reflexión sísmica sobreyacientes a estratos cretácicos. Los resultados de una exploración y proyectos de perforación recientemente concluidos probaron que los sedimentos terciarios sobreyacen directamente a sedimentos paleozoicos a profundidades alrededor de tres km. En la parte oriental del Altiplano central, en el área del Oroclinal boliviano, existe una secuencia Cretácica casi completa que está plegada en pliegues en forma de S, alrededor de un eje casi vertical, como consecuencia del movimiento lateral sinistral. En esta área al SW de Sevaruyo, los stock granodoríticos del Mioceno intruyeron a la secuencia provocando localmente una alteración significativa de las calizas del Cretácico.

According to Kennan et al. (1995) the central Altiplano contains a very thick tertiary sequence (as much as 10 km of redbeds) based on unpublished oil company reports of seismic reflection profiles overlying Cretacous strata. Results of recently finished exploration and drilling projects proved, that the Tertiary sediments overlie directly the Paleozoic sediments in a depths of about three kilometers. In the eastern part of the Central Altiplano exist in the area of the Bolivian Orocline an almost complete Cretaceous sequence which is folded in S-shaped folds around almost vertical axis as a consequence of sinistral lateral movement. In this area SW of Sevaruyo Miocene granodioritic stocks intruded the sequence provocing locally a sigificant alteration of the Cretaceous limestones.

A lo largo de su borde oriental, el Altiplano Sur está sobrecorrido por las rocas del Paleozoico antiguo, a lo largo del sistema de fallas de la “Falla de San Vicente,” de vergencia oeste (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). El sobrecorrimiento va acompañado por un movimiento lateral obviamente hacia la izquierda, que provocó localmente el plegamiento alrededor de el eje de buzamiento profundo y la rotación de pequeños bloques. Más hacia el este, se documenta un movimiento transpresional dextral (Rößling & Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). Las principales estructuras tienen rumbo SW-NE, como la importante Falla Uyuni-Keniani, que separa a la Provincia del Salar de Uyuni en el oeste, de la Provincia Los Lípez en el este (Aranibar, 1990). Según este autor, la provincia occidental se caracteriza por estructuras en flor y escalonamientos positivos, mientras que la provincia oriental presenta un cabalgamiento de sobrecorrimiento superficial con vergencia predominantemente hacia el oeste. Se da un análisis estructural más detallado en la descripción de la geología del cuadrángulo de Uyuni.

Along its eastern border the southern Altiplano is overthrusted by Old-Paleozoic rocks along the west-verging fault system of the "San Vicente Fault" (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). The overthrusting is accompanied by a obviously left lateral movement which provoced locally folding around deeply dipping axis and rotation of small blocks. Further to the East a dextral transpressional movement is documented (Rößling & Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). The main structures strike in SW-NEdirection like the important Uyuni-Kenianni-fault, which seperates the Salar de Uyuni-Province in the west from the Los LipezProvince in the east (Aranibar, 1990). According to this author the western province is characterized by positive flowerstructures and stepovers, whereas the eastern province shows predominantly westverging thinskinned thrusting. A more detailed structural analisis is given in the description of the geology of the Uyuni quadrangle.

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- La Cordillera Oriental

- The Eastern Cordillera

En descripciones antiguas, los Andes al este del Altiplano se subdividían solo en la “Cordillera Oriental” y el “Subandino” (Ahlfeld, 1974), pero con las continuas investigaciones, cada vez se diferencia más a la cordillera en más unidades que presentan rasgos litológicos y estructurales distintos.

The Andes east of the Altiplano in older descriptions were subdivided only in "Eastern Cordillera" and "Subandean" (Ahlfeld, 1974), but with ongoing investigation the mountain range is differentiated increasingly in more units showing distinct lithological and structural features.

Como resultado de una detallada investigación a lo largo del perfil entre Uyuni y Villamontes, la subdivisión más reciente se puede resumir de la siguiente manera. En el área del Segmento Atocha, entre la Falla de San Vicente y el área de Almona-Tupiza, domina un cabalgamiento de vergencia hacia el oeste en rocas predominantement ordovícicas. El hallazgo de un graptolito raro indica una edad de Llandeilo a Caradoc inferior para las areniscas estratodecrecientes a fangolitas y limolitas. Esta secuencia tiene un espesor aproximado de 4.300 m (Tawackoli, 1997).

The most recent subdivision can be summarized as follows as a result of detained investigation along a profile between Uyuni and Villamontes. In the area of the Atocha-Segment between the San Vicente Fault and the Almona-Tupiza area dominates a westverging thrusting in predominantly Ordovician rocks. Rare graptolite finding indicate an age of Llandeilo to lower Caradoc of the sandstones, which are fining up into mud- and siltstones. This sequence is about 4300 m thick (Tawackoli, 1997).

Más hacia el este, limitado por la Falla Camargo-Tojo hacia el este, prosigue el Segmento Mochara, que es la sección tectónicamente más complicada de esta parte de la Cordillera Oriental, con vergencias cambiantes y estructuras de fosas y pilares tectónicos compresivos (Rößling & Borja, 1993). Debido a la fuerte superimpresión tectónica, la posición estratigráfica de las rocas ordovícicas todavía no está clara, y el espesor de la serie es dudosa. La actividad magmática del Mioceno estuvo acompañada por la intrusión de stocks granodioríticos como el Cerro Isca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar en biotitas). Las alteraciones hidrotérmicas controladas estructuralmente condujeron a la formación de mineralizaciones de metal base. La existencia de gabros (Cerro Grande, 120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar en biotita), tubos de brecha olivino-basáltica y vetas y diques carbonáticos verifica la actividad magmática del sistema Cretácico en esta área de los Andes.

Farther East limited by the Camargo-Tojo-fault towards the East follows the Mochara-Segment, which is tectonically the most complicated section of this part of the Eastern Cordillera, with changing vergencies and compressive Horst and Graben structures (Rößling & Borja, 1993). Due to the strong tectonic overprint the stratigraphic position of the Ordovician rocks is still not clear, and the thickness of the series is doubtfull. Miocene magmatic activity was accompanied by the intrusion of granodioritic stocks like the Cerro Lsca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar in biotites) and structurally controled hydrothermal alterations led to the formation of basemetal- mineralizations. The existence of gabros (Cerro Grande, 120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar in biotite), olivinbasaltictic breccia-pipes and carbonatitic veines and dykes verify the magmatic activity of the Cretaceous system in this area of the Andes.

Al este del sinclinal de Camargo, se ubica el Segmento Yunchara, que corresponde a la sección tipo de Rivas et al. (1969), donde está expuesta la base, y probablemente también el tope del sistema Ordovícico. Las areniscas y limolitas de grano fino, usualmente presentan pliegues y fallas de vergencia este. Las areniscas gradan a lutitas y limolitas, reflejando una tendencia transgresiva con la culminación en la sedimentación de secuencias turbidíticas. El espesor total es de alrededor de 4.500 m (Kley et al., 1995).

East of the Camargo syncline the Yunchara-Segment is located which corresponds to the type-section of Rivas et al. (1969) where the base and probably as well the top of the Ordovician system is exposed. The fine grained sandstones and siltstones usually show east-verging folds and faults. The sandstones are grading up into shales and siltstones, reflecting a transgressive trend with the culmination in sedimentation of turbiditc sequences. The total thickness is about 4500 m (Kley et al., 1995).

La Cordillera Oriental del Sur de Bolivia está característicamente constituida por sedimentos clásticos anquimetamórficos del Ordovícico. El espesor total máximo del Ordovícico todavía se especula, pero podría alcanzar hasta 10 km en la parte central de la cuenca.

The Eastern Cordillera of Southern Bolivia characteristically is mostly made up of thick anchimetamorphic clastic sediments of the Ordovician. The total maximum thickness of the Ordovician is still speculative but it might reach up to 10 km in the central part of the basin.

- La Zona Interandina

- The Interandean zone

La Zona Interandina o “de Transición" (Kley & Reinhardt, 1994) es la zona ubicada entre la Cordillera Oriental, constituida predominantemente por rocas ordovícicas, y las Sierras Subandinas. Los pliegues en el Interandino son menores que en el Subandino, y los corrimientos han reducido al desplazamiento, al buzamiento relativamente empinado y a la separación estratigráfica. Los anticlinales que existen con mayor frecuencia están separados por pequeños corrimientos; ambos tipos de estructura no continúan a lo largo del rumbo por distancias largas. Los cabalgamientos a

The Interandean or "Transition-Zone" (Kley & Reinhardt, 1994) is the zone located between the Eastern Cordillera made up of predominantly Ordovician rocks and the Subandean Ranges. Folds in the Interandean are smaller than in the Subandean and thrust have reduced displacement, relatively steep dip and stratigraphic separation. The mostly existing anticlines are separated by small thrusts, both structure-types do not continue along strike over long distances, the thrusts often continue in folds over short distances. The vergence is generally towards the East but few backhtrusts are

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA menudo continúan en pliegues por distancias cortas. Generalmente, la vergencia es hacia el este, pero existen algunos trascorrimientos con la dirección opuesta. Los afloramientos son predominantemente del Silúrico y Devónico localmente, así como también de edad carbonífera y permotriásica.

present with opposite direction. The outcrops are predominantly of Silurian and Devonian, locally as well Carboniferous and Permotriassic in age.

- Las Sierras Subandinas

- The Subandean Ranges

El borde oriental de los Andes bolivianos forma una faja de plegamiento de cobertera y fallamiento que involucran a estratos cámbricos a triásicos y al basamento Precámbrico. Los pliegues y corrimientos continúan por distancias largas, a lo largo del rumbo y tienen desplazamientos significativos. Aquí, la corteza continental se encuentra sobrecorrida por encima de su antepaís, a lo largo de corrimientos de ángulo relativamente bajo. Se evidencia a través de los estudios de refracción sísmica, que la base de la corteza en la pared colgante del corrimiento transcortical está ubicada a una profundidad de 25 a 30 km (Schmitz, 1994), marcando el borde entre la deformación quebradiza y dúctil (Kley, 1993). La discontinuidad de Moho en esta parte de los Andes yace a una profundidad de 50 a 60 km. El basamento Precámbrico del Escudo Brasilero está involucrado localmente en corrimientos de vergencia este (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).

The eastern border of the Bolivian Andes forms a belt of thinskinned folding and faulting envolving Cambrian to Triassic strata and the Precambrian basement. The folds and thrusts continue over long distances along strike and have significant displacements. Here the continental crust is overthrusted over its foreland along relatively low angle thrusts. The base of the crust in the hangingwall of the transcrustal thrust is evidenced by seismic refraction studies to be located at a depth of 25 to 30 km (Schmitz, 1994) marking the border between brittle and ductile deformation (Kley, 1993). The Moho-discontinuity in this part of the Andes lies at a depth of 50 to 60 km. The Precambrian basement of the Brazilian Shield is locally involved in the east-verging thrusts (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).

Referencias

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213

70°

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PRESIDENTE VICEPRESIDENTE DE NEGOCIACIONES INTERNACIONALES Y CONTRATOS VICEPRESIDENTE DE OPERACIONES

EDITOR E-mail:

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JUNIO 2000

PROLOGO / FOREWORD El Servicio Nacional de Geología y Minería (SERGEOMIN) y Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB), con el esfuerzo coordinado de sus profesionales, publicaron en 1978 el primer Mapa Geológico de Bolivia. Transcurridos 22 años desde esa oportunidad, hoy ponen a disposición de los profesionales geólogos la nueva versión del Mapa Geológico de Bolivia, escala 1:1.000.000, y el presente Compendio de Geología de Bolivia. Esta publicación se realiza en una etapa de austeridad de las dos instituciones estatales, como producto de la profunda crisis por la que atraviesa la minería nacional, debido a las bajas cotizaciones de los minerales metálicos; sin embargo, la participación y el esfuerzo del personal profesional y técnico de SERGEOMIN y YPFB, hizo posible llevar adelante esta edición, en la que se ha introducido el resultado de los últimos datos e interpretaciones de campo y laboratorio obtenidas por ambas instituciones. Para la elaboración del presente mapa se han empleado las más modernas técnicas de la cartografía, de modo que a la fecha ofrecemos una versión en formato digital (CD-R), poniéndonos al día con las exigencias de la tecnología actual. Tanto el Servicio Nacional de Geología y Minería como Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos, han generado durante los últimos años una amplia información geológica y minera de todo el territorio boliviano. Mediante sus diferentes unidades se realizaron actividades de exploración, mapeo, evaluación del potencial mineralógico y petrolero, así como la inventariación de los recursos naturales del país. Paralelamente, SERGEOMIN apoyó a la minería mediana, chica y cooperativistas con asesoramiento técnico y logístico para encarar el desarrollo de sus actividades. Toda la información y los datos geológicos obtenidos se transfirieron al presente Compendio y Mapa Geológico. La información con la que cuenta este mapa, servirá de apoyo en trabajos de exploración y evaluación de recursos tanto de hidrocarburos como de minerales en el territorio boliviano. Se tiene plena confianza que esta publicación será de mucha utilidad para las diferentes entidades relacionadas a la geología: estatales, privadas y educativas.

In 1978, the Servicio Nacional de Geología y Minería (SERGEOMIN) and Yacimientos Pertolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB) published the first Geological Map of Bolivia through a joint effort by both organizations. 22 years later, they now make available to professional geologists, the new version of the Geological Map of Bolivia, at 1:1,000,000 scale, as well as this Geological Compendium of Bolivia. This publication is made during of austerity for both state institutions, caused by an economic crisis experienced by the national mining sector, due to the low prices of metallic minerals. Nonetheless, the participation and effort of the professional and technical staffs of SERGEOMIN and YPFB made it possible to publish this edition, which contain the latest field, lab data and interpretations obtained by both institutions.

State–of–the–art cartographic techniques were used in the preparation of this map, so that we offer an updated version in digital format (CD–R), in accordance with the demands of current technology.

During the past years, both, the Servicio Nacional de Geología and Minería and Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos, have generated extensive geological and mining information from the Bolivian territory. Through their different units, they carried out activities including: exploration, mapping, assessment of the mineral and oil production potential, as well as an inventory of the country’s national resources. In addition, SERGEOMIN supported the small, medium–size and cooperative mining companies through technical and logistic advise to assist these companies in developing their activities. All the information and geological data obtained were incorporated in this Compendium and Geological Map. The information available through this map will continue to support the exploration and assessment of resources, both in hydrocarbon and mineral resources, nationwide. We believe that this publication will be very useful to the different geology–related entities, whether state, private or educational.

Marcelo Claure Zapata Carlos Salinas Estenssoro PRESIDENTE DE YPFB

DIRECTOR EJECUTIVO NACIONAL SERGEOMIN


A- Compendio de Geología de Bolivia / Bolivian Geology Compendium por / by

Ramiro Suárez-Soruco

1

Introducción / Introduction

2

Altiplano / Altiplano

3

Cordillera Oriental / Eastern Cordillera

39

4

Sierras Subandinas / Subandean Ranges

77

5

Llanura Beniana, Cuenca del Madre de Dios y Plataforma Beniana Beni Plain, Madre de Dios Basin and Beni Platform

101

6

Llanura Chapare-Boomerang y Sierras y Llanura Chiquitana Chapare-Boomerang Plain and Chiquitos Range and Plain

111

7

Cratón de Guaporé / Guaporé Craton

127

1 13

B - Contribuciones especiales / Special contributions 8

Potencial de hidrocarburos / Hydrocarbon potential

145

Carlos Oviedo-Gómez & Ricardo Morales-Lavadenz

9

Las provincias y épocas metalogenéticas de Bolivia en su marco geodinamico Bolivian provinces and metalogenetic epochs in its geodynamic context

167

Bertrand Heuschmidt & Vitaliano Miranda-Angles

10

Tectónica de placas y evolución estructural en el margen continental activo de Sudamérica Plate tectonics and structural evolution at the South American active continental margin. Reinhard Roßling

199

por / by

RAMIRO SUAREZ-SORUCO [email protected]


Capítulo 1

INTRODUCCION INTRODUCTION

Generalidades

General Aspects

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, 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 Yacimientos 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 país los profesionales que actualmente contribuyen a ampliar el conocimiento de la Geología de Bolivia.

The study of the Geology of Bolivia started during the previous century, and continued into the present with well-known European geologists such as Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román Kozlowski, and many other. Starting in the 30’s, the first Bolivian geologists, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes, and others, joined into the task of interpreting and describing the geology of the country. Together with researchers from other countries, such as Federico Ahlfeld and Leonardo Branisa, they contributed to the teaching of geological sciences and to exploration, not only in search for scientific knowledge, but also for mineral and energy resources. The creation of institutions such as Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB), the Bolivian Mining Corporation and the National Geology Department, as well as the Geology Departments at the Universities of San Andrés (La Paz), Tomás Frías (Potosí) and Technical University of Oruro, made possible to train, in the country, professionals who currently contribute to expanding the knowledge on the Geology of 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). Esta institución, con el aporte de información geológica de YPFB y la colaboración financiera del Banco Mundial, ha elaborado, luego de casi veinte años, un nuevo Mapa Geológico de Bolivia a escala 1: 1.000.000, que constituye una versión actualizada del 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.

During the last 30 years, the Geological Survey of Bolivia (GEOBOL) elaborated the geological sheets (1:100,000 and 1:250,000) of the Geological Chart of Bolivia. Since 1996, GEOBOL, together with other institutions, make up the National Geology and Mining Survey (SERGEOMIN). With YPFB´s geological contributions and the financial aid of the World Bank, after nearly twenty years, this institution has prepared a new Geological Map of Bolivia, in a 1:1,000,000 scale. This map is an updated version of the map published in 1968, to which the research results and the knowledge obtained up to the date by professionals of the involved institutions and other similar entities were transferred.


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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.

In this sense, in each of the following chapters, this synthesis describes the current knowledge on each of these fields, according to a geochronological relation from the Proterozoic times until the present. However, the reader must be warned that the development of such a topic would easily take up several volumes, and this compendium will only present a synthesis which can be complemented by reading the works listed in the bibliographical references included at the end of each chapter.

Ciclos tectosedimentarios y orogénicos

Tectonic Sedimentary and Orogenic Cycles

Con la finalidad de interpretar y ordenar las secuencias a través del tiempo geológico, se han propuesto y definido 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.

With the purpose of interpreting and arranging the sequences through geological time, great tectonic sedimentary and orogenic cycles have been proposed and defined for the country and the neighboring regions. Four of these have been determined for the Proterozoic and other four for the Phanerozoic sequence.

Los ciclos proterozoicos: Transamazónico y Brasiliano fueron definidos por Almeida et al. (1976), y los ciclos San Ignacio y Sunsás por Litherland & Bloomfield (1981).

The Proterozoic cycles, namely the Transamazonic and the Brazilian, were established by Almeida et al. (1976), and the San Ignacio and Sunsás cycles by Litherland & Bloomfield (1981).

EON

CICLO

TACSARIANO

EDADES Reciente Jurásico inferior Triásico superior Carbonífero superior Carbonífero inferior Silúrico inferior Ordovícico superior Cámbrico superior

BRASILIANO

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1280 – 900 Ma

SAN IGNACIO

1600 – 1280 Ma

TRANSAMAZONICO

> 1600 Ma

ANDINO SUBANDINO FANEROZOICO

PROTEROZOICO

CORDILLERANO

Fig. 1.1 Ciclos Tectosedimentarios de Bolivia Bolivian Tectonic-Sedimentary Cycles

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.

The Phanerozoic cycles, Tacsarian, Cordilleran and Subandean, were established by Suárez-Soruco (1982, 1983), and the Andean Cycle by Steinmann (1929). Later on, the subdivision of the Andean Cycle into numbers I and II, which will be used in this paper, was proposed by Oller (1992).

2


La historia geológica del Gondwana Occidental, y del sector boliviano en particular, puede ser dividida en dos grandes episodios: Pre-Andino y Andino. La separación entre ambos está dada por la disgregación del Gondwana (ca 200 Ma).

The geological history of the Western Gondwana, and particulary of the Bolivian sector, can be divided into two large episodes: the Pre-Andean and the Andean. The separation between the two was determined by the breakup of Gondwana (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.

In its first stage, the Pre-Andean episode comprises the Proterozoic cycles, up to the opening stage of the Iapetus Ocean and the closing of the Adamastor and Mozambique Oceans, in Grunow’s model, 1996, and the ensuing formation of the Bolivian Triple Fracture, which originates the Contaya-Tacsara Rift at the end of the Brazilian Cycle. The second Pre-Andean stage starts during the Tacsarian; that is, from the rift opening to the separation of the Gondwana. The Andean Episode starts towards 200 Ma, during the Lower Jurassic, and extends up to the present.

Fig. 1.2 Cuadro Estratigráfico del Altiplano, Cordillera Oriental y Subandino Stratigraphic framework of Altiplano, Eastern Cordillera and Subandean

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MD

S A

Fig. 1.3 Triple Fractura Boliviana (tri-radio rojo) y Lineamiento del Sistema de Fallas Cordillera RealAiquile-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).

B PM C h C Gu

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S A

CO A

FH

Bolivian triple joint (red tri-radio) and Cordillera Real Fault System (red line) that divides de Arequipa-Huarina Massif and Guapporé Craton. Modified in TectoStratigraphic Map of Sempere et al., 1988).

Cha

A

S I A A

FK: Falla Khenayani; CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal; FCC: Frente de Cabalgamiento Coniri; FSV: Falla San Vicente; FAT: Falla Aiquile-Tupiza; CCR: Cabalgamiento Cordillera Real; FT: Falla Tapacarí; CANP: Cabalgamiento Andino Principal; CFP: Cabalgamiento Frontal Principal; FCSA: Frente de Cabalgamiento Subandino; AOc: Altiplano Occidental; AOr: Altiplano Oriental; FH: Faja Plegada de Huarina; COr: Cordillera Oriental; IA: Interandino; SA: Subandino; CGu: Cratón de Guaporé; PMo-Chi: Plataforma Mojeño Chiquitana.

CO A Or

TRIPLE FRACTURA BOLIVIA N A (PROTEROZOICO) SISTEMA DE FALLAS (ACTUAL) C O R D ILLERA REAL - AIQUILE - TUPIZA

Episodio Pre-Andino

Pre-Andean Episode

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).

During the Archeozoic and Proterozoic, the primitive Brazilian Shield underwent a series of modifications, which consisted of the accretion of new land (Chiquitan Terranes), the formation of intracratonal basins, and the development of important orogens, such as those of 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).

During the Archeozoic and Proterozoic, the main accretion of terranes to the Central Brazilian Shield (1600-2600 Ma) refers to terranes of approximately 1000-1600 Ma., such as RondoniaSunsás and Chaco-Paraná, followed by other younger terrane, between 570 and 1000 Ma, such as that of Cerro León and 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 & SuárezSoruco (1999), que considera que corresponde a un terreno autóctono, dislocado del Escudo Brasilero a fines del Proterozoico a partir de la “Triple Fractura Boliviana” (Suárez-Soruco, 1989).

One of the main aspects to be defined in the future is the origin of the microplate or Arequipa Massif. Until now, two hypotheses have been proposed: the first considers it to be allochthonous terrane, which possible originated on the edge of the Laurentia Continent during the Grevillian Orogeny (Gorhrbandt, 1992; Wasteneys et al., 1995); and the second, accepted in the present paper, as well as by Avila-Salinas (1996) and Erdtmann & SuárezSoruco (1999) considers it to be autochthonous land that wrenched from the Brazilian Shield at the end of the Proterozoic from “Bolivian Triple Fracture” (Suárez-Soruco, 1989).

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA A partir del Ciclo Tacsariano, y durante la mayor parte del Paleozoico inferior, el desarrollo extensional de los brazos N-S y NW-SE, así como la consiguiente separación de la “sub-placa móvil” de Arequipa formó en territorio boliviano las cuencas intracratónicas de los ciclos Brasiliano, Tacsariano y Cordillerano (Rift Contaya-Tacsara).

Starting with the Tacsarian Cycle and during the greater part of the Lower Paleozoic, the extensional development of the N-S and NWSE branches, and the subsequent separation of the “mobile subplate” of Arequipa, formed the intracratonal basins of the Brazilian, Tacsarian and Cordillerano cycles (Contaya-Tacsara Rift) in Bolivian territory.

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-Belén-Antofalla, 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 – Aiquile - Tupiza de Sempere et al., (1988)

Accepting that the Arequipa Plate relates to a wrench of the Amazonic Craton, in this paper we set out to change the name of the Plate or Terrane of Arequipa-Belén-Antofalla, established in a N-S trend taking the name of those Proterozoic localities, to the Arequipa-Huarina Massif (fig. 1.3), making reference to its eastern extension in Bolivian territory, since this Massif would include the Huarina Fold Belt. In this sense, the Arequipa-Huarina Massif would be separated from the actual Guaporé Craton by the Cordillera Real-Aiquile-Tupiza faults of Sempere et 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 Cámbrico superior se rellena con sedimentos clásticos marinos, gruesos 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).

During the Brazilian Cycle, the fracture allowed the extrusion of basic and ultrabasic rocks from the center and south of the Bolivian basin. At the beginning of the Tacsarian Cycle, the basin was initially small, with greater development and depth in the southern sector. During the Upper Cambrian, this basin was filled with coarse, non-fossil, marine, clastic sediments. During the Lower Ordovician, the size of the grain decreased gradually (flysh facies with graptolites). During this time, a significant sea invertebrate community developed, similar to that of the eastern coast of Laurentia (Newfoundland-Oaxaca). Starting with the Arenigian, submarine volcanic activity starts again in the south, with the injection and interbedding of cineritic tuffs and dacitic flows, continuing during the Llanvirnian with doleritic sills and submarine basalt flows that are related to and interbedded with the Capinota Formation, and finally, during the Caradocian, with basaltic andesite pillow lava and spilitized trachyandesites related to the Amutura Formation. This activity involves a rifting of the continental crust (Avila-Salinas, 1996).

Hacia fines del Ordovícico medio, la Placa de Arequipa-Huarina empezó un desplazamiento sinistral que ensanchó la cuenca en el sector central y norte, produciendo el depósito de importantes secuencias marinas llanvirniano-ashgillianas. El extremo meridional 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).

Towards the end of the Middle Ordovician, the Arequipa-Huarina Plate started a sinistral displacement that widened the basin on the central and Northern sectors, producing the deposit of important llanvirnian-ashgillian marine sequences. Due to this sinistral rotation, the plate’s meridional end collided with the ChacoPampeano Massif, causing the intrusion of granitoids and the formation of backarc basins in northwestern Argentina (Ocloyic Phase).

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 considerablemente. 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.

During the Cordilleran Cycle, the basin is likely to correspond to a backarc rift. During the Lower Silurian, there is greater subsidence, especially in the southwestern sector, due to the elevation produced by the intrusion of granitoids in Argentine territory. At this time, the basin’s border expanded and widened considerably. During the Upper Silurian, the coastal influence is even more evident; the earliest vascular plants appear, and towards the end of the cycle, primitive fern and lycophyte forests develop over the coastal estuaries or ponds.

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

At the end of the Cordilleran Cycle, the first important tectonic deformation took place, involving the tacsarian and cordilleran sequences, the Chiriguano (sensu YPFB) or Eohercynic Phase, which led to the formation of an orogen. These movements, and the

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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 sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica. La edad 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.

resulting hercynic cordillere, were discussed largely by Megard et al. (1973) in an extensive series of publications. The compressive movements, produced at the continental level, caused the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic orogen from the Pacific coast in South America, passing by the southern ranges of Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this deformation’s metamorphism in the South of the Eastern Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and 317 millions of years.

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).

The Sub Andean Cycle basin developed mainly on the eastern border of the recently formed range, initially, with submarine canyons to the East (Macharetí-Mandiyutí groups), and subsequently with carbonated marine platform facies to the West (Titicaca Group).

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Episodio Andino

Andean Episode

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.

The Andean Episode starts with the breakup of Gondwana (ca. 200 Ma), that severs South America from Africa. In this paper, following Oller-Veramendi’s suggestion, two cycles are recognized in this episode: the Andean I and the Andean 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)

In this time, the Gondwana Continent experienced the effects of great extensional stresses. Independently from the fracture between America and Africa, in extensive sectors of Bolivia, specially in the current Eastern Cordillera, numerous rift basins were formed; thus, the Andean I Cycle can be subdivided in two main phases: Synrift and Postrift. The Synrift Phase ranges from 200 Ma, starting with the Lower Jurassic with the effusion of basaltic flows, to the middle of the Upper Cretacious (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.

These magmatic effects were produced by the reactivation of the old basement fracture between the Guaporé Craton and the Arequipa-Huarina Massif. The position of this shear zone would relate to the current aligment of the Cordillera Real (CRFZ). Due to the compressive action, a vertical subduction zone was formed (Dorbath et al., 1993; Martínez et al., 1996; Dorbath et al., in print) in which the craton subducts underneath the northern Altiplano massif. In hercynic times, it also acted as a compressive pull-apart zone.

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) interrumpen el depósito continental.

With the earliest Aluk , and later the Farallón plates collision, the first volcanic arcs were formed. Starting in the Jurassic, the sequences become continental, backarc basins with alluvial, aeolian, fluvial and lagoon plains. During the Mesozoic, the volcanic arc supplies lava, ashes and other materials that interbed in the clastic sequences. Sea transgression (Miraflores Formation) interrupt the continental deposit.

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.

Coincidentally, the lastest date shows that the most important stage of the Andean folding (Andean II) ocurrred approximately between 26 and 30 Ma [Late Oligocene – Early Miocene] (Sempere et al., 1990; Hérail et al., 1994). This action is linked to the Pacific plate´s activity.

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.

The collision and subduction of the Nazca Plate caused a constant deformation that formed the great volcanic arc along South America’s Pacific shoreline, compressing and folding all the prior sequences, as well as producing an important shortening of the Andes, the formation of backarc, piggy back, and other basins in the High Plateau and in the western sector of the Eastern Range. This action formed east-verging structures.

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 Oriental, Subandino y Llanura.

The Arequipa-Huarina Massif, in turn, was thrusted over the Guaporé Craton, forming west-verging structures by the action of the “Cordillera Real Fault Zone” (Dorbath et al., 1993; Dorbath et al., in print), on the eastern part of the Eastern Cordillera, Sub Andean and Plain.

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

According to Tawackoli et al. (1996), the first important deformation in the southern Eastern Cordillera occured during the Lower Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin started with a major tectonic pulse around 22

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22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva tiene distintas edades. En Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y en Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.

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and 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation has various ages. At Nazareno, ages dating back to 22 to 12 Ma were recorded, and at Tupiza-Estarca, activity started around 17 Ma.

Fig. 1.5 Correlación estratigráfica simplificada del Ciclo Andino II (Oligoceno superior – Reciente) Simplified stratigraphic correlation of Andean II Cycle (Upper Oligocene – Recent)

Provincias Geológicas

Geological Provinces

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 Chaco-Beniana y Escudo Brasileño.

Concurring approximately with the morphological regions, the Bolivian territory was divided in the following units: Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean Ranges, Chaco-Beni Plains, and Brazilian Shield.

En los capítulos siguientes 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:

In the following chapters, the traditional order by provinces will not be followed strictly. On the contrary, and with the purpose of avoiding repetitions in stratigraphic, environmental and tectonic descriptions, only six chapters, arranged in the following order, will be considered:

?? ?? ?? ?? ?? ??

?? ?? ?? ?? ?? ??

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 – Boomerang. Cratón de Guaporé.

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Altiplano (including de Volcanic Belt or Western Cordillera). Eastern Cordillera (including the so called Interandean). Subandean Ranges (including the Chaco Plain). Beni Plain (including the Madre de Dios Plain). Chapare-Boomerang Plain. Guaporé Craton.


0

50

7

100

150

200

Kms

Alto Madidi

8 6

9

3 1

Nort e

4a

5 3b

2

4

3a Centro

Sur

Fig. 1.6 Provincias Geológicas de Bolivia (según YPFB) 1. Cordillera Occidental; 2. Altiplano; 3. Cordillera Oriental: 3a Faja Plegada de Huarina, 3b Inteandino; 4. Subandino, 4a Pie de monte; 5. Llanura del Chaco; 6. Llanura del Beni; 7. Cuenca del Madre de Dios; 8. Plataforma Mojeño-Chiquitana; 9. Cratón del Guaporé. Geological Provinces of Bolivia (after YPFB): 1. Western Cordillera; 2. Altiplano; Eastern Cordillera, 3a Huarina Folded Belt, 3b Interandean;4. Subandean, 4a Piedmont; 5. Chaco Plain; 6. Beni Plain; 7. Madre de Dios Basin; 8 Mojeño-Chiquitana Platform; 9. Guaporé Craton

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Agradecimientos

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Acknowledgements

El editor-autor del presente compendio agradece muy sinceramente a los colegas Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller Veramendi, Heberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjat, Carlos Oviedo Gómez Sohrab Tawackoli y Margarita Toro de Vargas, por sus observaciones, correcciones y lectura crítica del manuscrito. Especial agradecimiento a María Julia Lanza por el trabajo de traducción al inglés.

Referencias

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The author-editor of this compendium would like to express his sincere thanks to his colleagues Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller Veramendi, Herberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjart, Carlos Oviedo Gómez, Sohrab Tawackoli and Margarita Toro de Vargas, for their remarks, corrections and critical reading of the manuscript. Special thanks to María Julia Lanza for the english translation work.

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GRUPO TITICACA

CICLO SUBANDINO

MBRO. SAN PABLO

TRIASICO

CARBONIFERO SUPERIOR

BOPI

COPACABANA

CICLO CORDILLERANO

SERPUKHOVIANO FAMENIANO

FRASNIANO

GRUPO CUEVO

CHUTANI MBRO. COLLASUYO

COPACABANA

CARBONIFERO MEDIO

EDADES


TIQUINA

JURASICO INF.

PERMICO

JUNIO 2000

GRUPO MANDIYUTI

COPACABANA

EDADES

VOL. 18 (1-2)

GRUPO MACHARETI

YAURICHAMBI MADRE DE DIOS SUBANDINO NORTE



GRUPO RETAMA

GRUPO AMBO

SAIPURU

TOMACHI

FAJA BOOMERANG ROBORE

IQUIRI COLLPACUCHO

LOS MONOS

GIVETIANO EIFELIANO

TEQUEJE

SICASICA

HUAMAMPAMPA

BELEN

ICLA

VILA VILA

SANTA ROSA

CATAVI

TARABUCO

UNCIA

KIRUSILLAS

EMSIANO PRAGIANO LOCHKOVIANO PRIDOLIANO LUDLOVIANO WENLOCKIANO MED

RIO CARRASCO

LIMONCITO

ROBORE EL CARMEN

CALIZA SACTA

LLALLAGUA

?

HUANUNI

WENLOCKIANO INF LLANDOVERIANO

CANCAÑIRI

CANCAÑIRI

ASHGILLIANO SUP.

EDADES


AHSGILLIANO INF.

CICLO TACSARIANO

LLANVIRNIANO

NORTE TOKOCHI

TARENE CARADOCIANO


AMUTARA

ENADERE ?

SUR TAPIAL A & B KOLLPANI ANGOSTO MARQUINA

COROICO

FAJA ANDINA SUBANDINA SUR NORTE

SUR

SAN BENITO ANZALDO

CAPINOTA PIRCANCHA

ARENIGIANO

/ SELLA

AGUA Y TORO

OBISPO CIENEGUILLAS ISCAYACHI

TREMADOCIANO

SAMA TOROHUAYCO CAMACHO

CAMBRICO SUPERIOR

Fig. 1.7 Subdivisión en Dominios Tectono-Estratigráficos para los ciclos Tacsariano, Cordillerano y Subandino

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Capítulo 2

(FAJA VOLCANICA Y ALTIPLANO) (VOLCANIC BELT AND ALTIPLANO) Introducción

Introduction

En este capítulo se desarrolla de forma conjunta la denominada Cordillera Occidental o Faja Volcánica Occidental, y el Altiplano. Este agrupamiento se hace considerando que ambas regiones pueden recibir un mismo tratamiento. Sin embargo en el texto, se diferencian estas dos áreas como Altiplano Occidental y Altiplano Oriental.

The so-called Western Cordillera or Western Volcanic Belt, and the Altiplano are discussed jointly in this chapter. This association is made taking into consideration that both regions could be treated similarly. In the text, however, these two areas are distinguished as Western Altiplano and Eastern Altiplano.

En el trabajo se divide el Altiplano en las tres regiones geográficas en las que tradicionalmente es separado: Altiplano Norte, Altiplano Centro y Altiplano Sur (Fig. 1.6), y en cada uno de estos subcapítulos se desarrolla una síntesis estratigráfica de forma independiente, siguiendo un ordenamiento cronológico por ciclos tectosedimentarios.

This paper divides the Altiplano in the three geographical regions in which it is traditionally done: the North Altiplano, the Central Altiplano and the South Altiplano (Fig. 1.6), and each of the subchapters will contain an independent stratigraphic synthesis following a chronological order by tecto-sedimentary cycles.

El Altiplano es una extensa cuenca intramontana de aproximadamente 110.000 km2, formada en el Cenozoico, a partir del comienzo del levantamiento de la Cordillera Oriental.

The Altiplano is an extensive intramontane basin of approximately 110,000 km2, formed during the Cenozoic, starting with the beginning of the uplifting of the Eastern Cordillera.

En general, en el Altiplano existe un control estructural sobre el relieve, ya que los anticlinales se encuentran formando serranías y los sinclinales concuerdan con valles y zonas topográficamente bajas. Gran parte del Altiplano forma extensas superficies niveladas, cubiertas por depósitos lagunares, glaciales y aluviales recientes, situadas entre 3.600 y 4.100 metros sobre el nivel del mar. Esta meseta se halla interrumpida por serranías aisladas, cuyas alturas varían entre 4.000 y 5.350 m.s.n.m.

Generally speaking, in the Altiplano there is a structural control over the relief, since the anticlines form mountain ranges and the synclines conform with the valleys and topographically low areas. A major part of the Altiplano forms extensive levelled surfaces, covered by recent lagoon, glaciar and alluvial deposits, located between 3,600 and 4,100 meters above sea level. This plateau is interrupted by isolated ranges with elevations ranging between 4,000 and 5,350 masl.

Desde el punto de vista geomorfológico, representa una extensa depresión interandina de relleno, controlada tectónicamente por bloques hundidos y elevados, tanto transversal como longitudinalmente, con una evolución compleja y un fuerte reajuste morfogenético andino (Araníbar, 1984). La región posee una red de drenaje endorreica, con extensos salares como el de Uyuni y Coipasa al sur, y grandes lagos como el Titicaca y Poopó al norte. El clima es árido hacia el sur y semiárido hacia el norte.

From the morphological point of view, it is an extensive interandean infill sag, controlled tectonically by both sidewise and lengthwise sinking and elevated blocks, with a complex evolution and a strong Andean morphogenetic readjustment (Aranibar, 1984). The region has a endorreic drainage network, with extensive salinas such as the Uyuni and Coipasa salars to the South, and great lakes, such as the Titicaca and Poopó Lakes to the North. In the South, the climate is dry, and semi-dry in the North.

La formación del Altiplano se inicia en el Paleoceno-Eoceno con el sobrecorrimiento del Macizo de Arequipa-Huarina sobre el Cratón de Guaporé, por medio de la sutura intracratónica ubicada debajo de la Cordillera Real, y reflejada en superficie en la Zona de Fallas de la Cordillera Real (Martínez et al., 1996). Este sobrecorrimiento

The formation of the Altiplano started during the PaleoceneEocene with the thrust of Arequipa-Huarina Massif over the Guaporé Craton, through a intercratonic suture located beneath the Cordillera Real, and reflected at the surface on Cordillera Real Fault Zone (Martínez et al., 1996). This overthrust originated the

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originó el acortamiento progresivo de las cuencas altiplánicas. El acortamiento fue aparentemente continuo, sin etapas intermedias de distensión. Los grandes eventos Incaico, Quechua, y otros, solamente son el reflejo de etapas de máxima compresión (Martínez et al., 1996).

progressive shortening of the Altiplano’s basins. Apparently, it was an on-going shortening without intermediate distension stages. The Incaic, Quechua and other great events are only the reflection of stages of maximum contraction (Martínez et al., 1996).

El Precámbrico y Paleozoico actúan como un basamento sísmico fácilmente interpretable sin lograr su diferenciación por sistemas. La cobertura del basamento está conformada por rocas del Cretácico, Paleógeno y Neógeno, a su vez afectada por pliegues y fallas, que en varios sectores del Altiplano pueden ser excelentes trampas petrolíferas (Araníbar et al., 1995).

The Precambrian and Paleozoic act as a seismic basement that can be easily interpreted without achieving a system differentation. The basement’s cover is made up by Cretaceous, Paleogene and Neogene rocks, and affected in turn by folds and faults, which, in several sectors of the Altiplano, could be excellente oil traps (Aranibar et al., 1995).

En el sector norte, la falla San Andrés marca aproximadamente el límite entre el Altiplano Oriental y el Occidental. Al este, el contacto con la Cordillera Oriental está dado por la falla Coniri (Hérail et al., 1994).

In the northern sector, the San Andrés Fault approximately marks the limit between the Eastern and Western Altiplano. To the East, the Coniri fault determines the contact with the Eastern Cordillera (Hérail et al., 1994).

Proterozoico

Proterozoic

Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano Norte, equivalentes a los eventos del Ciclo Sunsás del Cratón de Guaporé, corresponden a los metagranitos del basamento perforado por el pozo de San Andrés. La perforación exploratoria realizada por la compañía Superior Oil en el pozo San Andrés de Machaca (SAS2), 50 km al sur del Lago Titicaca, perforó este basamento a una profundidad de 2.745 a 2.814 m. Este cuerpo forma parte del Macizo de Arequipa-Huarina, el cual constituye el basamento cristalino de la franja occidental de los Andes Centrales. La edad asignada (1050 ± 100 Ma por Rb-Sr), sería equivalente a la orogenia sunsasiana del oriente boliviano. Se estableció además que estas rocas fueron afectadas por un evento metamórfico posterior (530 ± 30 Ma), equivalente a la orogenia brasiliana (Lehmann, 1978).

Equivalent to the events of the Sunsás Cycle in the Guaporé Craton, the oldest rocks described in the North Altiplano are metagranites of the basement drilled by the San Andrés well. The exploratory drilling carried out by the Superior Oil Company at the San Andrés of Machaca well (SAS-2), 50 km south of Lake Titicaca, bored this basement at a depth between 2,745 and 2,814 m. This body is part of the Arequipa-Huarina Massif that makes up the crystalline basement of the western strip of the central Andes. The age assigned (1050 ± 100 Ma by Rb-Sr) would be equal to the Sunsás orogeny of Eastern Bolivia. It was established as well that these rocks were affected by a later metamorphic event (530 ± 30 Ma), equivalent to the Brazilian orogeny (Lehmann, 1978).

Otro grupo de afloramientos en el Altiplano, cuya edad y génesis aún no ha sido definida con certeza, corresponde a los afloramientos del Cerro Chilla, ubicado al sur del Lago Titicaca. Estas rocas están constituidas por una diversidad de litologías que indican depósitos marinos profundos como turbiditas, lavas almohadilladas de composición basáltica, flujos de detrito, y otras. Según GEOBOL (1995: Hoja Jesús de Machaca) el Complejo Chilla está conformado por cuarcitas y pizarras, así como por arcosas, lutitas, lavas basálticas, y sills doleríticos. Estas rocas fueron descritas por vez primera por Cherroni (1973), y desde esa fecha les han sido atribuidas diferentes edades (Proterozoico, Paleozoico, Jurásico, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al, 1997 y otros les atribuyen una edad Vendiano terminal a Cámbrico inferior. Sin embargo, Díaz-Martínez (1996) sugiere una edad ordovícica para esta secuencia.

Another group of outcrops in the Altiplano, the age and genesis of which has not yet been defined with certainty, refers to the Cerro Chilla outcrops, located south of Lake Titicaca. These rocks are made up by a diversity of lithologies that indicate deep marine deposits, such as turbidites, basaltic pillow lavas, detritus flows, and others. According to GEOBOL (1995: Jesús de Machaca Sheet), the Chilla Complex is made up by quartzites and slates, as well as by arkoses, shale, basaltic lavas and doleritic sills. These rocks were first described by Cherroni (1973), and have, ever since, been ascribed different ages (Proterozoic, Paleozoic, Jurassic, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al., 1997 and others ascribe them a Late Vendian to Lower Cambrian age. However, Díaz-Martínez (1996) suggests a Ordovician age for this sequence.

Probablemente, las rocas proterozoicas estuvieron aflorando en el borde occidental del Altiplano durante el Mioceno y el Plioceno. Remanentes de esas rocas están ahora conservadas en los depósitos neógenos, como clastos dentro de las formaciones Azurita, Mauri y Pérez.

The Proterozoic rocks probably outcropped on the western border of the Altiplano during the Miocene and Pliocene. Remnants of these rocks are now kept in Neogene deposits, such as boulders within the Azurita, Mauri and Pérez formations.

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Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

No se han descrito afloramientos ordovícicos en el sector norte del Altiplano boliviano, no obstante son frecuentes en territorio peruano al noroeste del Lago Titicaca. Sin embargo, como se indica en el acápite anterior, no se debe descartar la posibilidad de que los afloramientos del Cerro Chilla, Jesús de Machaca y Caquiaviri, considerados a la fecha como precámbricos, correspondan al Ordovícico (Díaz-Martínez, 1996).

No ordovician outcrops have been described in the northern sector of the Bolivian Altiplano; however, such outcrops are common in Peruvian territory, northeast of Lake Titicaca. Nonetheless, as mentioned in the paragraph above, the possibility of the Cerro Chilla, Jesús de Machaca and Caquiaviri outcrops, which are currently considered as Precambrian, actually relating to the Ordovician, cannot be dismissed (Díaz-Martínez, 1996).

En el pozo Santa Lucía-X1, por debajo de una cubierta cenozoicacretácica de 1900 m, fueron recolectadas muestras de lutitas con graptolites llanvirniano-caradocianos (Dalenz, 1996). Las rocas ordovícicas del pozo Santa Lucía están sobremaduradas, y presentan intercalaciones de lava intruídas en forma de sills.

At the Santa Lucía-X1 well, beneath a Cenozoic-Cretaceous cover of 1900 m, lutite samples with Llanvirnian-Caradocian graptolites were collected (Dalenz, 1996). The Ordovician rocks at Santa Lucía well are overaged and display lava interbedding intruded as sills.

En el pozo Toledo-X1, por debajo de las rocas de la Formación Tiahuanacu, se reportaron sedimentos tacsarianos a partir de los 3760 m de profundidad. Estas rocas contienen una asociación de palinomorfos del Ordovícico superior, representados por Vellosacapsula setosapellicula cuyo rango conocido es Caradociano - Ashgilliano superior (Exxon, 1995).

At the Toledo-X1 well, beneath the Tiahuanacu Formation rocks, Tacsarian sediments starting at a depth of 3760 m were reported. These rocks contain an association of Upper Ordovician palynomorphs, represented by Vellosacapsula setosapellicula, the known range of which is Caradocian – Upper Ashgillian (Exxon, 1995).

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

No han sido citados sedimentos de la Formación Cancañiri en el Altiplano Norte. La secuencia del Ciclo Cordillerano se inicia en esta área con algunos afloramientos de areniscas turbidíticas de la Formación Llallagua (Koeberling, 1919), de posible edad wenlockiana.

No Cancañiri Formation sediments have been quoted on the North Altiplano. In this area, the Cordilleran Cycle sequence starts with some turbiditic sandstone outcrops of the Llallagua Formation (Koeberling, 1919), possible of wenlockian age.

En el subsuelo de este sector se reportaron rocas silúricas y devónicas, o sólo devónicas como por ejemplo en el pozo La Joya (Formación Belén).

In this sector’s subsurface, Silurian and Devonian, or only Devonian rocks have been reported, such as those at the La Joya welll for instance (Belén Formation).

Ciclo Andino

Andean Cycle

En este compendio se tomarán en cuenta dos subdivisiones para el Ciclo Andino. El Ciclo Andino I, que comprende a los sedimentos depositados entre el Jurásico y el Oligoceno inferior, considerando por lo tanto a las formaciones Chaunaca, El Molino, Santa Lucía y Tiahuanacu del sector oriental, y Berenguela del Altiplano Occidental. El Ciclo Andino II, se inicia en el Oligoceno superiorMioceno inferior y continúa hasta el Reciente. Están incluidos en este segundo ciclo las formaciones Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala y Ulloma del sector oriental, y la secuencia del Altiplano Occidental: Mauri inferior, Mauri superior, Abaroa, Cerke, Pérez y Charaña.

This compendium will consider two subdivisions for the Andean Cycle. The Andean I Cycle, consisting of the sediments deposited between the Jurásico and the Lower Oligocene, thus including the Chaunaca, El Molino, Santa Lucía and Tiahuanacu formations in the eastern sector, and the Berenguela formation in the western Altiplano. The Andean II Cycle starts in the Upper OligoceneLower Miocene and continues up to the Recent. This second cycle includes the Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala and Ulloma formations, in the western sector, and the western Altiplano sequence: lower Mauri, Upper Mauri, Abaroa, Cerke, Pérez and Charaña.

Los movimientos producidos entre estos dos ciclos corresponden a la Fase Incaica que representa solamente un momento paroxismal de las fuerzas compresivas que produjeron el acortamiento andino.

The movements produced between these two cycles relate to the Incaic Phase, representing only a paroxysmal moment of the compressive forces that produced the Andean shortening.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

La unidad más antigua de este ciclo corresponde a la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en un ambiente continental con influencia marina de plataforma somera. La unidad

The oldest unit in this cycle pertains to the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), deposited in a continental environment with shallow platform marine influence. The unit is made up

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está constituida por limolitas y lutitas lacustres, intercaladas con delgadas capas de calizas. La secuencia es fosilífera, en ella se encontraron ostrácodos, conchostracos y pelecípodos como Brachidontes aff. fulpensis y restos de peces. Esta fauna indica una edad cretácica superior (Santoniano-Campaniano).

by silt and lacustrine shale, interbedded with thin limestone layers. It is fossiliferous sequence where ostracodes, chonchostraca and pelecipods such as Brachidontes aff. fulpensis and fish remanents have been found. This fauna indicates a Upper Cretaceous age (Santonian-Campanian).

A fines del Cretácico, durante el Maastrichtiano se deposita en la misma cuenca de trasarco la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), constituida en la base por areniscas, y luego por calizas, margas gris verdosas, areniscas calcáreas. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada proximal, lagunar y costero, con influencia marina. Esta unidad es muy fosilífera, están presentes algas estromatolíticas (Pucalithus), moluscos, y sobre todo es remarcable la abundancia de restos de peces fósiles y huesos de reptiles.

At the end of the Cretaceous, during the Maastrichtian, the El Molino Formation deposited in the same backarc basin (Lohmann & Branisa, 1962). At its base, this formation is made up by sandstones, and then by limestones, greenish gray marl, and calcareous sandstones. These rocks were deposited in a proximal, lagoon and coastal carbonated platform environment with marine influence. This unit is very fossiliferous, displaying stromatolitic algae (Pucalithus), molluscs, and above all, the abundance of fossil fish remanents and reptilian bones is remarkable.

Durante el Paleógeno en el Altiplano Norte se deposita la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En Andamarca y San Pedro de Huaylloco (Jarandilla, 1988), la base se halla compuesta por areniscas conglomerádicas, que pasan a margas multicolores, limolitas y arcillas. Esta secuencia se depositó en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de inundación) y lagunas someras.

During the Paleogene, the Santa Lucía Formation deposited in the North Altiplano (Lohmann & Branisa, 1962). At Andamarca and San Pedro de Huaycollo (Jarandilla, 1988), the base is made up by conglomerate sandstones changing to multicolor marls, silts and clays. This sequence deposited in a fluvial-type and shallow lagoons continental environment (meandering rivers in a flood plain facies).

En la Hacienda Azafranal el pase de la Formación Santa Lucía a la Formación Tiahuanacu es aparentemente transicional. Sin embargo, en la mayoría de las localidades esta relación es discordante sobre las rocas precedentes, especialmente cretácicas.

At Hacienda Azafranal, the passing from the Santa Lucía Formation to the Tiahuanacu Formation is apparently transitional. Nontheless, in the majority of the locations, there is an unconforming relationship to the preceding rocks, particularly the Cretaceous ones.

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Aproximadamente en esta época se formaron capas de yeso y arcilitas yesíferas varicolores de la Formación Jalluma (Ascarrunz et al., 1967), que en opinión de García-Duarte & García (1995) ascendieron como diapiros durante el Eoceno-Mioceno, siguiendo lineamientos que reflejan antiguas fallas normales como resultado de la presión litostática y esfuerzos compresivos contemporáneos.

The Jalluma Formation’s gypsum layers and gypseous claystones of various colors formed approximately in this age (Ascarrunz et al., 1967), which, in the opinion of García-Duarte & García (1995), climbed up as diapirs during the Eocene-Miocene, following lineaments reflecting old normal faults as a result of the lithostatic pressure and contemporary compressive stress.

A partir de la Formación Tiahuanacu (Ascarrunz, 1963), depositada durante el Eoceno, el área de relleno cambia a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, en la que se forma una llanura fluvial rellena por una potente secuencia de más de 3.000 m de espesor de areniscas, limolitas y arcilitas rojizas, en las que intercalan delgados lentes conglomerádicos con restos carbonizados y cupritizados de plantas fósiles (Cherroni, 1974). Hacia el tope de la secuencia se depositan horizontes volcánicos. Estas rocas fueron depositadas durante el Eoceno y el Oligoceno inferior. Swanson et al. (1987) obtuvieron de las areniscas volcánicas de la parte alta de esta unidad edades de 29.2 ± 0.8 y 29.6 ± 0.8 Ma (Oligoceno inferior alto).

Starting at the Tiahuanacu Formation (Ascarrunz, 1963), which deposited during the Eocene, the infill area changes to a foreland basin of the Eastern Cordillera, where a fluvial plain forms, filled by a powerful sequence more than 3000 m thick of sandstones, silts, and reddish claystones, interbedded with thin conglomeradic lenses with carbonized and cupriticized remanents of fossil plants (Cherroni, 1974). Volcanic horizons deposited towards the top of the sequence. These rocks deposited during the Eocene and Lower Oligocene. Swanson et al. (1987) obtained ages of 29.2 ± 0.8 and 29.6 ± 0.8 Ma (high Lower Oligocene) for the volcanic sandstones in this unit’s high levels.

Un equivalente lateral de la Formación Tiahuanacu es la Formación Ballivián (Ascarrunz et al., 1967), depositada en una planicie fluvio-lacustre. La unidad está compuesta por 500 m de arcilitas varicoloreadas, intercaladas con areniscas y arcilitas yesíferas gris verdosas. Le suprayacen en discordancia las formaciones Coniri y Kollu Kollu.

A lateral equivalent of the Tiahuanacu Formation is the Ballivián Formation (Ascarrunz, 1967), which deposited in a fluviallacustrine plain. This unit is made up by 500 m of varicolored arcillites, interbedded with sandstones and greenish gray gypseous claystones. Overlying in unconformity are the Coniri and Kollu Kollu formations.

Formando farellones escarpados se presentan en la zona occidental del Altiplano (área de Charaña) los sedimentos más antiguos de la región. Corresponden a la Formación Berenguela (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), y están constituidos por aproximadamente 200 m de areniscas conglomerádicas, areniscas arcósicas compactas, granocrecientes, de color rojo amarillento, que luego van adquiriendo una tonalidad más roja hasta llegar al tope, donde forman una costra dura, formada por areniscas cuarcíticas. La edad está inferida por dataciones efectuadas por Evernden et al. (1966) en un horizonte arenoso con glauconita de la parte inferior de la Formación San Andrés, datada en 38 Ma (Eoceno superior)

In the western area of the Altiplano (Charaña area), forming cliffs are the region’s oldest sediments. They relate to the Berenguela Formation (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), and are made up by approximately 200 m of conglomeradic sanstones, upward coarsening, yellowish red, compact arkosic sandstones, which later on acquire a more reddish hue as they move to the top, where they form a hard crust made up by quartzitic sandstones. The age is inferred on the basis of datings performed by Evernden et al. (1996) on a sandy horizon with glauconite from the lower part of the San Andrés Formation, which is dated at 38 Ma (Upper Eocene).

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

Este ciclo se inicia en el límite Oligoceno medio-superior que continúa hasta el Pleistoceno. En el Altiplano septentrional se consideran tres secuencias, la primera ubicada al oeste de la falla de San Andrés, la segunda entre las fallas San Andrés y Coniri, y la tercera al este de la falla Coniri.

This cycle starts on the Middle-Upper Oligocene limit, continuing into the Pleistocene. Three sequences are considered in the northern Altiplano: the first one is locates west of the San Andrés Fault; the second one between the San Andrés and Coniri Faults; and the third, east of the Coniri Fault.

En el sector central y oriental del Altiplano septentrional, el Ciclo Andino II se inicia con el Grupo Corocoro (Ahlfeld, 1946). Este autor reconocía en el “Sistema de Corocoro” cuatro unidades que incluyen a las “areniscas de Coniri” (Formación Coniri), “estratos de Ramos” (Formación Kollu Kollu), y otras unidades de lutitas, areniscas y tobas (formaciones Caquiaviri y Rosapata)

In the central and eastern sectors of the North Altiplano, the Andean II Cycle starts with the Corocoro Group (Ahlfeld, 1946). This author recognized four units in the “Corocoro System”, including the “Coniri sandstones” (Coniri Formation), the “Ramos strata” (Kollu Kollu Formation), and other shale, sandstone, and tuff units (Caquiaviri and Rosapata formations).

La Formación Coniri (Douglas, 1914), corresponde a una secuencia continental aluvial y fluvial depositada en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Según Labrousse & Soria (1987), la Formación Coniri está compuesta por dos unidades: la

The Coniri Formation (Douglas, 1914) relates to a alluvial and fluvial continental sequence deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. According to Labrousse & Soria (1987), the Coniri Formation is made up by two units: the base relates to an

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA base corresponde a una sucesión de abanico aluvial pasando hacia el tope a un régimen de sistema fluvial proximal. En la parte superior se observan numerosos rodados de granitos precámbricos, y está recubierta por un pequeño nivel de toba. La unidad superior está compuesta por lo menos por cuatro secuencias de abanicos aluviales con rodados, en la base de calcáreos pérmicos y en el tope de arenas verdes paleozoicas. Es posible también diferenciar por encima una tercera unidad conglomerádica, con rodados calcáreos.

alluvial fan succession changing towards the top to a proximal fluvian system regime. There is a number of Precambrian granite boulders on the upper part, which is covered by a small tuff level. The upper unit is made up by at least four alluvian fan sequences with boulders; at the base, by Permian limestones, and at the top by Paleozoic green sands. It is also possible to distinguish up above, a third conglomeradic unit with calcareous boulders.

De forma concordante sobre la Formación Coniri, o discordante a las formaciones Tiahuanacu y Ballivián del Ciclo Andino I, se asienta la Formación Kollu Kollu (Requena et al., 1963), que en algunas localidades supera los 2.000 m de espesor. Esta unidad está constituida predominantemente por arcillas de color rojizo, intercaladas por niveles de areniscas conglomerádicas, y conglomerados, que rellenan planicies aluviales y fluviales. En los niveles conglomerádicos se encuentran clastos de areniscas, cuarcitas, calizas, y con menos frecuencia lavas y granitos. Swanson et al. (1987) obtuvieron edades de 16,6 ± 0,4 y 18,4 ± 0,5 Ma de una toba retrabajada ubicada en la base de esta formación.

The Kollu Kollu Formation (Requena et al., 1963) settles in conformity over the Coniri Formation, or in unconformity with the Tiahuanacu and Ballivián formations of the Andean I Cycle, which, in some localities exceeds a thickness of 2,000 m. This unit is mostly made up by reddish clays interbedded with levels of conglomeradic sandstones, and conglomerates that fill alluvial and fluvial plains. At the conglomeradic levels, there are sandstone, quartzite, and limestone clasts, and less frequently, lavas and granites. Swanson et al. (1987) obtained ages of 16.6 ± 0.4 y 18.4 ± 0.5 Ma from an overworked tuff at this formation’s base.

En la misma época intruyeron los complejos de pórfidos andesíticos, dacíticos y riolíticos de Comanche-Mariquiri, y los stocks porfiríticos dacíticos y riolíticos del Cerro Letanías-Cerro Lacahua (Pérez-Guarachi et al., 1995). Una muestra de un pórfido dacítico del Cerro Quimsa Chata fue datado en 13,4 ± 0,5 Ma (Redwood & McIntyre, 1989).

The andesitic, dacitic and rhyolitic porphyry complexes of Comanche-Mariquiri, and de porphyritic, dacitic and rhyolitic stocks of Cerro Letanías-Cerro Lacahua intruded during this same time (Pérez-Guarachi et al., 1995). A dacitic porphyry sample of Cerro Quimsa Chata was dated at 13.4 ± 0.5 Ma (Redwood & McIntyre, 1989).

Discordante por encima de las sedimentitas de la Formación KolluKollu, y con niveles de paleosuelos intermedios (horizonte ferruginoso), se disponen areniscas, areniscas arcósicas, arcilitas, yeso estratificado y conglomerados de la Formación Caquiaviri (Ascarrunz et al., 1967), que representa a una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica, depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. En algunas capas de areniscas y arcosas se recolectaron restos de plantas fósiles que fueron estudiadas por Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987) dataron un bloque de lava dacítica encontrada en la base de esta formación en 14,2 ± 0,4 Ma (Mioceno medio). Esta unidad concluye con la Toba Ulloma (9,1 Ma, Everden et al., 1977), que se constituye en un nivel guía de correlación en el Altiplano Norte.

Over the sedimentites of the Kollu Kollu Formation, lie inconformingly the sandstones, arkosic sandstones, bedded gypsum claystones, and conglomerates of the Caquiaviri Formation (Ascarrunz et al., 1967), which represents a volcanic-influenced, fluvial and lacustrine sequence deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. On some of the sandstone and arkose layers, remanents of fossil plants were collected, and then studied by Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987) established the date of a dacitic lava block found at the base of this formation at 14.2 ± 0.4 Ma (Middle Miocene). This unit ends with the Ulloma Tuff (9.1 Ma, Everden et al., 1977), which becomes a correlation guide level in the North Altiplano.

Por encima de la Toba Ulloma se encuentra la Formación Rosapata (Cherroni et al., 1969), que está constituida por areniscas arcósicas y arcilitas de color pardo claro a rojizo, y arcilitas yesíferas. Esta secuencia fue depositada en la llanura fluvial y lacustre de la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. En las areniscas es frecuente encontrar restos de troncos en proceso de fosilización (Cherroni, 1974). La Toba Callapa (7,47 Ma, Everden et al.,1977) se encuentra dentro de esta formación.

Over the Ulloma Tuff is the Rosapata Formation (Cherroni et al., 1969), which is made up by arkosic sandstones, light brown to reddish claystones, and gypseous claystones. This sequence was deposited in a fluvial lacustrine plain of the Eastern Cordillera foreland basin. Remanents of trunks in process of fossilization can frequently be found in the sandstones (Cherroni, 1974). The Callapa Tuff (7.47 Ma, Everden et al., 1977) is located within this formation.

La Formación Pomata (Geobol, 1965) sobreyace en discordancia a la Formación Rosapata. Está constituida por conglomerados y areniscas conglomerádicas con clastos de rocas volcánicas. Fue depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, en una llanura aluvial y fluvial. Esta unidad está presente tanto en el Altiplano norte como central, y es correlacionada con la Formación Crucero.

The Pomata Formation (Geobol, 1965) lies in unconformity over the Rosapata Formation. It is made up by conglomerates and conglomeradic sandstones with volcanic rock clasts. It deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera, in an alluvial and fluvial plain. This unit is present both in the North and Central Altiplano, and is correlated to the Crucero Formation.

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La Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961) fue depositada durante el Plioceno en una llanura aluvial y fluvial de una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta constituida por areniscas arcillosas intercaladas con lutitas. Están presentes también areniscas conglomerádicas y abundantes niveles tobáceos. La “Toba-76” constituye la base de la Formación Umala, tiene una edad de 5,348 ± 0,003 Ma (Plioceno inferior). Los principales vertebrados fósiles encontrados en la Formación Umala son Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).

The Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) was deposited during the Pliocene, in a alluvial and fluvial plain of a foreland basin in the Eastern Cordillera. It is made up by argillaceous sandstones interbedded with shale. Conglomeradic sandstones and abundant tuffaceous levels are also present. With an age of 5.348 ± 0.003 Ma (Lower Pliocene), “Tuff-76” makes up the base of the Umala Formation. The main fossil vertebrate found in the Umala Formation are Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).

Durante el Plioceno superior, y en discordancia sobre rocas paleozoicas y oligo-miocenas, se depositaron más de 700 m de rocas clásticas formadas por conglomerados polimícticos areniscas y cenizas volcánicas de la Formación Topohoco (Ascarrunz et al., 1967). Esta unidad fue depositada en una planicie aluvial con marcada influencia fluvial. Los clastos de los conglomerados de esta formación están constituidos por rocas paleozoicas, subvolcánicas y lavas terciarias. Esta formación es equivalente de las formaciones Pérez, del oeste, y Taraco, del Altiplano norte.

During the Upper Pliocene, and in unconformity, more than 700 m of clastic rocks formed by polymictic conglomerates, sandstones and volcanic ashes of the Topohoco Formation deposited over the Paleozoic and Oligo-Miocene rocks (Ascarrunz et al., 1967). This unit was deposited in an alluvial plain with marked fluvial influence. The conglomerate clasts in this formation are made up by Paleozoic, sub volcanic rocks and tertiary lavas. This formation is equivalent to the Pérez Formation, to the West, and the Taraco Formation of the North Altiplano.

Por debajo de los depósitos pleistocenos fluvioglaciales y glaciales, se encuentra un depósito de unos 500 m de potencia de sedimentos plio-pleistocenos clásticos, poco consolidados, pertenecientes a la Formación La Paz (Gregory, 1913). Estas rocas corresponden a sedimentitas de origen fluvial y fluviolacustre. Debido a la fuerte erosión y a la naturaleza de sus sedimentos se forman badlands y pilares sedimentarios de hasta 20 m de altura (Valle de la Luna). La formación está compuesta por arcillas, arenas y gravas, por lo general mal seleccionadas, y en parte pobremente consolidadas por cementación carbonática. La Formación La Paz yace en discordancia sobre estratos devónicos, cretácicos y paleógenos. Por encima de la toba Cota Cota y de la “Toba-76” (5,4 Ma) y por debajo de las tufitas Chijini y Ayo Ayo (2,8 Ma). Se recolectaron el mayor número de restos de mamíferos de esta formación: Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf. Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium desaguaderoi y una posible nueva especie de Posnanskytherium (Marshall et al., 1992). Según Thouveny & Servant (1989), el estudio magnetoestratigráfico muestra que el depósito de las partes inferior y media tuvo lugar durante la época Gauss (3,4 – 2,48 Ma).

Beneath the fluvial-glaciar and glaciar Pleistocene deposits, there is a deposit of somewhat consolidated clastic Plio-Pleistocene sediments, of about 500 m of thickness, belonging to the La Paz Formation (Gregory, 1913). These rocks relate to sedimentites of fluvial and fluvial lacustrine origin. Due to the strong erosion and the nature of its sediments, badlands and sedimentary pillars up to 20 m high were formed (Valle de la Luna). The formation is made up by clays, sands and pebbles poorly selected, in general, and poorly consolidated, in part, by carbonate cementation. The La Paz Formation lies in unconformity over Devonian, Cretaceous and Paleogene strata. Over the Cota Cota Tuff and “Tuff-76” (5.4 Ma), and underneath the Chijini and Ayo Ayo tuffites (2.8 Ma), the largest amount of this formation’s mammalians were collected: Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf. Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium desaguaderoi, and likely a new species of Posnanskytherium (Marshall et al., 1992). According to Thouveny & Servant (1989), the magnetostratigraphic study shows that the deposit of the lower and middle parts took place during the Gauss age (3.4 – 2.48 Ma).

Sobreyacen unos 6 a 8 m de sedimentos horizontales de edad pleistocena pertenecientes a la Formación Ulloma (Ahlfeld, 1946), que rellenan una llanura fluvial y lacustre, en la que es evidente la influencia volcánica. Estas sedimentitas se depositaron en la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. La formación está constituida por arenas con tobas, intercaladas por limos y gravas. Se considera que estas rocas corresponden a sedimentitas depositas por el antiguo Lago Ballivián. La lista completa de la fauna de vertebrados del Pleistoceno superior, encontrada en estos sedimentos, puede ser consultada en Marshall et al. (1992). Las principales especies corresponden a Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion) bolivianum y Cuvieronius tarijensis.

Overlying are about 6 to 8 m of horizontal sediments of Pleistocene age belonging to the Ulloma Formation (Ahlfeld, 1946), which fill a fluvial and lacustrine plain with evident volcanic influence. These sedimentites deposited in the foreland basin of the Eastern Cordillera. The formation is made up tuff sands interbedded with silt and gravel. These rocks are considered to relate to sedimentites deposited by the former Lake Ballivián. The complete list of the Upper Pleistocene vertebrate fauna found in these sediments can be found in Marshal et al. (1992). The main species relate to Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion) bolivianum and Cuvieronius tarijensis.

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Altiplano Occidental Norte

Western North Altiplano

En el sector occidental del Altiplano, sobre la Formación Berenguela del Oligoceno yace discordantemente la Formación Mauri (Douglas, 1914), unidad volcanoclástica depositada en una amplia planicie fluvial y lacustre en cuenca de trasarco. Esta formación fue dividida en seis miembros (Sirvas & Torres, 1966), e incluye esencialmente rocas volcánicas detríticas, intercaladas con coladas volcánicas. Los niveles superiores de la Formación Mauri proporcionaron una abundante fauna de vertebrados, entre los que se incluyen marsupiales, edentados, gliptodontes y notoungulados (Marshall et al., 1992). Las lavas de la parte inferior dieron edades de alrededor de 25,6 Ma (Evernden et al., 1977), mientras que las tufitas de la parte superior fueron fechadas con edades próximas a los 10 Ma (Lavenu et al., 1989). Estos valores indican que esta unidad se depositó entre el Oligoceno más alto y el Mioceno. La secuencia Mauri-6 tiene una edad miocena media a superior. En la zona central del Altiplano Norte, en la región de San Andrés, los 7 miembros de la Formación San Andrés corresponden a los 6 miembros de la Formación Mauri. Los principales vertebrados fósiles encontrados en el Miembro-6 corresponden entre otros a Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp., Plesiotypotherium achirense, P. majus y Hoffstetterius imperator.

In the Altiplano’s western sector, over the Oligocene’s Berenguela Formation lies unconformingly the Mauri Formation (Douglas, 1914). This volcanoclastic unit was deposited in a wide fluvial and lacustrine plain in a backarc basin. The formation was divided in six members (Sirvas & Torres, 1966), and includes esentially detritic volcanic rocks, interbedded with volcanic flows. The Mauri Formation’s upper levels provided plenty of vertebrate fauna, including marsupials, edentates, gliptodonts and notoungulates (Marshal et al., 1992). The age of the lower part lavas is around 25.6 Ma (Evernden et al., 1977), while the dates of the upper part tuffs were established at close to 10 Ma (Lavenu et al., 1989). These values indicate that this unit was deposited between the Uppermost Oligocene and the Miocene. The Mauri-6 sequence has a Middle to Upper Miocene age. In the central portion of the North Altiplano, in the San Andrés region, the 7 members of the San Andrés Formation relate to the 6 members of the Mauri Formation. The main fossil vertebrates found at Member-6 relate to Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp., Plesiotypotherium achirense, P. majus and Hoffstetterius imperator, among others.

La Formación Abaroa (Sirvas, 1964) está constituida por una secuencia potente de coladas de lavas andesíticas oscuras intercaladas con lahares, conglomerados volcanogénicos gruesos, brechas de flujo de barro y, en menor proporción, areniscas de grano medio a grueso de color marrón rojizo a azulado (Flores et al., 1994). Esta unidad ocupa una posición estratigráfica igual al Miembro-5 de la Formación Mauri. La datación efectuada en lavas de esta unidad proporcionó edades que varían entre 13,5 Ma a 21,6 Ma (Lavenu et al., 1989). Estas rocas se depositaron en la misma llanura aluvial y fluvial que la Formación Mauri.

The Abaroa Formation (Sirvas, 1964) is made up by a powerful sequence of dark andesitic lava flows interbedded with lahars, coarse volcanogenic conglomerates, mud flow breccias, and in lesser proportion, medium to coarse grained sandstones of reddish brown to blueish color (Flores et al., 1994). Dating carried out on this unit’s lavas gave ages ranging between 13.5 Ma and 21.6 Ma (Lavenu et al., 1989). These rocks deposited in the same alluvial and fluvial plain as the Mauri Formation.

Discordante sobre la Formación Mauri, y cubierta por flujos lávicos y depósitos piroclásticos de la formaciones Cerke y Pérez, se desarrolla la Formación Huaricunca (Sirvas, 1964), que representa una unidad volcánica depositada durante el Mioceno superior en la llanura aluvial de una cuenca de intraarco y trasarco. Esta unidad está constituida por tobas no soldadas de flujo de composición riolítica; lavas dacíticas, domos intrusivos y diques dacíticos. La datación de vidrio volcánico contenido en esta unidad dio una edad de 7,23 ± 0,23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).

Covered by lava flows and pyroclastic deposits of the the Cerke and Pérez formations, the Huaricunca Formation (Sirvas 1964) develops in unconformity over the Mauri Formation. This formation represents a voclanic unit deposited during the Upper Miocene in an alluvial plain of a intra- and backarc basin. This unit is made up by unwelded flow tuffs on rhyolitic composition; dacitic lavas, intrusive domes and dacitic dikes. The dating on the volcanic glass contained by this unit gave an age of 7.23 ± 0.23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).

Sobre las unidades previas del Altiplano Occidental (Berenguela, Mauri, Abaroa y las tobas Huaricunca), se asientan las coladas de lava de la Formación Cerke (Sirvas, 1964) que está constituida por una serie de flujos de lavas andesíticas emanadas por el volcán Cerke. Esta formación es considerada de edad Mioceno superior – Plioceno inferior. Una muestra de lava dio una edad de 7,6 Ma (Lavenu et al., 1989).

Over the previous Western Altiplano units (Berenguela, Mauri, Abaroa, and the Huaricunca tuffs) settle the lava flows of the Cerke Formation (Sirvas, 1964). This formation is made up by a series of andesitic lava flows that emanated from the Cerke volcano. This formation is considered to be of Upper Miocene – Lower Pliocene age. A lava sample gave an age of 7.6 Ma (Lavenu et al., 1989).

Posteriormente, un magmatismo piroclástico de gran volumen tomó lugar entre el Plioceno y el Cuaternario derramando extensos depósitos de tobas de flujo que forman las amplias mesetas de la parte sur. Estos depósitos corresponden a las formaciones Pérez y Charaña, constituyéndose en los productos de la actividad volcánica más joven del área (Flores et al., 1994).

Later on, a large piroclastic magmatism took place between the Pliocene and the Quaternary, spilling extensive flow tuff deposits, which make up the wide plateau in the southern part. These deposits relate to the Pérez and Charaña formations, and are a product of the youngest volcanic activity in the area (Flores et al., 1994).

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Por encima del Miembro 6 de la Formación Mauri sobreyacen discordantemente las ignimbritas del Plioceno superior de la Formación Pérez (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). Este nombre fue dado para una sucesión de 20 a 200 m de espesor, que se inicia con una brecha volcánica, seguida de tobas de flujo riolíticas (una de estas capas contiene troncos fósiles). La secuencia culmina con una capa ignimbrítica pardo amarillenta de 20 m de espesor. Esta unidad regionalmente descansa sobre rocas de diferente edad. Las dataciones radiométricas realizadas en estas rocas dan edades entre 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). En el Altiplano central, la ignimbrita Pérez sobreyace a la Formación Umala.

Over Member 6 of the Mauri Formation lie uncinformingly the Upper Pliocene ignimbrites of the Pérez Formation (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). This name was given to a 20 to 200 m thick succession which starts a volcanic breccia, followed by rhyolitic flow tuffs (one of these layers contains fossil trunks). The sequence ends with a 20 m thick yellowish brown ingnimbritic layer. Regionally, this unit rests on rocks of different ages. The radiometric datins carried out on these rocks give ages between 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). In the central Altiplano, the Pérez ingnimbrite lies over the Umala Formation.

La región occidental del Altiplano, junto a la frontera con Chile, está cubierta por sedimentos depositados en una llanura fluvial y lacustre, pertenecientes a la Formación Charaña (Sirvas, 1964). Constituyen esta unidad un manto de toba de grano grueso, areniscas tobáceas de grano medio y conglomerados finos. Todo ello cubierto por una potente capa de caliza arenosa (Núñez, 1964). Estos sedimentos, rellenados en una cuenca de trasarco, tienen una marcada influencia volcánica procedente de la actividad ígnea circundante. En las regiones próximas a las lagunas habitaron uno de los grupos de vertebrados pleistocenos más antiguos del Altiplano, equivalentes a los de Ayo Ayo y Purapurani. Los sedimentos de esta última unidad fueron datados en 1,6 Ma (Lavenu et al., 1989). La fauna incluye Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, y un Cervidae indeterminado (Marshall et al., 1992). En aguas de los lagos se desarrollaron diatomeas, conocidas por el trabajo de Servant-Vildary & Blanco (1984).

The Altiplano’s western region, next to the Chilean border, is covered by sediments, belonging to the Charaña Formation, that deposited in a fluvial and lacustrine plain (Sirvas, 1964). Making up this unit are a coarse grained tuff mantle, medium grained tuffaceous sandstones, and fine conglomerates. All the aforementioned is covered by a powerful sandy limestone layer (Núñez, 1964). Filled in a backarc basin, these sediments have a marked volcanic influence resulting from the surrrounding igneous activity. The regions near the lagoons were inhabited by one of the oldest Pleistocene vertebrate groups in the Altiplano, equivalent to those of Ayo ayo and Purapurani. This last unit’s sediments were dated at 1.6 Ma (Lavenu et al., 1989). The fauna includes Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, and an undetermined Cervidae (Marshall et al., 1992). Diatoms, known from the work if Servant-Vildary & Blanco (1984), developed in the waters of the lagoons.

En el sector central del Altiplano se han reconocido rocas proterozoicas únicamente en la faja volcánica occidental (véase más adelante) donde se han descrito las rocas más antiguas del Altiplano (neises y charnokitas del Cerro Uyarani entre 1859 ± 200 Ma y 2024 ± 133 Ma) Troeng et al.,1994; Wörner, 1999 en prensa.

In the Altiplano’s central sector, Proterozoic rocks have been recognized only at the western volcanic belt (see further ahead), where the Altiplano’s oldest rocks have been described (gneisses and charnokites from Cerro Uyarani between entre 1859 ± 200 Ma and 2024 ± 133 Ma) Troeng et al., 1994; Wörner, 1999 in press.

Ciclo Tacsariano

Tacsariano Cycle

Se infiere que la secuencia ordovícica alcanzada en la perforación de los pozos exploratorios del Altiplano Norte (Santa Lucía y Toledo) se extienda hacia el Altiplano Centro.

The Ordovician sequence reached during the perforation of the exploratory wells in the North Altiplano (Santa Lucía and Toledo) is inferred to extend towards the Central Altiplano.

Ciclo Cordillerano

Cordillerano Cycle

Las rocas del Ciclo Cordillerano de gran distribución en la Cordillera Oriental, tienen muy pocos afloramientos en el Altiplano.

Greatly distributed within the Eastern Cordillera, the Cordilleran Cycle rocks have very few outcrops in the Altiplano.

Sedimentos de la Formación Catavi, del Silúrico superior, afloran en pequeños cerros aislados al este de Andamarca, allí se observan aproximadamente 200 m de intercalaciones de areniscas gris verdosas con niveles de lutitas negras, físiles.

Sediments from the Upper Silurian Catavi Formation outcrop in small isolated hills to the east of Andamarca. Approximately 20 m of interbedded greenish gray sandstones with fissil black shale levels can be observed.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Sedimentos devónicos afloran en los núcleos anticlinales de Andamarca y San Pedro de Huaylloco. La información estratigráfica sobre las formaciones Vila Vila, Belén y Sicasica, presentes en la región, está contenida en diferentes informes inéditos de YPFB (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 y Jarandilla, 1988).

Devonian sediments outcrop at the anticline cores of Andamarca and San Pedro de Huaylloco. Stratigraphic information on the Vila Vila, Belén and Sica Sica formations, present in the region, is contained in several unedited YPFB reports (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 and Jarandilla, 1988).

En Andamarca, 90 m de areniscas cuarcíticas de la Formación Vila Vila afloran en el núcleo del anticlinal de Titapura. En los niveles superiores de esta unidad se presenta Australospirifer hawkinsi.

At Andamarca, 90 m of quartzitic sandstones from the Vila Vila Formation outcrop at the Titapura anticline core. Australospirifer hawkinsi is present at this unit’s upper levels.

Por encima se desarrollan 170 m de lutitas y limolitas de la Formación Belén con una abundante fauna compuesta principalmente por Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus y Chonetes sp.

Above the aforementioned, 170 m of shale abd silt from the Belén Formation develop with abundant fauna consisting mainly of Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus and Chonetes sp.

Finalmente, culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano con 70 m de areniscas arcillosas y areniscas micáceas de la Formación Sicasica que se encuentran cortadas por la discordancia cretácica. En estas rocas fueron recuperados algunos niveles fosilíferos con Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata y otros braquiópodos.

Finally, the Cordillerano Cycle sequence ends with 70 m of argillaceous and micaceous sandstones from the Sica Sica Formation, which are sheared by the Cretaceous unconformity. Some fossil levels with Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata and other brachiopods were recovered from these rocks.

En el pozo Colchani, por debajo de una cubierta cenozoicocretácica de 2140 m, se perforaron lutitas siluro-devónicas.

Underneath the Cenozoic-Cretaceous cover of 2140 m, at the Colchani well, Silurian-Devonian shales were drilled.

Sedimentos del Ciclo Subandino no están presentes en la región.

There are no Subandean Cycle sediments in the region.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Los mejores afloramientos de rocas depositadas durante este ciclo se encuentran en el dominio de la Cordillera Oriental, en la descripción de esa provincia geológica deberá buscarse una descripción más completa de estos sedimentos.

The best rock outcrops deposited during this cycle are located within the realm of the Eastern Cordillera. A more complete description of these sediments can be found in the description of this geologic unit.

En el Cretácico la sedimentación en el Altiplano se realiza en una cuenca de trasarco. Se inicia con las formaciones TarapayaOrinoca. En el Cenomaniano se produce una corta ingresión marina de la Formación Miraflores. Prosigue con las formaciones Aroifilla, Chaunaca y Coroma. La sedimentación cretácica concluye en el Maastrichtiano con la Formación El Molino. Esta última secuencia carbonática posiblemente ingresa al Paleoceno en algunos sectores de la cuenca.

During the Cretaceous, the sedimentation at the Altiplano takes place in a backarc basin. It starts with the Tarapaya-Orinoca formations. During the Cenomanian, there is a short sea entry by the Miraflores Formation. It continues with the Aroifilla, Chaunaca and Coroma Formations. The Cretaceous sedimentation ends during the Maastrichtian with the El Molino Formation. Likely, this last carbonatic sequence enters the Paleocene in some of the basin’s sectors.

En un ambiente fluvial de ríos meandriformes y llanuras de inundación se depositaron las formaciones Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) y Orinoca (Pérez, 1963) constituidas por areniscas de color amarillo rosáceo, pasando hacia arriba a limos arcillosos con esporádicos niveles de areniscas.

The Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) and the Orinoca (Pérez, 1963) formations deposited in a meandering river and flood plains fluvial environment, and are made up by pinkish yellow sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silts with sporadic sandstone levels.

A partir del Cretácico superior (Cenomaniano) se produce la primera ingresión marina, depositando en una plataforma carbonática somera las rocas de la Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941). Esta unidad está constituida por calizas con intercalaciones arenosas y pelíticas. Estas rocas son muy fosilíferas, con numerosas especies de ammonites, pelecípodos, gastrópodos, equinodermos y otros. Esta secuencia se desarrolla en el borde oriental del Altiplano central.

Starting at the Upper Cretaceous (Cenomanian), the first sea entry occurs, depositing the rocks of Miraflores Formation on a shallow carbonatic shelf (Schlagintweit, 1941). This unit is made up by limestones with arenaceous and pelitic interbedding. These rocks are very fossilipherous and contain a number of species such as: ammonites, pelecipods, gastropods, echinoderms and others. This sequence unfolds on the eastern border of the Central Altiplano.

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Sobre las calizas marinas de la Formación Miraflores, y en cuenca de trasarco, se reinicia la sedimentación continental con el depósito de la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962). Este depósito se realiza a través de ríos meandriformes establecidos en una llanura fluvial de inundación. Esta unidad está constituida por areniscas conglomerádicas, variando hacia arriba a limolitas arcillosas, así como esporádicos niveles de areniscas, además de nódulos calcáreos y pseudocristales de sal (Jarandilla, 1988).

Over the marine limestones of Miraflores Formation, the continental sedimentation starts again with the deposit if the Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) in a backarc basin. This deposit occurs through meandering rivers settled in a fluvial flood plain. This unit is made up by conglomeradic sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silt, as well as to sporadic sandstone levels, calcareous nodes and salt pseudocrystals (Jarandilla, 1988).

Con la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), a fines del Campaniano nuevamente se producen ingresos restringidos del mar sobre playas muy someras y lagunas costeras muy salinas. La litología depositada corresponde a calizas basales de estratificación delgada, limolitas y lutitas lacustres. En esta unidad se recolectaron restos de peces e invertebrados fósiles (capas con Brachidontes aff. fulpensis).

With the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), at the end of the Campanian, restricted entries of the sea over very shallow beaches and very saline shore lagoons occur again. The deposited lithology relates to basal limestones with thin interbedding, silts and lacustrine shale. Fish remanents and fossil invertebrates (layers with Brachidontes aff. fulpensis) were collected in this unit.

Continúan los sedimentos transicionales deltaicos y costeros de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962). Representan secuencias de depósitos calcáreos lacustres y marinos, areniscas, arcillas y margas. Estas rocas contienen numerosos restos de peces fósiles, briznas vegetales e invertebrados de edad maastrichtiana.

The deltaic and coastal transitional sediments of El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) continue. They represent lacustrine and marine calcareous deposits, sandstones, clays and marls. These rocks contain numerous fossil fish remanents, plant fragments and invertebrates of Maastrichtian age.

A partir del Paleoceno la cuenca de trasarco recibe solamente aportes continentales. Sobre los sedimentos de la Formación El Molino se asientan las secuencias fluviales y lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), constituida por capas estrato y granocrecientes de areniscas, margas, arcilitas y fangolitas lacustres. Estas rocas presentan zonas de oxidación y paleosuelos que indican una larga exposición.

Starting in the Paleocene, the backarc basin receives continental input only. Settled over the sediments of El Molino Formation are the fluvial and lacustrine sequences of the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by strata layers and upward coarsening sandstones, marls, claystones, and lacustrine mudstones. These rocks show evidence of oxidation areas and paleosoils indicating a long exposition.

En el Eoceno, bajo el mismo ambiente de depósito, en cuencas de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, se depositan sobre las sedimentitas de la Formación Santa Lucía las areniscas fluviolacustres de las formaciones Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) y Tusque (Pérez, 1963), constituidas principalmente por areniscas arcósicas rojizas, areniscas conglomerádicas, y esporádicas intercalaciones de limolitas.

During the Eocene, in backarc and foreland basins of the Eastern Cordillera, under the same deposit environment, the fluvial – lacustrine sandstones of the Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) and Tusque (Pérez, 1963) formations deposited over the sedimentites of the Santa Lucía Formation. These formations are mainly made up by reddish arkosic sandstones, conglomeradic sandstones, and sporadic silts interbedding.

Las últimas formaciones pertenecientes al Ciclo Andino I corresponden a los sedimentos depositados durante el Eoceno y Oligoceno inferior, correspondientes a las formaciones Turco, Huayllamarca y Potoco, esta última también con importantes registros en el Altiplano Sur.

The last formations belonging to the Andean I Cycle refer to sediments deposited during the Eocene and Lower Oligocene, relating to the Turco, Huayllamarca, and Potoco formations. The latter formation also presents important records in the South Altiplano.

En el área de Azurita-Cuprita aflora la secuencia constituida por las formaciones Turco (del Ciclo Andino I), Azurita y Huayllapucara (del Ciclo Andino II). La Formación Turco (Ahlfeld, 1946), del Mioceno superior, está formada por una potente secuencia continental, de más de 2000 m de espesor, formada por areniscas, conglomerados y mantos de toba, depositados en una planicie aluvial y fluvial, con aporte de cenizas procedentes de una actividad volcánica cercana.

In the Azurita-Cuprita area, there is an outcrop made up by the Turco (from the Andean I Cycle), Azurita and Huayllapucara (from the Andean II Cycle) formations. The Upper Miocene Turco Formation (Ahlfeld, 1946) is made up by a powerful continental sequence, of more than 2000 m of thickness, composed of sandstones, conglomerates, and tuff mantles, which deposited in an alluvial and fluvial plain, with ash contributions coming from the nearby volcanic activity.

La Formación Huayllamarca (Meyer & Murillo, 1961) está constituida por un potente conjunto de areniscas de más de 3.000 m de espesor, formado por espesos bancos de areniscas macizas parcialmente entrecruzadas, intercaladas con lutitas. Esta secuencia presenta una relación estrato y grano creciente, que concluye con

The Huayllamarca Formation (Meyer & Murillo, 1961) is made up by a powerful set of more than 3,000 m thick sandstones, which is formed by thick, partially crossbedded massive sandstone banks, interbedded with shale. This sequence presents a strata and upward coarsening relation, ending with conglomeradic polymictic banks

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA bancos conglomerádicos polimícticos con clastos de rocas paleozoicas.

with Paleozoic rock clasts.

En la región sur del Altiplano central aflora la Formación Potoco (Pérez, 1963), unidad que será descrita con mayor detalle al desarrollar la geología del Altiplano Sur, donde aflora extensamente. En el Altiplano central está sobrecubierta en discordancia por la Formación Tambillo que será considerada en el siguiente ciclo.

In the Altiplano’s southern region outcrops the Potoco Formation (Pérez, 1963). This unit will be described in more detail during the discussion of the geology of the South Altiplano, where it outcrops extensively. In the Central Altiplano, it is covered unconformingly by the Tambillo Formation, which will be discussed in the following cycle.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

Las rocas de este ciclo fueron depositadas a partir del Oligoceno superior en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental.

Starting during the Upper Oligocene, this cycle’s rocks were deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.

En el área de Azurita-Cuprita, por encima de los sedimentos de la Formación Turco, del ciclo anterior, sobreyacen los conglomerados de la Formación Azurita (Ahlfeld, 1946), que está constituida por conglomerados aluviales y fluviales con intercalaciones de areniscas. Los conglomerados contienen cantos bien redondeados de rocas proterozoicas graníticas, pegmatitas y de neises. Un rodado de neis rojizo de esta formación dio una edad absoluta de 647 Ma.

In the Azurita-Cuprita area, over the sediments of the Turco Formation from the preceding cycle, overlie the conglomerates of Azurita Formation (Ahlfeld, 1946). This formation is made up by alluvial and fluvial conglomerates with sandstone interbedding. The conglomerates contain well rounded boulders of granitic Proterozoic rocks, pegmatites and gneisses. A reddish gneiss boulder from this formation gave an absolute age of 647 Ma.

Por encima de la Formación Azurita se sobreponen las areniscas rojizas y verdosas, parcialmente conglomerádicas de la Formación Huayllapucara (Geobol, 1965), del Mioceno medio, que representa secuencias depositadas en la misma llanura aluvial y fluvial que la anterior unidad. Esta unidad tiene dataciones de 13,5 y 15 Ma.

Superimposed over the Azurita Formation are the reddish and greenish, partially conglomeradic sandstones of the Huayllapucara Formation (Geobol, 1965), of the Middle Miocene, representing sequences deposited in the same alluvial and fluvial plain as the preceding unit. The datings on this unit are 13.5 and 15 Ma.

En el área de Curahuara de Carangas, la Formación Totora (Meyer & Murillo, 1961) sobreyace discordantemente a la Formación Huayllamarca del ciclo anterior. Esta unidad es una secuencia volcanoclástica formada por arcillas rojizas, areniscas arcillosas y lutitas con numerosas intercalaciones de tobas volcánicas. Son frecuentes las areniscas cupríferas con restos de plantas y madera carbonizada o silicificada. La edad de esta formación es equivalente a la de las formaciones Coniri, Azurita y Tambillo, es decir Oligoceno superior-Mioceno inferior.

In the Curahuara de Carangas area, the Totora Formation (Meyer & Murillo, 1961) lie in unconformity over the Huayllamarca Formation of the preceding cycle. This unit is a volcanoclastic sequence made up by reddish clays, argillaceous sandstones, and shale with a large amount of volcanic tuff interbedding. Cupriferous sandstones with plant and carbonized or silicified wood are common. The age of this formation is equal to that of the Coniri, Azurita and Tambillo formations, that is, Upper OligoceneLower Miocene.

En el área de Tambo-Tambillo sobre la Formación Potoco, y como evento posterior a la discordancia del Oligoceno superior, se asientan las lavas de la Formación Tambillo (Pérez, 1963), depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco. Corresponden a coladas de lava porfídica, melanocrática de textura amigdaloide. Algunas edades radimétricas obtenidas proporcionan edades entre 25,2 y 15,8 Ma (Mioceno inferior a medio).

In the Tambo-Tambillo area, as a later event than the unconformity of the Upper Oligocene, the lavas of the Tambillo Formation (Pérez, 1963) settle over the Potoco Formation. These lavas were deposited in an intra-arc and backarc basin. They pertain to melanocratic, amygdaloid-textured, porphyric lava boulders. Some of the radiometric ages obtained give ages between 25.2 and 15.8 Ma (Lower to Middle Miocene).

Discordantemente sobre diferentes unidades del Mioceno inferior y medio se asientan los conglomerados, localmente con lentes tobáceos, de las formaciones Pomata y Crucero, ya descritas al tratar el sector septentrional.

Locally displaying tuffaceous lenses, the conglomerates of the Pomata and Crucero formations, both of which have already been described when discussing the northern sector, settle in unconformity over the different Lower and Middle Miocene units.

Sobrepuesta a las anteriores, durante el Mioceno superior y Plioceno inferior, se depositó la Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961). Esta unidad se inicia con la “Toba-76” (datada en 5,2 Ma), continúa con areniscas de grano fino, arcillas y tobas con intercalaciones de bancos de cenizas volcánicas y conglomerados.

During the Upper Miocene and Lower Pliocene, the Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) deposited over the abovementioned formations. This unit starts with “Tuff-76” (dated at 5.2 Ma), continuing with fine grained sandstones, clays and tuffs with volcanic ash banks and conglomerate interbedding.

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La Formación Remedios (Ponce, 1964) es una unidad depositada durante el Plioceno (5,2-4,6 Ma). Está constituida por conglomerados, areniscas y arcillitas poco consolidadas, localmente con niveles tobáceos y piroclastitas. Esta unidad es parcialmente equivalente a la Formación Umala. En estas rocas se encontraron restos de Onohippidium del Pleistoceno que indica una edad más joven que la proporcionada por las edades radiométricas.

The Remedios Formation (Ponce, 1964) is a unit that deposited during the Pliocene (5.2-4.6 Ma). It is made up by conglomerates, sanstones and rather unconsolidated claystones, displaying locally tuffaceous levels and pyroclastites. This unit is partially equivalent to the Umala Formation. Remanents of the Pleistocene Onohippidium were found in these rocks, indicating a younger age than that obtained by radiometric ages.

Durante el Cuaternario se desarrollan secuencias lacustres, fluviales, coluvio-aluviales y eólicas, constituidas por sedimentos clásticos de distinto tamaño de grano, así como de carbonatitas lacustres (depósitos del Lago Minchín).

Lacustrine, fluvial, colluvial-alluvial and aeolian sequences were developed during the Quaternary. They are made up by clastic sediments with different grain sizes, as well as by lacustrine carbonatites (deposits of Lake Minchín).

Altiplano Occidental Centro

Central Western Altiplano

Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano boliviano, corresponden a los granitos y neises con hornblenda del Cerro Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), descritos por Tröeng et al. (1994). Estas rocas forman parte del Macizo de Arequipa-Huarina. 15 muestras de neis proporcionaron una edad de 1.859 ± 200 Ma, y una muestra de zircón en charnockita dio una edad U/Pb de 2024 ± 133 Ma para la intercepción superior y 1157 ± 62 Ma para la inferior (Wörner et al., 1999 en prensa), que es equivalente a los eventos del Ciclo Transamazónico del oriente boliviano.

The oldest rocks described in the Bolivian Altiplano refer to the granites and gneisses with hornblend from the Cerro Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), described by Tröeng et al. (1994). These rocks make up part of the Arequipa-Huarina Massif. 15 samples of gneisss gave ages of 1.859 ± 200 Ma, and a zircon fraction in charnockite gave a U/Pb age 2024 ± 133 Ma for the upper intercept and 1157 ± 62 Ma for the lower (Wörner et al., 1999 in press), which is equivalent to the Transamazonic Cycle events of Eastern Bolivia.

El registro sedimentario continúa con secuencias volcanosedimentarias del Oligoceno superior – Mioceno inferior.

The sedimentary log continues with the Upper Oligocene-Lower Miocene volcanic sedimentary sequences.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En el Altiplano Occidental central, especialmente en el área de Carangas, el Ciclo Andino II se inicia con la secuencia volcanoclástica de las formaciones Negrillos y Carangas que corresponden a piroclastitas con grado variable de soldadura, coladas de lava traquiandesítica a riolítica, y rocas volcano-sedimentarias, localmente asociadas a eventos de caldera (Mobarec & Murillo, 1995).

In the central Western Altiplano, particularly in the Carangas area, the Andean II Cycle starts with the volcanoclastic sequence of the Negrillos and Carangas formations, which relate to pyroclastites of variable welding grade, trachyandesitic to rhyolitic lava flows, and volcanic sedimentary rocks associated locally to caldera events (Mobarec & Murillo, 1995).

La Formación Negrillos (Avila, 1965), se depositó en un ambiente aluvial, de cuenca de intra-arco y trasarco, con influencia volcánica. Esta formación está constituida por areniscas arcillosas rojizas, coladas de basalto y andesita, conglomerados, areniscas arcósicas, tobas riolíticas, y colada de lava andesítico-basáltica. Finalmente, varias coladas de lava basáltica interestratificadas con lentes conglomerádicos.

The Negrillos Formation (Avila, 1965) was deposited in an intraarc and backarc basin alluvial environment, with volcanic influence. This formation is made up by reddish argillaceous sandstones, basalt and andesite flows, conglomerates, arkosic sandstones, rhyolitic tuffs, and andesitic-basaltic lava flows. Finally, there are several basaltic lava flows interbedded with conglomeradic lenses.

Por encima del basalto superior de la Formación Negrillos sobreyacen las tobas y lavas plegadas de la Formación Carangas (Avila, 1965).

The tuffs and folded lavas of the Carangas Formation (Avila, 1965) overlie the upper basalt of the Negrillos Formation.

En el Mioceno a Plioceno, según Mobarec & Murillo (1995), se produce la formación de domos, diques y stocks dacíticos a riolíticos, así como de domos, stocks y necks andesíticos a riolíticos, localmente asociados a fases de resurgencia de caldera.

According to Mobared & Murillo (1995), during the Miocene to Pliocene, the formation of dacitic to rhyolitic, as well as andesitic to rhyolitic domes, dikes and stocks takes place, locally associated to resurgent caldera phases.

Durante el Mioceno superior a Plioceno inferior se desarrolla una secuencia volcano-sedimentaria denominada Formación Pulltuma (Mobarec & Murillo,1995). Los autores del nombre definen esta

During the Upper Miocene to Lower Pliocene, a volcanic sedimentary sequence called Pulltuma Formation (Mobarec & Murillo, 1995) unfolds. The authors of the name define this unit as

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA unidad como piroclastitas con grado variable de soldadura y coladas de lava traquiandesítica a riolítica, asociadas a calderas y/o fisuras. Localmente están presentes conglomerados, areniscas y arcillitas rojas. En esta época se desarrollan también secuencias asociadas a edificios de estratovolcanes.

pyroclastites with variable welding grade and trachyandesitic to rhyolitic lava flows associated to calderas or cracks. Conglomerates, sandstones and red claystones are present locally. At this time, sequences associated to stratovolcano contructions also develop.

En el Plio-Pleistoceno cubren la región las rocas de la Formación Pérez (Sirvas, 1964), constituidas por ignimbritas riolíticas con grado variable de soldadura, asociadas a estructuras de colapso de caldera (Mobarec & Murillo, 1995).

During the Plio-Pleistocene, the rocks of the Pérez Formation (Sirvas, 1964) cover the region. These rocks are made up by rhyolitic ignimbrites with variable welding grade, and associated to caldera collapse structures (Mobarec & Murillo, 1995).

Finalmente, entre el Pleistoceno y Holoceno se desarrollan coladas de lava traquiandesítica a traquidacítica, lahares, flujos de detritos y piroclastitas de estratovolcanes, así como domos de composición andesítica a riolítica.

Finally, between the Pleistocene and the Holocene, the trachyandesitic to trachydacitic lava flows, lahars, detrital flows and stratovolcano pyroclastites, as well as andesitic to rhyolitic composition domes develop.

Se considera como sector sur al territorio ubicado entre el Salar de Uyuni y la frontera con la República Argentina. El límite oriental del Altiplano está dado por la falla San Vicente que lo separa de la Cordillera Oriental.

The southern sector is considered to be the territory located between the Uyuni Salar and the Argentine border. The eastern limit of the Altiplano is set by the San Vicente Fault, separating it from the Eastern Cordillera.

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

Según Araníbar (1997), se infiere por estudios sísmicos la presencia de rocas del basamento precámbrico al W de Julaca y por debajo de la Cordillera Occidental. Según este autor el basamento se encontraría a profundidades menores a 100 m (áreas: Inés, Cobrizos y Río Grande de Lípez). Al este, en la subcuenca de Vilque se estima que se encuentra a mayor profundidad.

According to Araníbar (1997), based on seismic studies, the presence of rocks from the Precambrian basement, west from Julaca and beneath the Western Cordillera, is inferred. According to this author, the basement would be located at depths under 100 m (areas: Inés. Cobrizos, and Río Grande de Lípez). To the east, in the Vilque subbasin, it is estimated to be at greater depth.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

En el Altiplano Sur, rocas tacsarianas han sido descritas en las estructuras de Pululus, Alota y a lo largo de la falla Uyuni-Keniani (Araníbar et al., 1995). Estos sedimentos corresponden a rocas metamorfizadas, pizarras y metacuarcitas. Según los geólogos de YPFB, están representados por sedimentos turbidíticos, posiblemente correspondientes al Ordovícico inferior. La ausencia de fósiles diagnósticos dificulta su datación.

In the South Altiplano, Tacsarian rocks have been described in the Pululus and Alota structures, as well as along the Uyuni-Keniani Fault (Araníbar et al., 1995). These sediments relate to metamorphized rocks, slates and metaquartzites. According to YPFB geologists, they are represented by turbiditic sediments, likely relating to the Lower Ordovician. The absence of fossil diagnostics makes it difficult to carry out datings.

En el Altiplano Sur, Barrios (1991) reconoció tres unidades con facies que definen una tendencia regresiva, con depósitos de transición (miembro inferior) sobre los que progradan facies de playa o próximos a ella representados por el miembro medio. El miembro superior representa un retorno a facies ligeramente más profunda y constituye la base de otra secuencia regresiva que está interrumpida por el fallamiento.

In the south Altiplano, Barrios (1991) recognized three units with facies defining a regressive trend, with transitional deposits (lower member) over which beach or nearby beach facies, represented by the middle member, prograde. The upper member represents a return to slightly deeper facies and constitute the base of another regressive sequence which is interrupted by the faulting.

Según Torres-Saravia (1970) en la serranía de las Minas, y sobre la ruta San Pablo de Lípez - San Cristobal, se han distinguido dos potentes secuencias de sedimentitas asignadas tentativamente al Ordovícico. El conjunto está constituido por intercalaciones de lutitas gris verduzcas que se intercalan con areniscas marrón verdosas. Las lutitas presentan mucha fisilidad y representan el 60 % del conjunto. Las areniscas de color negruzco en superficie y gris verduscas en corte fresco, son algo micáceas, de grano fino y se encuentran muy bien estratificadas. En medio de las lutitas,

According to Torres-Saravia (1970), powerful sediment sequences, tentatively assigned to the Ordovician, have been recognized in the Minas range and over the San Pablo de Lípez – San Cristobal route. This set is made up by interbedding of greenish gray shale with greenish brown sandstones. The shale is very fissil and represents 60% of the set. The blackish sandstones of the surface and the greenish gray sandstones of the fresh cut are somewhat micaceous, fine-grained and are well interbedded. There are also some gray orthoquartzite levels interbedded among the shale.

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intercalan también algunos niveles de ortocuarcitas grises. Más al sur, en la Puna argentina, Coira (1996) reconoció un volcanismo de arco submarino no explosivo, en sus facies cercanas a las zonas de emisión. Bahlburg (1990) diferenció un complejo turbidítico de facies marinas profundas granocrecientes en la Puna, pasando a facies de plataforma hacia la Cordillera Oriental. Según este último autor, la cuenca ordovícica cambió de trasarco en el Arenigiano inferior a cuenca de antepaís en el Arenigiano medio a superior. El arco volcánico posiblemente fue formado por la colisión del Macizo de Arequipa-Huarina contra el Cratón Pampeano, y permaneció activo hasta el Arenigiano.

Further south, in the Argentine Puna, Coira (1996) recognized a non-explosive submarine arc volcanism in the facies near the emission areas. Bahlburg (1990) differentiated a turbiditic complex with deep, upward coarsening marine facies at the Puna, changing to shelf facies towards the Eastern Cordillera. According to the latter author, the Ordovician basin changed during the Lower Arenigian from a backarc to a foreland basin during the Middle to Upper Arenigian. It is likely that the volcanic arc was formed by the collision of the Arequipa-Huarina Massif against the Pampean Craton, and then remained active until the Arenigian.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

La Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) está constituida predominantemente por sedimentos marinos retrabajados. En el Altiplano corresponden a diamictitas, flujo de detritos, depósitos de talud y depósitos glacimarinos heterogéneos. Estas rocas afloran, según Torres-Saravia (1970) a lo largo de una línea NE-SO que se inicia a 8 km al este de Uyuni y termina en la confluencia de los ríos Alota y Grande de Lípez, al sur de la población de San Cristóbal.

The Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) is made up mainly by overworked marine sediments. In the Altiplano, they relate to diamictites, detrital flow, slope deposits and heterogeneous glaciomarine deposits. According to Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the NE-SW line, starting 8 km east of Uyuni and ending at the confluence of the Alota and Grande de Lípez rivers, south of the San Cristobal village.

La Formación Llallagua (Koeberling, 1919) está formada por paquetes de areniscas cuarcíticas y fangolitas rítmicas gris oscuras, que corresponde a turbiditas depositadas en abanicos submarinos. Según Torres-Saravia (1970), estas rocas afloran a lo largo de la ruta Uyuni - Pulacayo y luego formando el núcleo de una sinclinal comprimido al este de la población de San Cristóbal de Lípez. Litológicamente, el conjunto está compuesto por areniscas gris verduzcas de grano fino, cemento silíceo, bien estratificados en bancos de hasta 2 m de potencia y que forman farallones escarpados. No se hallaron fósiles en esta formación, tampoco niveles pelíticos aptos para las determinaciones palinológicas.

The Llallagua Formation (Koeberling, 1919) is made up by quartzitic sandstone and dark gray rhythmic mudstone packages, relating to turbidites deposited in submarine fans. According to Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the Uyuni – Pulacayo route, and later form the core of a compressed anticline, east of the San Cristobal de Lípez village. Lithologically, the set is made up by fine-grained greenish gray sandstones, silliceous cement, both well interbedded in up to 2 m powerful banks, and forming steep bluffs. No fossils or pellitic levels fit for palinological determinations were found in this formation.

Están también presentes en el sector oriental del Altiplano Sur las formaciones Uncía (Vargas, 1970) y Catavi (Koeberling, 1919), que corresponden a secuencias marinas de plataforma somera. Las primeras constituidas predominantemente por fangolitas gris oscuras, intercaladas por bancos de areniscas, cuyo número y espesor aumenta hacia el tope (estrato y grano creciente) hasta que la secuencia es mayormente arenosa (Formación Catavi).

The Uncía (Vargas, 1970) and Catavi (Koeberling, 1919) formations are also present in the eastern sector of the South Altiplano. These formations relate to shallow shelf marine sequences. The former is made up mainly by dark gray mudstones interbedded with sandstone banks that increase in number and in thickness as they move to the top (upward coarsening and downward fining) until the sequence is mostly arenaceous (Catavi Formation).

En la localidad de Islas Grandes aflora una secuencia areno-pelítica de más de 200 m, correspondiente a las formaciones Catavi y Vila Vila (Cadima, 1976 a). En el pozo Vilque, por debajo de una cubierta cenozoico-cretácica de 3200 m, se perforaron lutitas silúricas.

In the Islas Grandes locality, a sandy-pellitic sequence of over 200 m outcrops, pertaining to the Catavi and Vila Vila formations (Cadima, 1976 a). At the Vilque well, Silurian shale was drilled underneath the Cenozoic-Cretaceous cover.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Las rocas cretácicas de la región se depositaron, al igual que en la Cordillera Oriental adyacente, en una cuenca de trasarco, formando estrechas y alargadas estructuras sinclinales, sobrepuestas a los sedimentos paleozoicos. No se efectuará una descripción detallada de estas unidades por cuanto su tratamiento será realizado en el Capítulo 3 Cordillera Oriental.

Just like in the adjacent Eastern Cordillera, the region’s Cretaceous rocks were deposited in a backarc basin, forming narrow and elongated sinclinal structures imposed over the Paleozoic sediments. A detailed description of these units will be included in Chapter 3 – Eastern Cordillera.

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La secuencia se inicia con sedimentos marinos de plataforma somera de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), constituidos por limolitas y lutitas lacustres, calizas basales de estratificación delgada, fosilíferas. Estas rocas están sobrepuestas en clara discordancia sedimentaria por las secuencias de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada, lagunar y costero, con influencia marina. Continúa con las fangolitas, arcillas fluviales y lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En algunos sectores de la cuenca están sobrepuestas por las lutitas, areniscas y conglomerados, de tonos rojizos de la Formación Cayara, cuyos sedimentos constituyen, según Araníbar et al. (1995), un excelente reservorio en gran parte del Altiplano central y oeste de la Cordillera Oriental.

The sequence starts with the shallow shelf marine sediments of the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by lacustrine silt and shale, thinly bedded fossiliferous basal limestones. These rocks are superimposed in clear unconformity by the sequences of El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which were deposited in a lake and coastal carbonated shelf environment, with marine influence. Following are the mudstones fluvial and lacustrine clays of the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962). In some of the basin’s sectors, they are superimposed by the reddish tone shale, sandstone and conglomerates of the Cayara Formation, the sediments of which, according to Araníbar et al. (1995), make up an excellent reservoir in a major part of the central Altiplano and Eastern Cordillera.

La Formación Potoco (Pérez, 1963) sobreyace en aparente concordancia sobre los sedimentos de la Formación Cayara. Es una secuencia continental, fluvial y lacustre. La unidad fue depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. Está constituida principalmente por areniscas fluviolacustres rojas, areniscas conglomerádicas, y lutitas. La base está compuesta por limolitas arcillosas. En la parte media y superior intercalan areniscas conglomerádicas. Fue depositada en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de inundación y con zonas de canales) (Jarandilla, 1988). En varios tramos, tanto inferiores como superiores, se desarrollan niveles evaporíticos.

In aparent conformity, the Potoco Formation (Pérez, 1963) lies over the sediments of the Cayara Formation. This is a continental, fluvial and lacustrine sequence. The unit was deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. It is made up mainly by red fluviolacustrine sandstones, conglomeradic sandstones and shale. The base is made up by argillaceous silt. Conglomeradic sandstones interbed in the middle and upper portions. It was deposited in a fluvial-type continental environment (meandering rivers in flood plain facies and with canal areas) (Jarandilla, 1988). In several portions, both lower and upper, evaporitic levels have developed.

La edad de la Formación Potoco es aún discutida. Se le han atribuido varias épocas de depósito que van desde el Eoceno al Oligoceno inferior. En ciertos sectores del sur y oeste del Altiplano puede superar los 2500 metros de espesor. Es equivalente de la Formación Tiahuanacu del Altiplano centro.

There is still argument about the age of the Potoco Formation. It has been attributed several deposit ages, ranging from the Eocene to the Lower Oligocene. In some southern and western sectors of the Altiplano, it can exceed a thickness of 2500 m. It is equivalent to the Tiahuanacu Formation of the central Altiplano.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

El Ciclo Andino II se inicia en el Altiplano sur y la Faja Volcánica, a fines del Oligoceno superior y el Mioceno basal, en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, con una importante secuencia de unidades clásticas gruesas, especialmente conglomerádicas, que rellenan diferentes cuencas distribuidas en diferentes áreas de la faja volcánica y el Altiplano sur. Las secuencias conglomerádicas están atravesadas por varios cuerpos volcánicos, sobrepuestas e intercaladas por diferentes tipos de lava, especialmente andesítica.

At the end of the Upper Oligocene and basal Miocene, the Andean II Cycle starts in the South Altiplano and the Volcanic Belt, in a foreland basin of the Eastern Cordillera, with an important sequence of coarse clastic units, specially conglomeradic ones, which infill the different basins distributed among the different areas of the Volcanic Belt and South Altiplano. Overlain and interbedded by different types of lava, in particular andesitic lava, the conglomeradic sequences are crossed through by several volcanic bodies.

Todas estas secuencias volcano-sedimentarias están relacionadas a la formación de grandes cuerpos volcánicos, desarrollados a lo largo del Altiplano sur, delimitados al este por el “Lineamiento Pastos Grandes – Cojina”. Los mayores cuerpos corresponden a las calderas de Pastos Grandes y Capina, el Escudo Ignimbrítico Panizo, y la Caldera Guacha, todos relacionados con el volcanismo Mioceno.

All these volcanic sedimentary sequences are related to the formation of large volcanic bodies that developed along the South Altiplano, delimited by the “Pastos Grandes-Cojina Lineament”. The largest bodies pertain to the Pastos Grandes and Capina calderas, the Panizo Ignimbritic Shield, and the Guacha Caldera, all of which are related to Miocene volcanism.

Coira et al. (1996) denominan “Provincia ignimbrítica Cenozoica de los Andes Centrales” al sector comprendido entre los 16º y 27º S, caracterizado por un volcanismo explosivo ácido, calcoalcalino de retroarco, al que se han vinculado conspicuos sistemas de caldera durante el lapso Oligoceno superior - Plio-Pleistoceno. En

Coira et al. (1996) call “Cenozoic Ignimbritic Province of the Central Andes” referring to the sector comprised between 16º and 27º S, and characterized by an calcoalkaline backarc acidic explosive volcanism, which has been linked to conspicuous caldera systems during the Upper Oligocene – Plio-Pleistocene span. The

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esta provincia incluyen y describen el Complejo caldérico VilamaCoruto, localizado en la frontera Bolivia-Argentina.

Vilama-Coruto Caldera Complex, located in the BolivianArgentine border, is included and described in this unit.

El Ciclo Andino-II se inicia con los conglomerados polimícticos y areniscas de la Formación San Vicente (Courty, 1907), que se disponen de forma discordante sobre las areniscas y limolitas fluviales de la Formación Potoco del anterior ciclo. La Formación San Vicente representa a una diversidad de ambientes continentales: facies progradantes de abanicos aluviales, fluvial de ríos entrelazados y lacustre. Todas estas facies tienen una marcada influencia volcánica. Hacia el centro de la cuenca gradan a lutitas y tufitas. Intercalan también horizontes salinos.

The Andean II Cycle starts with the polymictic conglomerates and sandstones of the San Vicente Formation (Courty, 1907), which are laid in uncomformity over the fluvial sandstones and silt of the Potoco Formation from the preceding cycle. The San Vicente Formation represents a diversity of continental environments: alluvial fan prograding facies, braided river fluvial and lacustrine. All these facies have marked volcanic influence. Towards the center of the basin , they grade to shale and tuffites. Saline horizons are also interbedded.

Sobre la Formación San Vicente en el sector oriental del Altiplano se deposita la Formación Quehua (Geobol, 1963), constituida por una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica, depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental.

In the eastern sector of the Altiplano, the Quehua Formation (Geobol, 1963) is deposited over the San Vicente Formation. It is made up by a fluvial and lacustrine sequence with volcanic influence, which deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.

La Formación Chocaya (Ahlfeld, 1946) del Mioceno medio está representada por clásticos continentales de grano grueso y clásticos volcánicos, que muestran cambios rápidos de facies hacia lutitas y tufitas gris claras.

The Middle Miocene Chocaya Formation (Ahlfeld, 1946) is represented by coarse-grained continental and volcanic clastics displaying fast facies changes towards shale and light gray tuffites.

Altiplano Occidental Sur

South Western Altiplano

En el Altiplano Occidental (Faja Volcánica), al igual que en el sector oriental, la secuencia empieza con los conglomerados de la Formación San Vicente descritos anteriormente, los que están sobrepuestos por las formaciones Suri Pujio y Esmoruco.

Just like in the eastern sector in the western Altiplano (Volcanic Belt), the sequence starts with the conglomerates of the San Vicente Formation described above, which are overlain by the Suri Pujio and Esmoruco formations.

En el área del Volcán de Ollagüe / San Agustín, Soniquera y la Serranía de las Minas, la Formación Suri Pujio (Baldellón, 1995) consiste de flujos de detritos, brechas volcánicas y lavas andesíticas, acompañadas por conglomerados y areniscas fluviales (Almendras et al., 1997). Esta unidad tiene un espesor variable que alcanza los 2700 m (García & Baldellón, 1997). Lavas intercaladas fueron datadas en 21,93 ± 0,16 Ma (Fornari et al., 1997). La Formación Suri Pujio está atravesada por diferentes cuerpos volcánicos.

In the area if Ollagüe Volcano/San Agustín, Soniquera and the Minas Range, the Suri Pujio Formation (Baldellón, 1995) consists of detrital flows, volcanic breccias, and andesitic lavas, together with fluvial conglomerates and sandstones (Almendras et al., 1997). This unit has a variable thickness reaching 2700 m (García & Baldellón, 1997). The interlayered lavas were dated at 21.93 ± 0.16 Ma (Fornari et al., 1997). Different volcanic bodies cross through the Suri Pujio Formation.

Más al este, en las áreas de San Pablo de Lípez y Picalto, y a lo largo del Río San Antonio, la Formación San Vicente está sobrepuesta por la Formación Esmoruco (Choque & Mamani, 1997), que corresponde a sedimentos de cuencas restringidas en facies fluviolacustres. Esta unidad está constituida por aglomerados volcánicos provenientes de las lavas Rondal, así como por arcilitas yesíferas y areniscas intercaladas con conglomerados polimícticos. Hacia el tope, la secuencia fluvio-lacustre está intercalada por aglomerados con líticos volcánicos (García & Baldellón, 1997)

Further east, in the San Pablo de Lípez and Picalto areas and along the San Antonio River, the San Vicente Formation is overlain by the Esmoruco Formation (Choque & Mamani, 1997), which pertains to restricted basin sediments in fluviolacustrine facies. This unit is made up by volcanic agglomerates resulting from the Rondal lavas, as well as gypseous claystones and sandstones interbedded with polymictic conglomerates. Towards the top, the fluviolacustrine sequence is interbedded by agglomerates with volcanic lithics (García & Baldellón, 1997).

Lavas andesítico-basálticas depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco, fechadas en 22,9 ± 0,9 Ma (Kussmaul et al., 1975), correspondientes al denominado Evento Rondal (Meave, en Fernandez et al., 1972) sobreyacen a las formaciones San Vicente y Esmoruco.

Andesitic–basaltic lavas deposited in a intra-arc and backarc basin, and dated at 22.9 ± 0.9 Ma (Kussmaul et al., 1975), pertaining to the so-called Rondal Event (Meave, in Fernandez et al., 1972), overlie the San Vicente and Esmoruco formations.

En el sector del Volcán de Ollagüe, los conglomerados de la Formación Suri Pujio pasan gradualmente a la Formación Julaca

In the Ollagüe Volcano sector, the conglomerates of the Suri Pujio Formation gradually cross over to the Julaca Formation (Velasco

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA (Velasco & Barrientos, 1967) que corresponde a conglomerados y areniscas conglomerádicas, lavas, andesitas y basaltos de ca 22 Ma. Esta unidad es considerada por García & Baldellón (1997) como un cambio facial de la Formación Suri Pujio.

& Barrientos, 1967), which pertains to conglomerates and conglomerate sandstones, lavas, andesites, and basalts of c. 22 Ma. García & Baldellón (1997) consider this unit as a facies change of the Suri Pujio Formation.

Hacia el area de Soniquera y San Pablo de Lípez, sobreyacen a los conglomerados de la Formación Suri Pujio, los depósitos fluviolacustres de la Formación Rodríguez (Choque & Mamani, 1997), que representan limolitas, areniscas, arcilitas y conglomerados finos, intercalados con areniscas tobáceas y tobas dacíticas del Mioceno inferior [20,7 ± 0,6 Ma (Choque & Mamani, 1997)].

Towards the Soniquera and San Pablo de Lípez area, the fluviolacustrine deposits of the Rodríguez Formation (Choque & Mamani, 1997) overlie the conglomerates of the Suri Pujio Formation. These deposits represent silt, sandstones, claystones and fine conglomerates, interbedded with tuffaceous sandstones and dacitic tuffs of the Lower Miocene [20.7 ± 0.6 Ma (Choque & Mamani, 1997)].

Al oeste, en el área del Volcán de Ollagüe, sobre las rocas de la Formación Julaca, y separada por las lavas Marquiri (18 Ma), se acumularon depósitos fluviales de ríos entrelazados representados por los conglomerados y areniscas de la Formación Tomaquesa (Almendras et al., 1997). Un nivel basal de toba proporcionó una edad de 16,7 ± 1,0 Ma (García-Duarte, inédito)

West, in the area of the Ollagüe Volcano, over the rocks of the Julaca Formation and separated by the Marquiri lavas (18 Ma), accumulated braided river fluvial deposits, represented by the conglomerates and sandstones of the Tomaquesa Formation (Almendras et al., 1997). A tuff basal level gave an age of 16.7 ± 1.0 Ma (García-Duarte, unpublished).

La Formación Rodríguez está sobrepuesta, especialmente en el area de Soniquera, por los microconglomerados, areniscas y tobas (12,4 ± 0,4 Ma) de la Formación Cruz Vinto (Pacheco & Ramírez, 1997). Esta unidad de aproximadamente 200 m de espesor es parcialmente equivalente a la parte superior de la Formación Tomaquesa. Estas rocas fueron peneplanizadas durante el Mioceno inferior y medio. La secuencia está sobrepuesta por las lavas andesíticas Crusiña.

Particularly in the Soniquera area, the Rodríguez Formation is overlain by microconglomerates, sandstones and tuffs (12.4 ± 0.4 Ma) of the Cruz Vinto Formation (Pacheco & Ramírez, 1997). This approximately 200 m thick unit is partially equivalent to the top of the Tomaquesa Formation. These rocks were peneplanated during the Lower to Middle Miocene. The sequence is overlain by the Crusiña andesitic lavas.

A partir del Mioceno medio se inicia una gran actividad volcánica en la región, con la presencia de importantes cuerpos de lavas y tobas, relacionadas a las formaciones Churaña y Calcha, y en el Mioceno superior, a las formaciones Chupu Wayco y Azul Khuchu.

Starting in the Middle Miocene, great volcanic activity begins in the region, with the presence of important lava and tuff bodies, related to the Churaña and Calcha formations, and during the Upper Miocene, to the Chupu Wayco and Azul Khuchu formations.

Tanto sobre rocas ordovícicas como sobre la Formación Rodríguez se disponen en discordancia las secuencias fluviales de la Formación Churaña (Choque & Mamani, 1997) contituida por conglomerados, areniscas tobáceas, estrato y granocrecientes, intercalados por niveles de aglomerados de pómez y flujos de pómez dacíticos (García & Baldellón, 1997). De una toba basal se obtuvo la edad de 13,9 ± 0,5 Ma (Choque & Mamani, 1997).

Both over Ordovician rocks and over the Rodríguez Formation, the fluvial sequences of the Churaña Formation (Choque & Mamani, 1997) are laid out in unconformity. These sequences are made up by conglomerates, downward fining and upward coarsening tuffaceous sandstones, interbedded with pumice agglomerate and dacitic pumice flow levels (García & Baldellón, 1997). A basal tuff gave an age of 13.9 ± 0.5 Ma (Choque & Mamani, 1997).

Más al oeste, sobre rocas de la Formación Tomaquesa, se desarrollan los sedimentos fluvio-lacustres de la Formación Calcha (Almendras et al., 1997), equivalente lateral de las formaciones Churaña y Luntapa. Estas secuencias están formadas por arcillas, conglomerados y tobas dacíticas, que proporcionaron edades de 11,7 ± 0,6 y 9,2 ± 0,5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón, 1997), y 12,3 ± 0,6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).

Furhter west, over the rocks of the Tomaquesa Formation, fluviolacustrine sediments of the Calcha Formation (Almendras et al., 1997). This formation is an equivalent lateral of the Churaña and Luntapa formations. The sequences are made up by clays, conglomerates, and dacitic tuffs that gave ages of 11.7 ± 0.6 and 9.2 ± 0.5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón, 1997), and 12.3 ± 0.6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).

Discordante sobre las anteriores unidades, durante el Mioceno superior se depositaron facies fluvio-lacustres relacionadas a centros de calderas (como Pastos Grandes, Guacha, y otros). Estas facies volcano-sedimentarias corresponden a las formaciones Azul Khuchu (Pacheco & Ramírez, 1997) de ca 6 Ma, y Chupu Waykho (Almendras et al., 1997) datada en 6,9 ± 0,4 Ma.

In unconformity over the previous units, during the Upper Miocene, fluviolacustrine facies related to the caldera centers developed (such as Pastos Grandes, Gaucha and others). The volcanic sedimentary facies belong to the Azul Khuchu Formation (Pacheco & Ramírez, 1997) of c. 6 Ma, and Chupu Waykho Formation (Almendras et al., 1997) dated at 6.9 ± 0.4 Ma.

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Entre los cuerpos volcánicos destacan en el área de San Pedro de Lípez - Soniquera, las tobas Torrelaire, Champini Loma y Khucho Mayu, así como las lavas Morokho, Tronchada Lagunillas, además de las tobas y lavas Lozada. En el área de Quetena se desarrollan depósitos de tobas, lavas, andesitas, dacitas, y otros cuerpos, en los centros volcánicos de Aguadita y Kastor, así como en la Caldera Capina (Pacheco et al., 1966). A estos grandes eventos volcánicos se deben agregar otros cuerpos y grandes centros volcánicos definidos por geólogos del Servicio Geológico y Minero, cuya inclusión en estas páginas ocuparía mucho espacio. La descripción y nomenclatura de los mismos puede ser consultada en las descripciones de los mapas de Sergeomin.

Among the volcanic bodies, standing out in this area of San Pedro de Lípez – Soniquera are the Torrelaire, Champini, and Tronchada Lagunillas tuffs, as well as the Lozada tuffs and lavas. In the Quetena area, tuff, lava, andesite, and dacite deposits and other bodies develop in the Aguadita and Kastor volcanic centers, as well as in the Capina Caldera (Pacheco et al., 1966). On top of these large volcanic events, there are other bodies and large volcanic centers defined by the Bolivian Geological and Mining Survey (Sergeomin), whose inclusion in these pages would take up much space. The description and nomenclature of the aforementioned cand be found in the descriptions of the Sergeomin maps.



Según Martínez (1997 com. pers.) el Altiplano está conformado por el Macizo noraltiplánico y por tres tipos de cuencas cenozoicas desarrolladas sobre un sustrato paleo y mesozoico. Adyacente con el macizo noraltiplánico, estas cuencas conforman un mosaico de grandes bloques distintos, separados por accidentes mayores: NWSE, NE-SW, WNW-ESE y ENE-WSW.

According to Martínez (1997, personal communication), the Altiplano is made up by the North Altiplano Massif, and three types of Cenozoic basins which developed over the Paleozoic and Mesozoic bedrock. Adjacent to the North Altiplano Massif, these basins make up a mosaic of large distinct blocks, separated by larger accidents: NW-SE, NE-SW, WNW-ESE and ENE-WSW.

Las cuencas del norte y del centro del Altiplano están relacionadas con un sobreescurrimiento progresivo hacia el este del Macizo precámbrico noraltiplánico (mediante la zona de falla de San Andrés, con vergencia hacia el este).

The basins in the northern and central Altiplano are related to a progressive overthrust towards the east of the North Altiplano Precambrian Massif (through the San Andrés Fault zone, with east vergence).

- La cuenca noraltiplánica está situada entre la zona de falla de San Andrés y la zona de subducción continental transcurrente de tipo inverso sinestral, ubicada en la vertical de la zona de fallas de la Cordillera Real. La geometría de la cuenca noraltiplánica es algo simétrica, presentando fallas inversas y/o sobreescurrimiento de vergencias opuestas (hacia el este: falla de San Andrés y fallas relacionadas; hacia el oeste: falla de Corocoro). El proceso progresivo de acercamiento de ambos bordes de la cuenca está marcado en las muchas discordancias sucesivas. Provoca el hundimiento del centro de la cuenca y el levantamiento de los bordes con resedimentación progresiva de los productos de erosión: del Cenozoico inferior y, luego, una vez despejados, del Mesozoico, del Paleozoico y del Precambrico.

- The North Altiplano basin is located between the San Andrés Fault zone and the reverse sinistral-type transcurrent continental subduction zone, located in turn on the vertical of the Eastern Cordillera’s fault zone. The geometry of the North Altiplano basin is somewhat simmetrical, displaying reverse faults and/or opposite vergence overthrust (to the east: the San Andrés Fault and the related faults; to the west: the Corocoro Fault): The progressive approaching process of both of the basin’s borders is reflected in the successive unconformities. It causes the sinking of the center of the basin and the uplifting of the borders with a progressive resedimentation of the scouring products: first, those of the Cenozoic, and later, once the former were cleared, those of the Mesozoic, Paleozoic and Precambrian.

- La cuenca centro-altiplánica (o de Sevaruyo) es disimétrica. El bloque del Macizo noraltiplánico se superpone al bloque oriental de Paleozoico / Precámbrico (borde occidental de la Cordillera Oriental) provocando su inclinación. Así, la cobertura del Cretácico superior post-Aroifilla de este bloque oriental desliza hacia el oeste. El deslizamiento es Paleoceno-Eoceno. Luego, se superponen, como en el norte, las deformaciones sucesivas del proceso general de acortamiento oligo-mioceno.

- The Center Altiplano basin (or Sevaruyo basin) is dissimmetrical. The North Altiplano Massif block is laid over the eastern block of the Paleozoic/Precambrian (western border of the Eastern Cordillera), causing its slope. Thus, this eastern block’s Upper Cretaceous Post-Aroifilla cover slips to the west. It is a PaleoceneEocene slip. Then, both successive deformations of the general Oligo-Miocene shortening process superimpose, just like in the north.

- Las cuencas suraltiplánicas corresponden a una sucesión esteoeste de cuencas sobre bloques imbricados (Lípez, al este; Julaca, al oeste). Las zonas positivas (horsts paleozoicos) que las separan, son progresivamente erosionadas y sus productos resedimentados. Pero, a veces, estas zonas positivas son fosilizadas (región de Pululus). Las discordancias sucesivas indican, al igual como en el norte, la continuidad del acortamiento.

- The South Altiplano basins relate to a east-west basin succession over imbricate blocks (Lípez to the east; Julaca to the west). The positive zones (Paleozoic horsts) separating them are progressively eroded, and the products re-sediment. Sometimes, however, these positive zones are fossilized (Pululus region). The successive unconformities indicate, just like in the north, the continuity of the shortening.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA El proceso global corresponde a un acercamiento progresivo del Escudo brasileño y del Macizo noraltiplánico. Por lo tanto, la compresión en las cuencas es, más o menos, continua, produciéndose desde el Paleoceno - Eoceno (probablemente ya desde el Cretácico). En el norte, el acercamiento es oblicuo a la dirección de los Andes, esto implica una fuerte componente senestral-inversa en la Cordillera Oriental (Real) y norte del Altiplano.

The global process refers to a progressive approach of the Brazilian Shield and the North Altiplano Massif. Therefore, the compression at the basins is more or less continuous, occuring since the Paleocene – Eocene (probably as early as during the Cretaceous). Up north, this approach is diagonal to the Andes’ strike; this implies a strong reverse sinistral component in the Eastern Cordillera (Real) and in the north of the Altiplano.

Hacia el sur, la dirección de acortamiento es casi perpendicular a la dirección de las estructuras. Predominan las fallas inversas y los bloques imbricados. En la zona de subducción continental del Escudo brasileño, que pasa por las inmediaciones de Sucre, forma un sobreescurrimiento hacia el este, de escala cortical, el cual puede compararse al sobreescurrimiento del Macizo noraltiplánico. Las fallas transversales, ubicadas entre los grandes bloques guían la deformación (falla Sevaruyo-Incapuquio: FSI, por ejemplo). (Cl. Martínez, comunicación personal)

To the south, the shortening trend is almost perpendicular to the structures’ trend. Inverted faults and imbricate blocks prevail. In the Brazilian Shield’s continental subduction zone –which passes by the surroundings of Sucre-, it forms a cortical-scale overthrust towards the east, which can be compared to the overthrust of the North Altiplano Massif. The crosscutting faults, located between the large blocks, guide the deformation (Sevaruyo-Incapuquio Fault, FSI, for instance). (Cl. Martínez, personal communication)

Según Araníbar et al. (1995), no es posible mapear en detalle el basamento, por la resolución de la sísmica adquirida. Anticlinales con roll overs en rocas cretácicas y terciarias, son muy frecuentes, como en las estructuras de Vilque, Salinas de Garci Mendoza, San Andrés, etc. Anticlinales invertidos en el Oligoceno superior, constituyen trampas estructurales, que según el dominio estructural en que se encuentran (Araníbar & Martínez, 1990), pueden constituir trampas de gran interés petrolífero con presencia de roca madre, reservorios, sellos regionales y locales. Es frecuente también otro tipo de trampas más complejas, como anticlinales por transpresión sobre sistemas de fallamiento antiguo, que fueron afectados por inversión y diapirismo (ej. Domo Wara Sara, en el Altiplano Norte).

According to Araníbar et al., (1995) it is impossible to map the basement in detail due to the acquired seismic resolution. Anticlines with roll overs in Cretaceous and Tertiary rocks are very frequent, such as the Vilque, Garci Mendoza’s Salinas, and San Andrés structures and others. Inverted anticlines in the Upper Oligocene constitute structural traps, which, according to their structural realm (Araníbar & Martínez, 1990), can constitute oil bearing traps of great interest, with the presence of parent rock, reservoirs, regional and local seals. Other type of complex traps are also common, such as anticlines by old faulting systems transpressure, which were affected by inversion and diapirism (for instance: the Wara Sara Dome in the North Altiplano).

Según Araníbar y Martínez (doc. inédito), el Altiplano de Bolivia puede ser dividido en los dominios tectónicos norte, centro y sur, cada uno con su estilo tectónico y evolución estratigráfica distintiva. Al oeste de la falla Coniri, el sector de Corocoro está caracterizada por una secuencia espesa de depósitos continentales del Terciario y estructuras compresivas con vergencia oeste que involucran al basamento cristalino.

According to Araníbar & Martínez (unpublished document), the Bolivian Altiplano can be divided in the northern, central and southern tectonic realms, each with its own tectonic style and distinctive stratigraphis evolution. West of the Coniri Fault, the Corocoro sector is characterized by a thick sequence of Tertiary continental deposits and compressive structures involving the crystalline basement and with west vergence.

El trazo NNW de la falla Tambillo subdivide el dominio del Altiplano central en las áreas de Coipasa y Sevaruyo. Al oeste, el área de Coipasa fue afectada por la falla de rumbo sinistral WNW del basamento, pero falta el espeso desarrollo de los clásticos terciarios. Hacia el este, el área de Sevaruyo está caracterizada por una espesa secuencia cretácica afectada por un sobrecorrimiento de escamas delgadas de dirección este y oeste.

The NNW stroke of the Tambillo Fault subdivides the central Altiplano realm in the Coipasa and Sevaruyo areas. To the west, the Coipasa area was affected by the basement’s WNW sinistral trend fault; however, the thick development of Tertiary clastics is lacking. To the east, the Sevaruyo area features a thick Cretaceous sequence, affected by the overthrust of thin east and west trend plumes.

El dominio del Altiplano sur está caracterizado por un gran cambio en el trazo estructural desde el noroeste al nordeste. Dos sectores se separan por la falla Uyuni-Keniani de rumbo NE. Al oeste, el sector del Salar de Uyuni muestra estructuras transpresionales dextrales, que incluyen estructuras en flor positivas y escalonamientos. El sector de los Lípez, al este, está dominado por un sobrecorrimiento de escamas delgadas pero, en contraste con el área de Sevaruyo, contiene una sección cretácica con menos de 200 m de espesor.

The southern Altiplano realm features a major change in the structural stroke from the northwest to the northeast. Two sectors are separated by the NE trend Uyuni-Keniani Fault. To the west, the Uyuni Salina sector displays dextral transpressure structures, including positive flower and echelon structures. To the east, the Lípez sector is dominated by a overthrust of thin plumes; however, in contrast to the Sevaruyo area, this sector contains a Cretaceous section less than 200 m thick.

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Capítulo 3

CORDILLERA ORIENTAL EASTERN CORDILLERA

Introducción

Introduction

La Cordillera Oriental de Bolivia es una unidad geográfica, geomorfológica y geológica bien definida. Se inicia en el noroeste, como prolongación de la misma cadena en el Perú y continúa hacia el sur, ingresando en territorio argentino. Está limitada al oeste por las fallas Coniri y San Vicente, que la separan del Altiplano, y al este por el Cabalgamiento Frontal Principal como límite con las Sierras Subandinas. Es la cordillera con las mayores elevaciones del territorio boliviano, las que alcanzan altitudes cercanas a los 6.500 metros sobre el nivel del mar, presentando sectores con nieves eternas y desarrollo de glaciares (Apolobamba, Cordillera Real, , Quimsa Cruz, Karikari, y otras).

The Bolivian Eastern Cordillera is a well defined geographic, geomorphological and geological unit. It starts northeast as an extension of the same chain as in Peru, and continues southwards, entering into Argentine territory. It is limited to the west by the Coniri and San Vicente faults, which separate it from the Altiplano, and to the east by the Main Front Thrust as the limit with the Subandean Ranges. This cordillera has the highest elevations in the Bolivian territory, reaching altitudes close to 6,500 meters above marine level, with the presence of sectors of eternal snows and glaciar development (Apolobamba, Cordillera Real, Quimsa Cruz, Karikari and others).

Tectónicamente la Cordillera Oriental puede dividirse en dos sectores, separados por un lineamiento profundo formado por la Zona de Fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia el este de la ciudad de Sucre, y luego con rumbo meridiano por la Falla Tocloca hasta la frontera con la Argentina. Este lineamiento posiblemente corresponde a una antigua paleo-sutura, reactivada continuamente (Martínez, com. pers.). El sector occidental a este lineamiento corresponde a la “Faja Plegada y Corrida de Huarina” (Sempere et al., 1988).

Tectonically, the Eastern Cordillera can be divided into two sectors, separated by a deep lineament formed by the Cordillera Real Fault Zone and its extension towards the east of the city of Sucre, and later, with meridian trend by the Tocloca Fault up to the Argentine border. This lineament possibly pertains to an old paleosuture, continuously jostled (Martínez, personal comm.). The sector west from this lineament pertains to the “Huarina FoldThrust Belt” (Sempere et al., 1988).

Geológicamente, la Cordillera Oriental presenta la secuencia estratigráfica más completa del país, con afloramientos de rocas proterozoicas a recientes y con secuencias marinas a continentales. Las facies son también variadas, mayormente clásticas, pero con desarrollo de plataformas carbonáticas en el Carbonífero superior y el Pérmico; volcánicas y volcano-clásticas en diferentes sistemas, pero preferentemente en el Cenozoico. Durante la mayor parte del Paleozoico inferior constituyó una cuenca intracratónica, somera a profunda, con algunas fases compresivas y distensivas separando los principales ciclos tecto-sedimentarios, para luego conformar cuencas continentales de antepaís y trasarco, con importantes fases compresivas con un intenso magmatismo asociado.

Geologically, the Eastern Cordillera holds the country’s most complete stratigraphic sequence, with Proterozoic to Recent rock outcrops and marine to continental sequences. The facies are also varied, mostly clastic, but with the development of carbonates shelves in the Upper Carbonifeours and Permian; and volcanic and volcanoclastic in different systems, but preferably in the Cenozoic. During most of the Lower Paleozoic, it constituted an intracratonic basin, from shallow to deep, with some compressive and distensive phases separating the main tectonic sedimentary cycles. It goes on later to make up foreland and backarc continental basins, with important compressive phases with intense associated magmatism.

Rocas del Ciclo Brasiliano afloran solo en la región del Chapare (Grupo Limbo) al NE de la ciudad de Cochabamba, y en el área de Tarija, como prolongación de las facies brasilianas del noreste argentino.

Rocks from the Brazilian Cycle outcrop only in the Chapare region (Limbo Group), NE from the city of Cochabamba, and in the Tarija area, as an extension of the Brazilian facies of northeastern Argentina.

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Los sedimentos del Ciclo Tacsariano cubren la mayor extensión areal aflorante de la Cordillera Oriental, ocupando una posición longitudinal central, a modo de un gigante anticlinorio, en cuyos flancos o bordes occidental y oriental, se encuentran sedimentos de las cuencas de los ciclos Cordillerano y Subandino.

The Tacsarian Cycle sediments cover most of the outcropping area extension of the Eastern Cordillera, occupying a central longitudinal position as a giant anticlinorium, displaying sediments of the Cordilleran and Subandean Cycle basins on its east and west flanks or borders.

La cuenca del Ciclo Cordillerano subdividida en dos grandes sectores por el lineamiento de la Cordillera Real–Tocloca, se caracteriza por el registro de una importante fauna fósil cosmopolita, así como por una asociación endémica de los reinos Malvinocáfrico y Gondwánico, presente en una secuencia que sobrepasa los 6 km de espesor total acumulado (González et al., 1996).

Subdivided in two large sectors by the Cordillera Real–Tocloca lineament, the Cordilleran Cycle basin features the presence of important cosmopolitan fossil fauna, as well as the endemic association of the Malvinokaffric and Gondwanian realms, present in a sequence that exceeds a total accumulated thickness of 6 km (González et al., 1996).

Los afloramientos del Ciclo Subandino ocupan una menor extensión areal en la Cordillera Oriental. El mayor desarrollo está localizado al oeste de la Cordillera Real, en los alrededores del Lago Titicaca (regiones de Escoma-Cojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca y otras). Fuera de esta comarca están restringidos al núcleo de algunos sinclinales como los del lineamiento del Paleozoico superior de Morochata-Apillapampa, Zudañez y otros menores en Chuquisaca y Tarija. La mayor parte de las secuencias corresponden a sedimentos carbonáticos de la Formación Copacabana.

The Subandean Cycle outcrops take up a smaller area extension in the Eastern Cordillera. The largest development is located west of the Cordillera Real, in the Titicaca Lake surroundings (the EscomaCojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca regions and others). Outside this territory, they are restricted to some syncline cores, such as those of the Upper Paleozoic lineament of Morochata-Apillapampa-Zudañez, and other smaller ones in Chuquisaca and Tarija. Most of these sequences correspond to carbonatic sediments of the Copacabana Formation.

Durante el Ciclo Andino, sobre el sustrato paleozoico previo se formaron alargadas y estrechas cuencas distensivas. La sedimentación varía desde marina hasta continental, se desarrolla una intensa actividad volcánica, y se formaron cuencas longitudinales meso-cenozoicas de trasarco y antepaís. A partir de los 26 Ma, principalmente por efecto de la acción de la Placa de Nazca, se inicia el acortamiento, plegamiento y corrimiento de la secuencia fanerozoica, así como la consecuente formación de cuencas interiores donde se produce la mayor actividad volcánica en los Andes.

During the Andean Cycle, over the previous Paleozoic bedrock, elongated and narrow distensive basins were formed. The sedimentation varies from marine to continental. Intense volcanic activity took place, and Meso-Cenozoic longitudinal backarc and foreland basins were formed. Starting at 26 Ma, the shortening, folding and thrusting of the Phanerozoic sequence gets started, mainly due to the effect of the Nazca Plate action, as well as the ensuing formation of internal basins where the largest volcanic activity in the Andes occurs.

Estratigrafía

Stratigraphy

El desarrollo de este tema seguirá un ordenamiento cronológico, desarrollando las secuencias estratigráficas a lo largo de los distintos ciclos tectosedimentarios. Dentro de cada uno de los ciclos se describirán las rocas de acuerdo a diferentes agrupamientos, teniendo en cuenta sobre todo las características de su distribución areal, diferenciando la cordillera en sectores longitudinales (W-E), especialmente por el lineamiento de la Cordillera Real y su prolongación sur, así como latitudinales (norte, centro y sur).

The discussion of this topic will follow a chronological order, elaborating on the stratigraphic sequences along the different tectonic sedimentary cycles. Within each of the cycles, the rocks will be described according to the different clusters, and above all taking into account the characteristic of their areal distribution. The range will be differentiated by longitudinal sectors (W-E), particularly by the Cordillera Real lineament and its southern extension, as well as by latitudinal sectors (north, center, and south).

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

En el extremo sur de la Cordillera Oriental de Bolivia, se presentan afloramientos de rocas pertenecientes al Ciclo Brasiliano, como prolongación del hundimiento norte de los grandes afloramientos de estas rocas en territorio argentino. Las rocas más antiguas aflorantes en el área fueron denominadas Formación San Cristóbal (López-Murillo, 1978). La posición geográfica y estratigráfica de esta unidad está definida en las hojas correspondientes a la Carta Geológica de Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991) donde se advierte que la unidad aflora desde el Río Caldera al norte, y se prolonga en territorio

In the southern end of the Bolivian Eastern Cordillera, there are outcrops belonging to the Brazilian Cycle, as an extension of the north sagging of large outcrops of these rocks in Argentine territory. The oldest outcropping rocks in the area were called San Cristóbal Formation (López-Murillo, 1978). This unit’s geographic and stratigraphic position is defined in the sheets corresponding to the Geological Chart of Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991), which point out that this unit outcrops from the Caldera River up north, and extends into Argentine territory under the name of Puncoviscana

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA argentino con el nombre de Formación Puncoviscana. Estas rocas corresponden a un depósito marino de plataforma somera, de margen pasivo, con influencia costera. Según Araníbar (1979) constituyen un complejo de aproximadamente 800 m de espesor, de esquistos cuarcíticos y cuarcitas de muy bajo grado de metamorfismo; presentan coloración variada, entre gris verdosa a rojiza. Se encuentran discordantes por debajo de las areniscas de la Formación Camacho, atribuidas al Cámbrico superior. En la Argentina, las rocas equivalentes a la Formación San Cristóbal son consideradas de edad cámbrica inferior. No son fosilíferas; la edad de esta unidad está definida como anterior a la del plutón Cañaní (Turner, 1964) del Cámbrico medio (519-534 Ma, Bachmann et al., 1987). Estos granitoides son conocidos en Bolivia como Granodiorita Condado.

Formation. These rocks pertain to a shallow shelf sea deposit, with passive margin and coastal influence. According to Araníbar (1979), they constitute an approximately 800 m thick complex of quartzitic schists and quartzites of very low grade metamorphism; they display a variety of colors, between greenish gray and reddish. They are unconformingly underneath the sandstones of the Camacho Formation, attributed to the Upper Cambrian. In Argentina, the rocks equivalent to the San Cristóbal Formation are considered to be of Lower Cambrian age. They are not fossiliferous; this unit’s age is defined as prior to that of the Cañaní pluton (Turner, 1964) of the Middle Cambrian (519-534 Ma, Bachmann et al., 1987). These granitoids are known in Bolivia as the Condado Granodiorite.

En la región del Chapare cochabambino, en la parte central de la Cordillera Oriental, existe otro afloramiento de rocas de muy bajo grado de metamorfismo y de naturaleza semejante a las del sur. Esta unidad fue denomina Formación Putintiri (Brockmann et al. , 1972), corresponde a la secuencia inferior del Grupo Limbo (Fig. 3.2). Los mejores afloramientos de esta unidad pueden observarse en la carretera entre Cochabamba y Villa Tunari, comprenden una asociación de diferentes litologías, desde areniscas basales a rocas evaporíticas, cuerpos dolomíticos, fangolitas y paquetes calcáreos. La Formación Putintiri fue depositada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera y deltaica, en cuenca de margen pasivo. Esta unidad no es fosilífera y es atribuida al Cámbrico inferior por su posición estratigráfica y por correlación litológica con las formaciones San Cristóbal y Puncoviscana del sur, y la Formación Murciélago del Cratón de Guaporé al este.

In the region of Cochabamba’s Chapare, in the central part of the Eastern Cordillera, there is another outcrop of rocks of very low metamorphic grade and similar in nature to those in the south. This unit was called Putintiri Formation (Brockmann et al., 1972), and pertains to the lower sequence of the Limbo Group (Fig. 3.2). This unit’s best outcrops can be seen on the highway between Cochabamba and Villa Tunari, and they comprise an association of different lithologies, ranging between basal sandstones to evaporitic rocks, dolomitic bodies, mudstones, and calcareous packages. The Putintiri Formation was deposited in a shallow shelf marine environment, with coastal and deltaic influence, in a passive margin basin. This unit is not fossiliferous, and is attributed to the Lower Cambrian due to its stratigraphic position and by lithological correlation to the the San Cristóbal and Puncoviscana formations of the south, and the Murciélago Formation of the Guaporé Craton, to the east.

Por encima de las rocas evaporítico-calcáreas se desarrolla la Formación Avispas (Brockmann et al., 1972). Esta unidad está compuesta en la base por fangolitas litificadas de color verde, que hacia los términos superiores se intercalan progresivamente con una potente secuencia diamictitico-conglomerádica, compuesta por una variedad de clastos, de hasta 90 cm de diámetro, provenientes de las rocas subyacentes y principalmente de un cercano basamento metamórfico (neiss, migmatita, granito..). Por sectores estos bloques se presentan como clastos aislados (dropstones) caídos en las diamictitas, provenientes glaciales marginales de tipo alpino. Culmina la secuencia con niveles lenticulares de fangolitas y cuarcitas. La edad del Grupo Limbo no esta claramente definida.

The Avispas Formation (Brockmann et al., 1972) develops above evaporitic-calcareous rocks. This unit is composed in the base of green lithified mudstones, that progresively interbedding through the upper terms, with a thick diamictitic-conglomerate sequence, consisting of several kinds of boulders, reaching 3 feet in diameter, that belong to previous rocks and mainly from a near metamorphic basement (gneiss, migmatite, granite..). In some sectors, these blocks are shown as dropstones fallen over diamictites, that came from marginal glaciers of alpine type. The sequence ends with lenticular levels of mudstones and quarzites. The age of the Limbo Group is not precisely established yet.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

Sedimentos atribuidos al Cámbrico superior y al Ordovícico inferior están muy bien desarrollados en la Cordillera Oriental Sur, desde la frontera con la Argentina hasta la latitud de Culpina, en el Departamento de Chuquisaca. En la región central, área del Chapare (Cochabamba), la unidad superior del Grupo Limbo (Formación Avispas), es atribuida al Cámbrico superior (y Ordovícico inferior ?) por su litología y posición estratigráfica.

The sediments attributed to the Upper Cambrian and Lower Ordovician are well developed in the South Eastern Cordillera, from the Argentine border to the Culpina latitude, in the Department of Chuquisaca. In the central region, the Chapare area (Cochabamba), the upper unit of the Limbo Group (Avispas Formation) is attributed to the Upper Cambrian (and Lower Ordovician?) due to its lithology and stratigraphic position.

En los sectores central y norte de la Cordillera Oriental, el Ciclo Tacasariano está representado por rocas del Ordovícico medio y superior.

In the central and northern sectors of the Eastern Cordillera, the Tacsarian Cycle is represented by Middle and Upper Ordovician rocks.

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Cordillera Oriental Sur

Western Cordillera South

La mayor parte de los afloramientos del sector sur de la Cordillera Oriental corresponden a rocas del ciclo Tacsariano. Erdtmann et al. (1995) subdividieron esta región en tres segmentos que, de oeste a este, denominaron Atocha, Mochará y Yunchará. Según estos autores el "Segmento Atocha" se caracteriza por presentar una secuencia caradociana, el "Segmento Mochará", separado del anterior por la falla de Tocloca, está constituido por afloramientos del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano inferior), finalmente el "Segmento Yunchará", separado del anterior por la falla Camargo-Tojo, se caracteriza por presentar afloramientos también del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano medio). Como complemento a esta subdivisión se acota que, a diferencia con los otros sectores, en el segmento Yunchará se presentan afloramientos del Ciclo Brasiliano y del Cámbrico superior.

Most of the outcrops of the Eastern Cordillera’s southern sector pertain to rocks of the Tacsarian Cycle. Erdtmann et al. (1995) subdivided this region in three segments which, from west to east, they called Atocha, Mochará and Yunchará. According to these authors, the “Atocha Segment” features a Caradocian sequence; the “Mochará Segment,” separated from the former by the Tocloca Fault, is made up by Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Lower Arenigian); and finally, the “Yunchará Segment,” separated from the preceding one by the Camargo-Tojo Fault, also features Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Middle Arenigian). Complementing this subdivision, it must be mentioned that contrary to the other sectors, there are Brazilian Cycle and Upper Cambrian outcrops in the Yunchará segment.

En el extremo sur del país, en el sector perteneciente al segmento Yunchará, aflora una espesa secuencia arenosa del Cámbrico superior, de más de 1200 metros de espesor, desarrollada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera, y depositada en una cuenca intracratónica.

In the southern end of the country, a thick arenaceous sequence of the Upper Cambrian outcrops in sector belonging to the Yunchará segment. It has a thickness of over 1,200 m. It developed in a shallow shelf marine environment, with coastal influence, and was deposited in a intracratonic basin.

En Bolivia y Argentina se diferenciaron tres unidades litológicas. En Bolivia, en las nacientes del Río Camacho, y en el perfil de Rosario-Rejará, regiones situadas al oeste de Padcaya, fueron diferenciadas, de base a tope, las formaciones Camacho, Torohuayco y Sama. En la Argentina fueron agrupadas bajo el nombre de Grupo Mesón.

In Bolivia and Argentina, three lithological units were distinguished. In Bolivia, in the headwaters of the Camacho River and at the Rosario-Rejará profile, regions located to the west of Padcaya, from base to top, the Camacho, Torohuayco and Sama formations were distinguished. In Argentina they were grouped under the name of Mesón Group.

La unidad basal, la Formación Camacho (López-Murillo, 1978), sobreyace discordantemente a las rocas de la Formación San Cristobal. Esta unidad está constituida por una secuencia continental integrada principalmente por un conglomerado basal polimíctico, areniscas arcósicas conglomerádicas y areniscas cuarcíticas.

The basal unit, the Camacho Formation (López-Murillo, 1978), lies in unconformity over the rocks of the San Cristóbal Formation. This unit is constituted by a continental sequence made up mainly by a polymictic basal conglomerate, conglomeradic arkosic sandstones, and quartzitic sandstones.

Por encima continúan de forma concordante las areniscas y lutitas bioturbadas de la Formación Torohuayco (Rivas et al., 1969). Formada por areniscas cuarcíticas de tonos rosados y morados. En la unidad equivalente del norte argentino se encontraron huellas de vermes; por intemperismo producen decoloraciones que dan un aspecto particular a esta unidad.

In conformity, the sandstones and bioturbated shale of the Torohuayco Formation (Rivas et al., 1969) go on. This formation is made up by quartzitic sandstones of pink and purple hues. In the unit equivalent to northern Argentina, wormprints were found. Decoloration occurs from weathering, giving this unit a peculiar appearance.

Culmina la secuencia con las areniscas cuarcíticas de tonos blanquecinos, rosados y verdosos de la Formación Sama (Ahlfeld & Branisa, 1960), que tienen un desarrollo areal más extenso que las anteriores unidades. Esta unidad está bien desarrollada en las serranías de Yunchará y Tacsara; por lo general tiene un espesor que sobrepasa los 400 m. La presencia de Scolithos y otras huellas producidas por vermes, constituye la única evidencia de actividad biológica en esta unidad.

The sequence ends with the whitish, pink and greenish quartzitic sandstones of the Sama Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), which have a more extensive area development than the preceding units. This unit is well developed in the Yunchará and Tacsara ridges; generally, it has a thickness exceeding 400 m. The presence of Scolithos and other prints produced by worms constitute the only evidence of biological activity in this unit.

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SEGMENTO ATOCHA

SEGMENTO MOCHARA

SEGMENTO YUNCHARA

EDAD ATOCHA

JURCUMA

MOCHARA

TARAYA

CULPINA

TACSARA

ASHGILLIANO

CARADOCIANO

Tapial B Tapial A Kollpani Angosto Marquina Jurcuma

LLANVIRNIANO

Pircancha ARENIGIANO

Pircancha Sella Agua y Toro

HUNNEBERGIANO

Agua y Toro

Jaricas

Obispo

Obispo

Cieneguillas

Cieneguillas

Iscayachi

Iscayachi

Sama

Sama

Abra Negra

Taraya

TREMADOCIANO

CAMBRICO SUP.

Sama

Fig. 3.1 Correlación estratigráfica de rocas del Ciclo Tacsariano en la Cordillera Oriental Sur Stratigraphic correlation chart of theTacsarian Cycle rocks in the south of Eastern Cordillera.

Los sedimentos más septentrionales de la Formación Sama están expuestos al SE de la localidad de Culpina. Corresponden a dos pequeños afloramientos sobre los ríos Rumi Cruz y La Cueva. Los más occidentales afloran en el núcleo del Anticlinal de Taraya.

The northernmost sediments of the Sama Formation are exposed SE of the Culpina locality. They refer to two small outcrops over the Rumi Cruz and La Cueva rivers. The westernmost sediments outcrop in the Taraya Anticline core.

Ninguna de las tres formaciones del Cámbrico superior, descritas líneas arriba proporcionó restos fósiles en Bolivia. La edad cámbrica superior, atribuida a esta secuencias, fue establecida por la posición estratigráfica que ocupa, así como por la identificación de algunos géneros de ichnitas diagnósticas encontradas en territorio argentino.

None of the three Upper Cambrian formations described above provided fossil remanents in Bolivia. The Upper Cambrian age attributed to these sequences was established by the stratigraphic position it occupies, as well as by the identification of some diagnostic ichnite genera found in Argentine territory.

Transicionalmente por encima de esta última unidad se desarrolla una potente secuencia marina de plataforma, depositada en una cuenca intracratónica. La serie es predominantemente pelítica y es atribuida al Ordovícico inferior. Desde el Cámbrico superior hasta el Ordovícico inferior las condiciones tectónicas de la cuenca fueron distensivas a gran escala (Rossling & Ballón, 1996).

Deposited in an intracratonic basin, a powerful shelf sea sequence develops transitionally over the preceding unit. The series is predominantly pellitic and is attributed to the Lower Ordovician. The basin’s tectonic conditions were large-scale distensive (Rossling & Ballón, 1996).

Esta sucesión se inicia, en el sector oriental de la cuenca, con limolitas gris verdosas pertenecientes a la Formación Iscayachi (Rivas et al. , 1969). Esta unidad está sobrepuesta por una potente secuencia de lutitas y limolitas de color ceniza, denominadas Formación Cieneguillas (Rivas et al. , 1969). Estas dos unidades se caracterizan por una abundante fauna de trilobites, graptolitos,

This succession starts in the basin’s eastern sector with greenish gray silt belonging to the Iscayachi Formation (Rivas et al., 1969). This unit is overlain by a powerful ash colored shale and silt sequence, called the Cieneguillas Formation (Rivas et al., 1969). These two units feature abundant fauna including trilobites, graptolites. brachiopods, mollusks, echinoderms and other fossil

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braquiópodos, moluscos, equinodermos y otros grupos fósiles, pertenecientes a las zonas de Neoparabolina argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis, del Tremadociano inferior.

groups belonging to the Lower Tremadocian Neoparabolina argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis biozones.

Las rocas del Tremadociano inferior en el borde occidental del Segmento de Yunchara tienen un débil metamorfismo regional, están constituidas en su mayor parte por pizarras y lutitas gris oscuras a negras, con subordinadas intercalaciones de areniscas. Estas rocas fueron denominadas Formación Taraya (SuárezSoruco, 1970), y afloran en la región de Salitre en la frontera con la Argentina, y más al norte en la Quebrada de Taraya en el departamento de Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). Estas rocas son muy ricas en trilobites ptychopáridos y agnostidos; están también presentes colonias graptolitos del género Rhabdinopora. En este sector la secuencia está cubierta por sedimentos cretácicos.

The Lower Tremadocian rocks on the western border of the Yunchará Segment have a weak regional metamorphism, and are made up mainly by slates and dark gray to black shale, with subordinate sandstone interbedding. These rocks were called Taraya Formation (Suárez-Soruco, 1970), and outcrop in the Salitre region of the border with Argentina, and further north at the Taraya gorge in the Department of Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). These rocks are very rich in ptychoparid and agnostid trilobites; graptolite colonies of the Rhabdinopora genus are also present. In this sector, the ordovician sequence is covered by Cretaceous sediments.

La secuencia prosigue, hacia la región de Chaupiuno, con las formaciones Obispo, Agua y Toro y Pircancha, depositadas de forma continua al oeste de Iscayachi. La Formación Obispo (Steinmann & Hoek, 1912) constituye una unidad predominantemente pelítica, con limolitas y lutitas gris oscuras.

The sequence continues towards the Chaupiuno region with the Obispo, Agua y Toro and Pircancha formations, which were deposited continuously to the west of Iscayachi. The Obispo Formation (Steinmann & Hoek, 1912) constitutes a predominantly pellitic unit, with silt and dark gray shale.

Culmina la secuencia tacsariana con el conjunto formado por las formaciones Agua y Toro y Pircancha, definidas también por Rivas et al. (1969) al WNW de Iscayachi. La sucesión está constituida por una monótona alternancia de limolitas, lutitas gris verdosas a amarillentas, y bancos de areniscas, en las que es frecuente la presencia de graptolitos, y en menor número, trilobites y braquiópodos del Ordovícico inferior. Esta secuencia está cortada hacia el sinclinal de Camargo por la discordancia erosiva del Cretácico superior.

The Tacsarian sequence ends with a set made up by the Agua y Toro and Pircancha formations, also defined by Rivas et al. (1969) to the WNW of Iscayachi. The succession is made up by a monotonous alternation of silt, greenish to yellowish gray shale, and sandstone banks, in which the presence of graptolites, and Lower Ordovician trilobites and brachiopods in lesser number, is common. Close to the Camargo syncline, this sequence is cut by the erosive unconformity of the Upper Cretaceous.

Al este del Cabalgamiento Andino Principal aflora la Formación Sella (Justiniano, 1972) representada por dos miembros: el inferior constituido por una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas, de color gris oscuro a verde amarillento que contienen abundantes restos fósiles de graptolitos, braquiópodos y moluscos. El miembro superior está integrado por una potente secuencia mayormente arenosa que está discordantemente sobrepuesta por las diamictitas de la Formación Cancañiri. En esta formación se recolectaron Cruziana rugosa, C. goldfussii y C. roualti, y otros graptolitos del Arenigiano, así como el trilobite Incaia (?) sp., y los ostrácodos Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. (Pribyl, 1984).

East of the Main Andean Thrust outcrops the Sella Formation (Justiniano, 1972), which is represented by two members: the lower member, made up by interbedding of sandstones, silt and shale, dark gray to yellowish green in color, and containing plenty of fossil remanents including graptolites, brachiopods, and mollusks. The upper member is made up by a powerful mostly arenaceous sequence which lies in unconformity under the diamictites of the Cancañiri Formation. Cruziana rugosa, C. goldfussii and C. roualti, and other Arenigian graptolites were collected in this formation, as well as Incaia (?) sp. trilobite and the Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. ostracodes (Pribyl, 1984).

En la parte central, Segmento de Mochará, han sido reconocidas dos secuencias, al oeste la Formación Jurcuma, y al este las formaciones Abra Negra, Agua y Toro, y Pircancha, que fueron depositadas entre el Hunnebergiano y el Llanvirniano basal. (Erdtmann & Suárez, 1999). La formaciones Jurcuma y Abra Negra aún no han sido debidamente formalizadas.

In the central part, the Mochará Segment, two sequences have been recognized: to the west, the Jurcuma Formationa, and to the east, the Abra Negra, Agua y Toro and Pircancha formations, which were deposited between the Hunnebergian and the Basal Llanvirnian (Erdtmann & Suárez, 1999). The Jurcuma and Abra Negra formations have yet to be duly formalized.

Finalmente, en el extremo oeste de la Cuenca Tacsariana, se define el Segmento Atocha ubicado entre Tupiza y San Vicente. Erdtmann et al. (1995) y Müller et al. (1996) reportaron el hallazgo de graptolitos caradocianos (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus sp., Dicranograptus sp. y Orthograptus calcaratus) en una potente secuencia de más de 5.400 m. Esta potente secuencia, mayormente turbidítica, con abundantes estructuras de deslizamiento en la parte superior, fue dividida, de base a tope, en cinco unidades Marquina Angosto Kollpani Tapial A Tapial

Finally, in the western end of the Tacsarian Basin, the Atocha Segment, located between Tupiza and San Vicente, is defined. Erdtmann et al. (1995) and Müller et al. (1996) reported the finding of Caradocian graptolites (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus sp., Dicranograptus sp. and Orthograptus calcaratus) in a powerful sequence of more than 5,400 m. From base to top, this mostly turbiditic powerful sequence, with abundant slip structures on the top, was divided in five units called Marquina, Angosto, Kollpani Tapial A Tapial B

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA denominadas Marquina, Angosto, Kollpani, Tapial A y Tapial B. Esta división podría en el futuro corresponder a unidades formacionales, adecuando nombres de las unidades (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).

Kollpani, Tapial A and Tapial B. In the future, this division could correspond to formation units, by adjusting the names of the units (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).

Cordillera Oriental Central

Central Eastern Cordillera

La relación estratigráfica entre las formaciones Avispas (Ciclo Brasiliano?) y Capinota (Ciclo Tacsariano) es discutida, existiendo a la fecha opiniones en sentido de que el contacto sería de tipo normal transicional, y otra que sostiene que el contacto es tectónico producido por una falla inversa que elevó el paquete conglomerádico.

There is still argument on the stratigraphic relation between the Avispas (Brazilian Cycle?) and Capinota (Tacsarian Cycle). To date, some argue that the contact is nornal transitional type, while others claim that contact is tectonic, produced by a reverse fault that lifted the conglomeradic package.

ASHGILLIANO INF. FORMACION SAN BENITO CARADOCIANO

GRUPO COCHABAMBA

LLANVIRNIANO

FORMACION ANZALDO

FORMACION CAPINOTA

FORMACION AVISPAS BRASILIANO ?

GRUPO LIMBO FORMACION PUTINTIRI

Fig. 3.2 Estratigrafía de los grupos Limbo (Brasiliano) y Cochabamba (Tacsariano). Stratigraphy of the Limbo (Brasilian) and Cochabamba (Tacsarian) groups.

En la parte central de la Cordillera Oriental solo están expuestas rocas del Ordovícico medio y superior, que corresponden al Grupo Cochabamba, integrado de base a tope por las formaciones Capinota, Anzaldo y San Benito.

In the central part of the Eastern Cordillera, only the Middle and Upper Ordovician rocks are exposed, pertaining to the Cochabamba Group which, from base to top is made up by the Capinota, Anzaldo and San Benito formations.

Las rocas más antiguas de este grupo corresponden a las lutitas y limolitas de color gris oscuro de la Formación Capinota (Rivas, 1971), cuya base no es visible en la región. Esta unidad fue depositada durante el Ordovícico medio en un ambiente marino, de plataforma profunda. Las lutitas de la Formación Capinota tienen un desarrollo areal extenso, son rocas fosilíferas depositadas en ambientes marinos relativamente profundos, con un alto contenido de sulfuros, que actualmente al diluirse con las lluvias, ocasiona un empobrecimiento de los suelos fértiles del valle cochabambino.

This group’s oldest rocks are dark gray shale and silt from the Capinota Formation (Rivas, 1971), the base of which is not visible in the region. This unit was deposited during the Middle Ordovician, in a deep shelf marine environment. The shale of Capinota Formation has an extensive area development; the fossiliferous rocks were deposited in relatively deep marine environments, with a high sulphur content. Currently, when these get diluted with rainwater, it causes the fertile soils of the Cochabamba valley to become poor.

Las unidades del Ordovícico superior son sedimentos marinos más someros. En la base se disponen areniscas y limolitas de color gris verdoso a amarillento, con abundantes restos de Cruziana furcifera, C. rugosa, y restos de braquiópodos inarticulados. Estos sedimentos constituyen la Formación Anzaldo (Rivas, 1971). En estas areniscas está presente una abundante fauna de la Zona de Bistramia elegans asociada a Dignomia boliviana, Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami y otros fósiles de edad no bien definida, generalmente atribuida al Caradociano basal. Entre los palinomorfos han sido citados los acritarcos Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. y Veryhachium europaeum (Gagnier et al., 1996).

The Upper Ordovician units are shallower marine sediments. At the base, greenish to yellowish gray sandstones and silt, with abundant Cruziana furcifera, C. rugosa remanents, as well as inarticulate brachiopod remanents are laid out. These sediments make up the Anzaldo Formation (Rivas, 1971). Abundant fuana of the Bistramia elegans Zone, associated to Dignomia boliviana, Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami and other fossils of age not well defined, but generally attributed to the Basal Caradocian, are present in these sandstones. Among the palinomorphs, the Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. and Veryhachium europaeum acritarchs (Gagnier et al., 1996) have been quoted.

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Transicionalmente, estas rocas gradan a ortocuarcitas muy duras, gris azuladas a blanquecinas, con esporádicos lentes calcáreos. Corresponden a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa, 1960), y al igual que la anterior formación, se trata de depósitos de plataforma somera, pero con mayor influencia costera. Estas rocas son fosilíferas, especialmente los niveles superiores próximos al contacto con la Formación Cancañiri, tal como sucede en la Cordillera del Tunari (Cochabamba) donde se reportaron los braquiópodos Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. (SuárezSoruco & Benedetto, 1996), y el bivalvo Lyrodesma sp. (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996). Esta fauna corresponde al intervalo Caradociano tardío – Ashgilliano temprano.

Transitionally, these rocks grade to very hard orthoquartzites, blueish gray to whitish in color, with sporadic calcareuos lenses. They correspond to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), and same as the the preceding formation, these are shallow shelf deposits, but with greater coastal influence. These rocks are fossiliferous, particularly the upper levels close to the contact with the Cancañiri Formation, just like in the Tunari Range (Cochabamba), where the Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. brachiopods (Suárez-Soruco & Benedetto, 1996), and the Lyrodesma sp. bivalve (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996) were reported. This fauna pertains to the Late Caradocian–Early Ashgillian interval.

Cordillera Oriental Norte

North Eastern Cordillera

En el sector septentrional, afloran solamente rocas del Ordovícico medio y superior, representadas por las formaciones Coroico y Amutara.

In the northern sector, only Middle and Upper Ordovician rocks, represented by the Coroico and Amutara formations, outcrop.

La unidad más antigua de la región, la Formación Coroico (SuárezSoruco, 1992), corresponde a una potente secuencia pelítica depositada en un ambiente marino de plataforma profunda, en una cuenca de rift. Según Santivañez et al. (1996), la Formación Coroico está constituída mayormente por lutitas negras, aflora principalmente en el núcleo de amplias estructuras anticlinales. Sin embargo, el rasgo característico de estas rocas es la notoria disminución del tamaño del grano de la base al tope, es decir, en la base presenta areniscas de grano fino de color gris marrón con laminación horizontal y que pasan gradualmente hacia el tope a lutitas negras carbonosas. En estos sedimentos se recolectaron algunos trilobites, graptolitos y braquiópodos que sugieren una edad llanvirniana. El pase de la Formación Coroico a la Formación Amutara es transicional por incremento de los bancos arenosos.

The region’s oldest unit, the Coroico Formation (Suárez-Soruco, 1992), refers to a powerful pellitic sequence, deposited in a deep shelf marine environment in a rift basin. According to Santivañez et al. (1996), the Coroico Formation is made up mainly by black shale, and outcrops mainly at the core of wide anticline structures. Nevertheless, these rocks’ typical feature is the notorious decrease from base to top in the grain size; that is, the base displays brownish gray fine grained sandstones with horizontal lamination, shifting gradually to carbonous black shale towards the top. Some trilobites, graptolites, and brachiopods, suggesting Llanvirnian age, were collected in these sediments. The pass from the Coroico Formation to the Amutara Formation is transitional by the increase of arenaceous banks.

El Ciclo Tacsariano concluye en la Cordillera Oriental Norte, con una alternancia de areniscas y areniscas cuarcíticas de varios cientos de metros de espesor, intercaladas con delgados niveles pelíticos. Estas rocas son consideradas de edad ordovícica superior y fueron denominadas Formación Amutara (Voges, 1962). Corresponden a rocas marinas de plataforma profunda depositadas en una cuenca de antepaís. En estas rocas se encontraron restos de braquiópodos inarticulados, entre los que sobresale por su abundancia la especie Dignomia boliviana Emig, 1996.

The Tacsarian Cycle ends at the North Eastern Cordillera with an alternation of sandstones and quartzitic sandstones of several hundreds of meters of thickness, interbedded with thin pellitic levels. These rocks are considered to be of Upper Ordovician age, and were called the Amutara Formation (Voges, 1962). They pertain to deep shelf marine rocks, deposited in a foreland basin. Inarticulate brachiopod remanents were found in these rocks, standing out for its abundance the species Dignomia boliviana Emig, 1996.

Más al sur, en algunas localidades en el sector entre Cochabamba y Oruro, y sobre diferentes niveles de la Formación Amutara, se desarrolla una secuencia cuspidal del Ciclo Tacsariano denominada Formación Tokochi (Sempere et al., 1991), y constituida por 50 a 200 m de lutitas negras ricas en materia orgánica y pirita, que presentan por meteorización un color gris-ceniza característico. En estas rocas se recolectaron restos de Schizocrania filosa Hall y cefalópodos. En la región de Lampaya (Cochabamba) se recolectó una graptofauna de edad ashgilliana (Toro & Salguero, 1996)

Further south, in some of the localities in the sector between Cochabamba and Oruro, a Tacsarian Cycle cuspidal sequence develops over the different levels of the Amutara Formation. This sequence is called Tokochi Formation (Sempere et al., 1991), and is made up by 50 to 200 m of black shale, rich in organic matter and pyrite, displaying a typical ash gray color due to weathering. Remanents of Schizocrania filosa Hall and cephalopods were collected from these rocks. In the Lampaya region (Cochabamba), graptofauna of Ashgillian age was collected (Toro & Salguero, 1996).

Más al noroeste, entre Caranavi y Apolo, continúan los afloramientos ordovícicos, mayormente en facies pelíticas del Ordovícico medio (Zona de Didymograptus murchisoni), aunque conservando por sectores, en los niveles superiores, secuencias con

Further northwest, between Caranavi and Apolo, the Ordovician outcrops continue, mostly with pellitic facies of the Middle Ordovician (Didymograptus murchisoni Zone), although at the upper levels, sequences with arenacous interbedding attributed to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA intercala-ciones arenosas atribuidas al Ordovícico superior. La fauna recolectada por Nordenskiold, y en particular los graptolitos, fue estudiada por Bulman (1931). En la actualidad estas secuencias son incluidas en las formaciones Coroico y Amutara (Suárez & Díaz, 1996).

the Upper Ordovician are preserved by sectors. The fauna collected by Nordenskiold, particularly the graptolites, was studied by Bulman (1931). At present, these sequences are included in the Coroico and Amutara Formations (Suárez & Díaz, 1996).

Las rocas ordovícicas aflorantes a lo largo y próximos a los intrusivos de la Cordillera Real, presentan una alteración a metasedimentitas. Estas rocas fueron diferenciadas por geólogos de Servicio Geológico de Bolivia (Pérez-Guarachi, com. pers.) en tres unidades: la primera, de espesor no definido por no conocer su base, constituida por filitas, esquistos y metalimolitas, gris negruzcas (Formación Coroico?). La unidad intermedia de 800 a 1000 m de espesor, compuesta por metalimolitas de color verde olivo, con alteración pardo rojiza, intercaladas con niveles arenosos, y finalmente la unidad superior, en el núcleo de los sinclinales, constituida por la intercalación de areniscas cuarcíticas y capas pelíticas, con un espesor mínimo estimado de 60 a 80 m (Formación Amutara?). Estas secuencias, al igual que las de la región de Pata-Apolo, son fosilíferas.

The Ordovician rocks outcropping along and next to the Cordillera Real’s intrusives display a shift to metasedimentites. These rocks were differentiated by geologists from the Bolivian Geological Survey (Pérez-Guarachi, personal comm.) in three units: the first of undefined thickness since its base is unknown - is made up by blackish gray phyllites, schists and metasilts (Coroico Formation?). The 800 to 1000 m thick intermediate unit is made up by olive green metasilts, with a reddish brown alteration, and interbedded by arenaceous levels. Finally, the upper unit, located at the synclines core, is made up by quartzitic sandstone interbedding and pellitic layers, with a minimum estimated thickness of 60 to 80 m (Amutara Formation?). Just like those of the Pata-Apolo region, these sequences are fossiliferous.

La Fase Oclóyica

The Ocloyic Phase

Tawackoli et al. (1996) dataron el metamorfismo de dos muestras foliadas ordovícicas de la Cordillera Oriental Sur, en 310.2 ± 6.5 y 374.8 ± 8.0 Ma. Este hecho, junto a otros argumentos estructurales, evidencia que la fase Oclóyica, que separa los ciclos Tacsariano y Cordillerano, no tuvo en Bolivia un importante efecto deformante sobre las rocas ordovícicas, por cuanto esta acción tectónica se produjo recién a fines del Ciclo Cordillerano (fase Chiriguana o eohercínica). Consiguientemente, durante la Fase Oclóyica aparentemente no se formó un orógeno plegado, ni tuvo la magnitud atribuida, y correspondió solamente a la formación de un arco magmático producido en territorio argentino por la colisión de la placa de Arequipa contra el Macizo Pampeano, como se indicó en el capítulo de introducción. Esta colisión y consiguiente subducción ocasionó la intrusión de cuerpos granitoides. En Bolivia, no hay registros que evidencien esa acción magmática por cuanto las cuencas del Paleozoico inferior fueron intracratónicas.

Tawackoli et al. (1996) dated the metamorphism of two Ordovician foliated samples from the South Eastern Cordillera at 310.2 ± 6.5 y 374.8 ± 8.0 Ma. Together with the structural arguments, this fact is evidence that the Ocloyic phase, which separates the Tacsarian and Cordilleran Cycles, did not have a significant deformation effect over the Ordovician rocks in Bolivia, since this tectonic action did not occur until the end of the Cordilleran Cycle (Chiriguano or eohercynic phase). Consequently, no folded orogen was formed during the Ocloyic Phase, nor did it have the attributed magnitude, but it did pertain to the formation of a magmatic arc produced in Argentine territory by the collision of the Arequipa Plate against the Pampean Massif, as indicated in the introduction chapter. This collision, and the ensuing subduction, caused the intrusion of granitoid bodies. In Bolivia, there are no records attesting to that magmatic action, since the Lower Paleozoic basins were intracratonic.

Como consecuencia de ese levantamiento, ocurrido a fines del Ordovícico y/o principios del Silúrico, toda la secuencia inferior del Ciclo Tacsariano (Cámbrico superior y Ordovícico inferior) fue dislocada y expuesta en el sur del país y los sedimentos sobrepuestos, parcialmente consolidados, fueron erodados, removidos y rellenaron la cuenca de la Formación Cancañiri. Por este motivo, en la actualidad no están preservados en el área de Tarija.

As a result of this uplifting, which took place at the end of the Ordovician and/or at the beginning of the Silurian, the entire lower sequence of the Tacsarian Cycle (Upper Cambrian and Lower Ordovocian) was wrenched and exposed in the southern part of the country, and the overlying sediments, partially consolidated, were eroded and mixed, and infilled the Cancañiri Formation’s basin. Therefore, they are not preserved at present in the Tarija area.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Sedimentos del Ciclo Cordillerano están ampliamente distribuidos en la Faja Plegada de Huarina y en la Faja Andina-Subandina, desde la frontera con el Perú hasta el límite con la Argentina. Fueron depositados como relleno de una amplia cuenca intracratónica, con material procedente del sur y oeste.

The Cordilleran Cycle sediments are widely distributed in the Huarina Fold Belt and in the Andean – Subandean Belt, from the Peruvian border to the Argentine border. These sediments were deposited as infill of a wide intracratonic basin, with material coming from the south and west.

Se han diferenciado dos sectores de afloramientos cordilleranos, ambos con secuencias similares y nominaciones diferentes. Un sector occidental (o Faja Plegada de Huarina) ubicado al W y SW

Two sectors of Cordilleran outcrops have been distinguished, both with similar sequences and different names: a western sector (or Huarina Fold Belt), located W and SW of the lineament formed by

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the Cordillera Real fault zone and its extension into the city of Sucre, and later to the south through the Tocloca fault. This sector includes the Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana, Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, and Tica Tica basins, to the SW of Potosí. This sector’s stratigraphic sequence is represented by the Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía and Catavi formations, for the Silurian, and the Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho and Ambo Group formations, for the Devonian and Lower Carboniferous.

El sector oriental (o Faja Andina-Subandina), comprende a los afloramientos cordilleranos desarrollados al noroeste y este de la zona de fallas de la Cordillera Real y el lineamiento señalado en el párrafo anterior, y comprende las cuencas de Aiquile-Vallegrande en la parte central, y luego con rumbo meridiano las cuencas Zudañez-Azurduy, Tarija-Padcaya, y las correspondientes al norte argentino. En este sector se definieron las formaciones Cancañiri, Kirusillas y Tarabuco, para el Silúrico, y Santa Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri y Saipurú, para el Devónico y Carbonífero inferior. Las tres últimas formaciones presentan escasos y reducidos afloramientos en este sector de la Cordillera Oriental, pero tienen amplio desarrollo en la región subandina adyacente.

The eastern sector (or Andean-Subandean Belt) comprises the Cordilleran Cicle outcrops that developed northeast and east of the Cordillera Real fault zone and the lineament indicated in the paragraph above. In the central part, it comprises the AiquileVallegrande basins, and then, towards the meridian, the ZudañezAzurduy and Tarija-Padcaya basins, as well as those belonging to northern Argentina. In this sector, the Cancañiri, Kirusillas and Tarabuco formations were defined for the Silurian, and the Santa Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri and Saipurú formations for the Devonian and Lower Carboniferous. The last three formations display scarce and reduced outcrops in the Eastern Cordillera sector, but are widely developed in the adjacent Subandean region.

C I C L O

C O R D I L L E R A N O

del lineamiento formado por la zona de fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia la ciudad de Sucre, y luego hacia el sur a través de la falla de Tocloca. En este sector están comprendidas las cuencas de Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana, Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, y Tica Tica al SW de Potosí. La secuencia estratigráfica de este sector está representado por las formaciones Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía y Catavi, para el Silúrico, y Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho y Grupo Ambo, para el Devónico y Carbonífero inferior.


FAJA ANDINASUBANDINA

GRUPO AMBO

SAIPURU IQUIRI

COLLPACUCHO LOS MONOS SICASICA

HUAMAMPAMPA

BELEN

ICLA

VILA VILA

SANTA ROSA

CATAVI

TARABUCO

UNCIA

KIRUSILLAS

LLALLAGUA

???

HUANUNI

CANCAÑIRI

CANCAÑIRI

Fig. 3.3 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Cordillerano en la Cordillera Oriental de Bolivia.

Stratigraphy of the Cordilleran Cycle sediments in the Bolivian Eastern Cordillera.

Faja plegada de Huarina

The Huarina Fold Belt

Los movimientos oclóyicos, relacionados con plutonismo en el norte argentino, produjeron en el sur del país, como se indicó al desarrollar el ciclo anterior, dos efectos: primero la elevación de la secuencia tacsariana, y la consiguiente exposición de rocas cambroordovícicas, y la formación de una cuenca distensiva asimétrica, con un sector occidental profundo (cuencas de Chayanta y Tica Tica de hasta 1500 m de espesor), separado por medio de una

As discussed in the development of the previous cycle, in the south of the country, the ocloyic movements related to the plutonism in northern Argentina caused two effects: first, the uplifting of the Tacsarian Cycle sequence, and the ensuing exposition of the Cambro-Ordovician rocks, and the formation of an assymmetrical distensive basin, with a deep western sector (the Chayanta and Tica Tica basins of up to a 1,500 m thickness), separated from the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA profunda falla normal (lineamiento Cordillera Real–Falla Tocloca) del sector oriental de plataformas someras ( 20 a 100 m).

eastern sector of shallow shelves ( 20 a 100 m) by means of a normal deep fault (the Cordillera Real lineament-Tocloca Fault).

El principal relleno de esta cuenca se efectuó con material procedente de la erosión de los niveles aflorantes de rocas del Ordovícico y Brasiliano. Este material denudado y acumulado en una cuenca profunda, formó una secuencia de estratos macizos, pobremente estratificados, grandes bloques caídos, capas deslizadas y abundantes clastos de diferentes materiales y procedencia, que constituye la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919). Estas diamictitas desarrollan cuerpos macizos, sin ninguna estratificación, con cuerpos arenosos deslizados e incorporados en los sedimentos. Esta unidad se asienta con una discordancia erosiva regional sobre rocas ordovícicas de distinta edad, desde rocas tremadocianas y arenigianas al sur, hasta rocas del Ordovícico superior en la región de Cochabamba (Suárez-Soruco, 1995). En la región de Independencia – Inquisivi - Milluni las diamictitas descansan sobre rocas caradocianas. Para el análisis de la edad de esta unidad debe referirse a lo indicado a continuación, para el sector de Cochabamba, única región del país con fósiles diagnósticos. Los mayores espesores de esta formación (sobre los 1000 m) se presentan en las cuencas de Tica Tica y Chayanta.

This basin’s main infill took place with material coming from the erosion of the Ordovician and Brasilian rocks outcropping levels. Denudated and accumulated in a deep basin, this material formed a poorly bedded massive strata sequence, large fallen blocks, slipped layers and abundant clasts of different materials and origins, which make up the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). These diamictites develop completely unbedded massive bodies with arenaceous bodies that slipped and got incorporated within these sediments. This unit is settled in regional erosive unconformity over Ordovician rocks of different ages, from Tremadocian and Arenigian to the south, to Upper Ordovician rocks in the Cochabamba region (Suárez-Soruco, 1995). In the Independencia –Inquisivi–Milluni region, the diamictites rest upon the Caradocian rocks. For an age analysis on this unit, reference to the nextmentioned should be made for the Cochabamba sector, which is the only region of the country with diagnostic fossils. The major thickness of this formation (upon the 1000 m) occurs in the Tica Tica and Chayanta basins.

Las metasedimentitas del Miembro Huanuni (Turneaure, 1960) de la Formación Cancañiri, alcanzan un espesor máximo de 470 m en la región de Pulacayo, y hacia el este disminuyen a unos pocos metros de potencia. Esta unidad de facies de turbiditas asociadas a procesos de flujo de detritos, es considerada por los geólogos de Geobol como el miembro superior, localmente metamorfizado, de la Formación Cancañiri (véanse los mapas de Machacamarca, Huanuni, Uncía y Challapata). Del perfil de Río Blanco, Vanguestaine (en Gagnier et al., 1996) describe una asociación de acritarcos de la zona de Neoveryhachium carminae.

The metasedimentites of the Huanuni Member (Turneaure, 1960) of Cancañiri Formation, reach a maximum thickness of 470 m in the Pulacayo region, and diminish to the east, to a few meters in thickness. This unit, with facies of turbidites associated to detrital flow processes, is considered by Geobol geologists to be the locally metamorphized upper member of the Cancañiri Formation (see the Machacamarca, Huanuni, Uncía and Challapata maps). From the Blanco River profile, Vanguestaine (in Gagnier et al., 1996) describes an acritarc association from the Neoveryhachium carminae biozone.

Sobreyaciendo concordantemente a la Formación Cancañiri (y por amplios sectores del área de Huanuni, sobre el anterior miembro), se desarrollan los depósitos turbidíticos de la Formación Llallagua (Koeberling, 1919) constituidos por cuarcitas gris claras a marrones, areniscas, limolitas y lutitas gris verdosas, diferenciadas en tres miembros característicos. Estas rocas disminuyen bruscamente de espesor hacia el este de la cuenca, desde un máximo de 1700 m en el sector occidental, a unos pocos metros en la parte oriental de la misma (Sacaca-Chayanta y Pocoata).

Lying in conformity over the Cancañiri Formation (and over wide sectors of the Huanuni area also over the preceding member), develop the turbiditic deposits if the Llallagua Formation (Koeberling, 1919), made up by light gray to brown quartzites, sandstones, silt, and greenish gray shale, all differentiated in the three typical members. In the western sector, the thickness of these rocks decreases abruptly from a maximum of 1,700 m towards the east of the basin, to a few meters in the eastern part of the basin (Sacaca-Chayanta and Pocoata).

De mayor extensión areal, la Formación Uncía (Vargas, 1970) se sobrepone normalmente a las anteriores. La Formación Uncía está constituida por sedimentos pelíticos, marinos de plataforma somera. Si bien no son muy frecuentes, los fósiles diagnósticos de esta formación corresponden a las zonas de SaetograptusPhragmolites-Dualina y Harringtonina, que indican una edad ludloviana (Suárez-Riglos et al., 1994). Esta unidad es equivalente a la Formación Kirusillas de la Faja Andina-Subandina. A diferencia de las anteriores unidades y en general del Ordovícico, a partir de esta formación adquiere importancia la microflora, su registro es mayor, tanto en cantidad de ejemplares como en calidad de la materia orgánica, así como el numero y variedad de especies. Caracteriza al Ludloviano la asociación palinológica de Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus.

With a larger areal extension, the Uncía Formation (Vargas, 1970) normally lies over the former. The Uncía Formation is made up by shallow shelf marine pellitic sediments. Although not very common, this formation’s diagnostic fossils pertain to the Saetograptus-Phragmolites-Dualina and Harringtonina zones, which indicate a Ludlovian age (Suárez-Riglos et al., 1994). This unit is equivalent to the Kirusillas Formation of the AndeanSubandean Belt. Contrary to the preceding and generally Ordovician units, starting with this formation, the microflora gains importance. There is more evidence of its presence, both in number of samples and in quality of the organic matter, as well as in the number and variety of the species. The palynological Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus association is typical of the Ludlowian age.

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Gradacionalmente, hacia el tope son más frecuentes las intercalaciones arenosas, y con el primer banco importante de arenisca, generalmente portador del braquiópodo Clarkeia antisiensis, se inicia la Formación Catavi (Koeberling, 1919), depositada durante el Silúrico superior (Pridoliano) en una plataforma somera con influencia costera. Como se indicó líneas arriba, en esta unidad está presente Clarkeia que es un fósil guía de la asociación integrada además por especies de los géneros Heterorthella y Harringtonina, entre los más importantes. Otros géneros diagnósticos de esta unidad son Kazachstania y Andinacaste. En Huacani-Condo, la Formación Catavi presenta la asociación palinológica de Pterochitina pterivelata y Urochitina urna (Liachenko en Limachi et al., 1996). Esta unidad es equivalente de la Formación Tarabuco del sector oriental.

Gradationally, arenaceous interbedding is more frequent towards the top. The Catavi Formation (Koeberling, 1919) starts with the first important sandstone bank, generally carrier of the Clarkeia antisiensis brachiopod. This formation was deposited during the upper Silurian (Pridolian) in a shallow shelf with coastal influence. As indicated above, present in this unit is Clarkeia, a guide fossil of the association also made up by species of the Heterorthella and Harringtonina genera, among the most important. Other diagnostic genera in this unit include the Kazachstania and Andinacaste. In Huacani-Condo, the Catavi Formation presents the Pterochitina pterivelata and Urochitina urna palinological association (Liachenko in Limachi et al., 1996). This unit is equivalent to the Tarabuco Formation of the eastern sector.

En el sector occidental, sobre todo en el borde de la Cordillera Real (Yani - Huayna Potosí), las rocas cordilleranas fueron sometidas a un proceso de metamorfismo dinamotérmico originando una aureola metamórfica. Este metamorfismo afectó a los sedimentos de las formaciones Catavi, Uncía y Cancañiri, e incluso a rocas ordovícicas de la región: formaciones Coroico y Amutara. (PérezGuarachi, 1980). A este conjunto de rocas alteradas por el metamorfismo, Kozlowski (1923) denominó "Pizarras de la Cordillera Real".

In the western sector, over the entire border of the Cordillera Real (Yani – Huayna Potosí), the cordilleran rocks were subjected to a dynamothermal metamorphic process, producing a metamorphic aureole. This metamorphism affected the sediments of the Catavi, Uncía and Cancañiri formations, and even the Ordovician rocks in the region: the Coroico and Amutara formations (Pérez-Guarachi, 1980). This set of rocks altered by metamorphism was called “Cordillera Real Slates” by Kozlowski (1923).

En algunas localidades, la Formación Catavi concluye con un horizonte pelítico denominado Ventilla por Koeberling (1919). Este nivel es atribuido a la base del Devónico. Sin embargo, lo más frecuente es que este horizonte no esté presente y que la secuencia continúe de forma transicional con la Formación Vila Vila (Fricke et al., 1964), constituida por areniscas rosadas entrecruzadas, de ambiente costero a deltaico. Debido a su proximidad a la costa, es muy reducida la presencia de restos de invertebrados fósiles. No obstante, se recolectaron, especialmente en los niveles superiores de la unidad, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae y Australocoelia intermedia, fósiles malvinocáfricos endémicos que corresponden a la base del Devónico. Más frecuente es la presencia de briznas vegetales de plantas vasculares primitivas atribuidas al género Rhynia.

In some localities, the Catavi Formation ends with a pellitic horizon called Ventilla by Koeberling (1919). This level is attributed to the base of the Devonian. However, the absence of this horizon is most frequent, and the sequence continues transitionally with the Vila Vila Formation (Fricke et al., 1964). This formation is made up by crossbedded sandstones from a coastal to deltaic environment. Due to its proximity to the coast, the presence of fossil invertebrate remanents is reduced. Nonetheless, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae and Australocoelia intermedia, which are endemic Malvinokaffric fossils corresponding to the base of the Devonian, were collected particularly in the upper levels of this unit. Attributed to the Rhynia genus, the presence of plant fragments from primitive vascular plants is frequent.

Prosiguen sedimentos de relativa mayor profundidad, inframareicos, y por lo tanto con mayor contenido fosilífero que la anterior. Este depósito se realizó en un ambiente marino de plataforma somera a profunda que caracteriza a la mayor parte del Ciclo Cordillerano. Estas rocas corresponden a la Formación Belén (Fricke et al., 1964), unidad que junto con la superpuesta Formación Sicasica, sirve de referencia para el estudio de la fauna de invertebrados malvinocáfricos. La Cuarcita Condoriquiña divide a la Formación Belén en dos miembros, y concluye con la Cuarcita Cruz Loma en la base de la Formación Sicasica. El miembro superior de la Formación Belén tiene una mayor influencia costera y deltaica, hecho que se refleja en la naturaleza de la fauna fósil presente. La biozona inferior se caracteriza por la presencia de Scaphiocoelia boliviensis. En cambio, la superior por la biozona asociada a Conularia quichua, en la que sobresalen por su abundancia Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata.

Continuing are infratidal sediments of relative greater depth, and therefore, with a greater fossiliferous content than the preceding one. This deposit occured in a shallow to deep shelf marine environment which is typical of most of the Cordilleran Cycle. These rocks pertain to the Belén Formation (Fricke et al., 1964), a unit that together with the overlying Sicasica Formation, serves as reference for the study of Malvinokaffric invertebrate fauna. The Condoriquiña Quartzite splits the Belén Formation into two members, and ends with the Cruz Loma Quartzite at the base of the Sicasica Formation. The upper member of the Belén Formation has greater coastal and deltaic influence, a fact that reflects the nature of the present fossil fauna. The lower biozone features the presence of Scaphiocoelia boliviensis. The upper, in turn, features the biozone associated to Conularia quichua, in which Australospirifer hawkinsi and Australocoelia palmata stand out for their abundance.

Continúa normalmente la secuencia con la Formación Sicasica (Kozlowski, 1923), con la Cuarcita Cruz Loma en la base, que la separa de la anterior formación. Los sedimentos de esta unidad

The sequence of the Sicasica Formation (Kozlowski, 1923), continues normally with the Cruz Loma Quartzite at the base, which separates it from the previous formation. This unit’s

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA reflejan también un ambiente marino costero, de plataforma somera. Caracterizan a esta unidad especies de la zona de Dipleura dekayi boliviensis, del Devónico medio.

sediments also reflect a shallow shelf coastal marine environment. This unit features species from the Middle Devonian Dipleura dekayi boliviensis zone.

Cubriendo a las areniscas de la Formación Sicasica, se inicia una secuencia estrato y grano creciente, la Formación Collpacucho (Fricke et al., 1964), depositada en el mismo ambiente marino que las anteriores. Esta formación está dividida por la Arenisca Santari (Givetiano/Frasniano) en dos miembros, el inferior de alrededor de 500 m de lutitas y limolitas, intercaladas por areniscas, y un miembro superior de aproximadamente 700 m, de sedimentos de mayor tamaño de grano, constituidos en su mayoría por areniscas y limolitas. Los sedimentos por lo general no son fosilíferos. Fueron recolectados sin embargo restos de goniatites y de peces artrodiros. Esta unidad fue depositada del Givetiano al Fameniano.

Covering the sandstones of the Sicasica Formation, begins a downward fining and upward coarsening sequence, the Collpacucho Formation (Fricke et al., 1964), which was deposited in the same marine environment as the preceding formations. This formation is divided into two members by the Santari Sandstone (Givetian/Frasnian): the lower member, with about 500 m of shale and silt, interbedded by sandstones, and an upper member with approximately 700 m of larger grain sediments, made up mostly by sandstones and silt. Generally, the sediments are non-fossiliferous. However, goniatitids and arthrodira fish remanents were collected. This unit was deposited from the Givetian to the Famennian.

En la parte central, región de Sicasica-Belén, la Formación Collpacucho está cubierta discordantemente por depósitos cretácicos y cenozoicos, pero en el área de influencia del Lago Titicaca sobreyace de forma normal, o con discordancia erosiva, la secuencia del Grupo Ambo (Newell et al., 1949), que reune a las formaciones Cumaná, Kasa y Siripaca, con un registro que se inicia en el Devónico más alto (Fameniano) y concluye en el Carbonífero inferior (Serpukhoviano). El Grupo Ambo se depositó en una plataforma siliciclástica somera dominada por el oleaje y las tormentas (Díaz-Martínez, 1991)

In the central part, in the Sicasica-Belén region, the Collpacucho Formation is covered in unconformity by Cretaceous and Cenozoic deposits; in the Lake Titicaca influence area, however, the Ambo Group (Newell et al., 1949) sequence overlays in normal way, or with erosive unconformity, assembling the Cumaná, Kasa, and Siripaca formations, with records starting in the uppermost Devonian (Famennian) and ending in the Lower Carboniferous (Serpukhovian). The Ambo Group was deposited in a shallow siliciclastic shelf, dominated by the waves and storms (DíazMartínez, 1991).

La parte alta del Ciclo Cordillerano en la región del Lago Titicaca, fue dividida por Ascarrunz & Radelli (1964) en dos unidades, las formaciones Cumaná y Kasa. Posteriormente, Díaz-Martínez (1991) separó la Formación Kasa, de los autores señalados, en dos unidades, manteniendo el nombre de Formación Kasa para la parte inferior, y denominando Formación Siripaca a la parte superior, que contiene carbones y areniscas, con la flora de Nothorhacopteris - Triphyllopteris.

In the Lake Titicaca region, the highest part of the Cordilleran Cycle was divided by Ascarrunz & Radelli (1964) into two units: the Cumaná and Kasa formations. Later on, Díaz-Martínez (1991) split the Kasa Formation, of the authors quoted above, into two units, keeping the name of Kasa Formation for the lower part, and calling the upper part Siripaca Formation. The latter formation contains coals and sandstones with NothorhacopterisTriphyllopteris flora.

Este depósito se inicia en aparente continuidad sobre la Formación Collpacucho, con las diamictitas, areniscas y conglomerados de la Formación Cumaná (Ascarrunz & Radelli, 1964), en las que es frecuente observar bloques resedimentados y clastos con abrasión glaciar (Díaz, 1991), posiblemente relacionada a una actividad tectónica sinsedimentaria (Díaz et al., 1996). Esta unidad puede alcanzar los 300 metros de espesor. De los sedimentos de esta formación solo se recuperaron palinomorfos fameniano– tournaisianos característicos de la zona de Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum (Vavrdová et al., 1991).

This deposit starts with apparent continuity over the Collpacucho Formation, with the diamictites, sandstones and conglomerates of the Cumaná Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964), where resedimented blocks and clasts with glacier abbrassion (Díaz, 1991) are frequently observed, possibly related to a syn-sedimentary tectonic activity (Díaz et al., 1996). This unit can reach a thickness of 300 meters. Only typical Famennian-Tournaisian palynomorphs of the Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum Zone (Vavrdová et al., 1991) were recovered from this formation’s sediments.

De forma continua y concordante prosiguen las areniscas y lutitas, con intercalación menor de diamictitas, de la Formación Kasa (Ascarrunz & Radelli, 1964), que corresponde a un depósito marino de plataforma somera con evidencias de resedimentación. Esta secuencia pertenece a un ambiente de progradación deltaica (Díaz-Martínez, 1991). Estos sedimentos se acumularon durante el Tournaisiano y Viseano inferior.

Continuously and in conformity, the sandstones and shale of the Kasa Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964) follow, with minor diamictite interbedding, and corresponding to a shallow shelf marine environment with evidence of re-sedimentation. This sequence pertains to a deltaic progradation environment (DíazMartínez, 1991). These sediments were accumulated during the Tournaisian and Lower Visean.

Díaz-Martínez (1991) separó de la Formación Kasa, en el sentido de Ascarrunz & Radelli (1964), la parte superior clástica con capas de carbón y restos vegetales, como Formación Siripaca, considerando que corresponde a otro ambiente sedimentario, con mayor influencia continental, transicional deltaico y fluvial. Los

Díaz-Martínez (1991) split from the Kasa Formation, in the sense as Ascarrunz & Radelli (1964), the upper clastic part with coal layers and plant remanents, as Siripaca Formation, considering that it pertains to another sedimentary environment, one with greater continental, transitional, deltaic and fluvial influence. This

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niveles carbonosos de esta unidad son portadores de restos de plantas como Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & SuárezSoruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium (Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf. Tomiodendron sp., y restos de caules y fructificaciones de licófitas, así como fructificaciones de esfenófitas y pteridospermófitas, hojas de pteridófilas, asociación florística característica del Viseano superior - Serpukhoviano inferior. Las especies vegetales de este bosque del Carbonífero inferior tienen una estrecha relación con la Flora de Paracas del Perú y de Paranaiba de Brasil. (Iannuzzi et al., 1998,a, b)

unit’s carbonous layers carry plant remanents such as Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-Soruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium (Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf. Tomiodendron sp., and caulid and lycophyte remanents, as well as sphenophyte and pteridospermophyte fructifications, a floral association typical of the Upper Visean – Lower Serpukhovian. This Lower Carboniferous forest’s plant species are closely related to the Paracas Flora in Peru and Paranaiba Flora in Brazil (Iannuzzi et al., 1998,a, b).

Faja Andina-Subandina

Andean-Subandean Belt

El borde oriental de la Cordillera Oriental y del Interandino, tanto en la parte central como sur, presenta un ordenamiento estratigráfico similar al sector occidental (cuenca de Belén-Sica Sica). Si bien rocas de este ciclo están bien expuestas en toda la Cordillera Oriental, los afloramientos más completos de rocas silúricas están distribuidos por el área de El Potrero-Tarabuco-IclaSupaymayu, en el departamento de Chuquisaca, y en la región de Cajas-Jarcas Yesera y Angosto de Alarache, en el departamento de Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982). En estos departamentos no afloran rocas silúricas al este del meridiano 64°15’.

Both in the central and western sectors, the eastern border of the Eastern Cordillera and Interandean displays a stratigraphic arrangement similar to that of the western sector (Belén-Sicasica basin). Although the rocks in this cycle are well exposed in the entire Eastern Cordillera, the most complete Silurian rock outcrops are distributed in the El Potrero-Tarabuco-Icla-Supaymayu area, in de Department of Chuquisaca, and in the Cajas-Jarcas Yesera and Angosto de Alarache region, in the Department of Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982). In these departments, no Silurian rocks outcrop east of the 64°15’ meridian.

Al igual que en el resto de la cuenca, el Ciclo Cordillerano se inicia en el sector oriental con la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919), con la diferencia de que los espesores son notoriamente más reducidos con espesores entre 20 y 200 m, valores mínimos si se comparan con el sector occidental (cuencas de Tica Tica y Chayanta de la Faja Plegada de Huarina) que presenta espesores mayores a los 1000 m. La Formación Cancañiri está constituida en este sector por sedimentos marinos de plataforma menos profunda. La litología predominante corresponde a diamictitas de matriz limosa, con abundantes y relativamente uniformes clastos redondeados de areniscas cuarcíticas en la parte central, y mayor variedad de rocas y diámetro de los clastos hacia el sur, sector en el que también se presentan clastos estriados y facetados, indicando una relación con alguna glaciación de valle hacia el sur -tipo alpino- (Crowell et al., 1980, 1981). En cambio en la parte central, la cuenca es más somera, con desarrollo carbonático en la parte superior (Caliza Sacta) cuya relación estratigráfica es tema de discusión. Las limolitas (Lampaya y Pojo), calizas y areniscas limosas (Cordillera del Tunari) contienen una abundante fauna de trilobites, corales, braquiópodos y moluscos del Llandoveriano (Zona de Paraencrinurus boliviensis) y la asociación de Ozarcodina sagitta rhenana, del Wenlockiano basal (Pozo IchoaX1). En la sección de “La Cumbre” (camino La Paz a Los Yungas), se encontró un quitinozoario de la parte alta del Llandoveriano medio (Grahn et al., en prensa). Al margen de esta información, la edad de la Formación Cancañiri es aún discutida debido a que la posición cronológica de algunos taxones no es suficientemente clara (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).

Just like in the rest of the basin, the Cordilleran Cycle starts in the eastern sector with the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). The only difference is that the thicknesses are notoriously reduced, with thicknesses ranging between 20 and 200 m, minimum values when compared with the western sector (Tica Tica and Chayanta basins of Huarina Fold Belt), which displays thicknesses exceeding 1000 m. In this sector, the Cancañiri Formation is made up by shallower shelf marine sediments. The predominant lithology pertains to silty matrix diamictites, with abundant and relatively uniform quartzitic sandstone rounded clasts in the central part, and a greater variety if rocks, and clast diameters towards the south. In this latter sector, there are also straited and faceted clasts, indicating a relation with some alpine-type valley galciation to the south (Crowell et al., 1980, 1981). In the central part, in turn, the basin is shallower and displays development of carbonatic rocks in the upper part (Sacta Limestone), of which the stratigraphic relation is still being debated. The silts (Lampaya and Pojo), limestones and limey sandstones (Tunari Cordillera) contain abundant fauna of Llandoverian trilobites, corals, brachiopods, and mollusks (Paraencrinurus boliviensis Zone) and the basal Wenlockian Ozarcodina sagitta rhenana association (Ichoa-X1 well). In the “La Cumbre” section (road La Paz to Los Yungas), a chitinozoan of the high part of the Middle Llandoverian was found (Grahn et al., in press). This information aside, the age of the Cancañiri Formation is still under debate, since the chronological position of some of the taxons is not clear enough (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).

La Formación Cancañiri reduce considerablemente su espesor hacia el oriente boliviano. No obstante, está también presente en el borde occidental del subandino meridional, especialmente en los ríos Condado y Negro, con espesores que alcanzan sólo pocas

The thickness of the Cancañiri Formation is considerably reduced towards eastern Bolivia. Nonetheless, this formation is also present at the western border of the meridional Subandean, particularly in the Condado and Negro rivers, with thicknesses reaching only up to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA decenas de metros de potencia. Sus sedimentos están constituidos por la misma litología del occidente del país, pero con la gran diferencia de que en los clastos incorporados en la matriz de las diamictitas, preferentemente en los rodados de granodioritas y cuarcitas, son más evidentes las marcas producidas por una acción glaciar, como facetas pulidas y estriadas. La Formación Cancañiri en esta región sobreyace a sedimentos del Ordovícico inferior.

a power of a few tenths of meters. Its sediments are made up by the same lithology as in the west of the country, but with the great difference thatthe marks produced by the glaciar action, such as polished and striated facets, are more visible in the clasts that are incorporated into the diamictite matrix, preferably in the granodiorite and quartzite boulders. In this region, the Cancañiri Formation lays over sediments of the Lower Ordovician.

Continúa la Formación Kirusillas (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde a una unidad esencialmente pelítica depositada en un ambiente marino somero. Esta unidad tiene una amplia distribución a lo largo de todo el sector este de la Cordillera Oriental. La base de la Formación Kirusillas es portadora en el área de Cochabamba de graptofauna del Wenlockiano superior al Ludloviano inferior. Esta graptofauna está por lo general asociada a la palinofacies de Neoveryhachium carminae del Silúrico superior (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). El pelecípodo Dualina, presente en estas rocas, no es conocido en rocas anteriores al Ludloviano (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). En esta unidad, en el área de Jarkas, Tarija, se regista por primera vez en Sudamérica la presencia de plantas vasculares primitivas ludlovianas como Cooksonia y Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989). Recientemente Toro et al. (1998) reportaron la presencia de Cooksonia y otras plantas vasculares en la región de la Angostura, Cochabamba.

The Kirusillas Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues, corresponding to a esentially pellitic unit deposited in a shallow marine environment. This unit is widely distributed along the entire eastern sector of the Eastern Cordillera. In the Cochabamba area, the Kirusillas Formation base is carrier of upper Wenlockian to upper Ludlowian graptolites. This graptofauna is generally associated to an Upper Silurian Neoveryhachium carminae palynofacies (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). Present in these rocks, the Dualina pelecipod is not known in the rocks prior to the Ludlovian (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). In the Jarkas area of Tarija, at this unit, the presence of Ludlovian primitive vascular plants, such as Cooksonia and Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989) is recorded for the first time in South America. Toro et al. (1998) recently reported the presence of Cooksonia and other vascular plants in the Angostura region in Cochabamba.

Gradualmente, hacia el tope de la Formación Kirusillas se incrementa el porcentaje y espesor de arenas, y pasa transicionalmente a la Formación Tarabuco (Steinmann, en Ulrich, 1892), que es una unidad en la que predominan las areniscas sobre las otras litologías clásticas intercaladas en menor proporción. Corresponde a depósitos marinos de plataforma somera con influencia costera. La presencia de abundantes restos de plantas vasculares primitivas (Cooksonia sp.) indica la existencia de lagunas costeras de muy baja profundidad que eran erosionadas parcialmente por tormentas, y trasladadas y retrabajadas mar adentro. Es frecuente en los planos de estratificación la presencia de estructuras sedimentarias como marcas de oleaje, tempestitas y bioturbación. Esta formación se caracteriza, al igual que su homóloga (Fm. Catavi), por la presencia de una abundante fauna bentónica de braquiópodos de la Zona de Clarkeia antisiensis. La zona fosilífera citada por Dalenz (en Limachi et al., 1996) incluye a Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. y Nuculoidea? sp.

Towards the top of the Kirusillas Formation, the sand percentage and thickness gradually increases, and passes transitionally to the Tarabuco Formation (Steinmann, en Ulrich, 1892). This is a unit where sandstones over other less interbedded clastic lithologies perdominate. It pertains to shallow shelf marine deposits with coastal influence. The presence of abundant primitive vascular plant remanents (Cooksonia sp.) indicates the existence of very shallow coastal ponds which were partially eroded by storms, and carried and overworked seaward. At the bedding planes, the presence of sedimentary sequences is frequent, such as wave marks, tempestites and bioturbation. Just like its homologue (Catavi Formation), this formation features the presence of abundant bentonian brachiopod fauna of the Clarkeia antisiensis Zone. The fossiliferous zone quoted by Dalenz (in Limachi et al., 1996) includes Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. and Nuculoidea? sp.

La Formación Tarabuco desarrolla en muy pocos lugares un miembro superior pelítico, denominado Jumbate (Oller, 1992) o Chululuyoj (Racheboeuf, 1993), que corresponde a un cambio de facies. Estos sedimentos están por lo general cubiertos o ausentes. En esta unidad pelítica fueron recolectados restos fósiles de Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., así como Cingulochitina ervensis, asociación que indica una edad lochkoviana basal (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).

In very few places, the Tarabuco Formation develops a upper pellitic member called Jumbate (Oller, 1992) or Chululuyoj (Racheboeuf, 1993). This member pertains to a facies change. The sediments are generally covered or missing. Fossil remanents of Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., were collected at this pellitic unit, as well as Cingulochitina ervensis, an association that indicates a basal Lochkovian age (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).

En resumen, la Formación Tarabuco inició su depósito en el Pridoliano y concluyó en el Lochkoviano basal, quedando delimitado el pase Silúrico-Devónico dentro de esta formación, y

To summarize, the Tarabuco Formation initiated its deposit during the Pridolian, which ended during the basal Lochkovian; thus the Silurian-Devonian passage was delimited within this formation,

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situado en el tope del miembro arenoso con Clarkeia antisiensis.

and then located at the top of the arenacous member together with Clarkeia antisiensis.

Por encima se sobrepone la Formación Santa Rosa (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde a una unidad predominantemente arenosa, depositada en un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera y deltaica o fluvial. El ambiente de playa de alta energía no es apto para el desarrollo de una comunidad bentónica, motivo por el que esta unidad se caracteriza, sobre todo en los dos tercios inferiores, por una marcada ausencia de macrofósiles. La microflora recuperada en laboratorio no es abundante, ni diversa, y está principalmente constituida por quitinozoarios que permiten asignarle una edad lochkoviana. Esta unidad se asienta sobre la Formación Tarabuco. En muchas localidades, debido al carácter arenoso de las dos unidades, no es fácil ubicar el límite entre ellas. En las pocas localidades donde el miembro superior de la Formación Tarabuco (Jumbate o Chululuyoj) fue conservado, la separación es definida. Lobo (1970) estableció la Zona de Dictyotriletes sp. como representativa de esta unidad. Sin embargo, Liachenko (en Limachi et al., 1996) propone un nuevo nombre para esta asociación: Zona de Urochitina loboi / Sphaerochitina densibaculata, y cita en este conjunto, además de las especies señaladas, a Cingulochitina sp. , Hoegisphaera sp. y Dictyotriletes sp. Racheboeuf et al. (1993) refieren que recolectaron en estos sedimentos restos vegetales y raros palinomorfos marinos como Eisenachitina cf. bohemica. La Formación Santa Rosa, hacia los niveles superiores, corresponde a un ambiente más alejado de la costa, donde se desarrolló una abundante comunidad bentónica compuesta principalmente por Proboscidina arcei y Scaphiocoelia boliviensis. Están también presentes en estos niveles otros braquiópodos y trilobites, comunes tanto a esta unidad como a la suprayacente Formación Icla. Esta última asociación caracteriza al Pragiano basal, en que se inicia la mayor transgresión del Devónico (Racheboeuf et al. , 1993)

Over the previous formation overlays the Santa Rosa Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to a predominatly arenaceous unit which was deposited in a shallow shelf marine environment, with coastal and deltaic or fluvial influence. The high energy beach environment is not fit for the development of a bentonian community; thus, this unit is characterized, particularly at the two lower thirds, by a marked absence of macrofossils. The microflora recovered at the lab is neither abundant nor diverse, and is mostly made up by chitinozoans, making possible to assign it a Lochkovian age. This unit is settled over the Tarabuco Formation. Due to the arenaceous nature of both units, it is difficult to locate the boundary between them in some localities. In the few localities in which the upper member of the Tarabuco Formation (Jumbate or Chululuyoj) was preserved, the separation is defined. Lobo (1970) established de Dictyotriletes sp. Zone as being representative of this unit. However, Liachenko (in Limachi et al., 1996) proposes a new name for this association: the Urochitina loboi / Sphaerochitina densibaculata Zone, and adds Cingulochitina sp., Hoegisphaera sp. and Dictyotriletes sp. to this set, together with the above-mentioned species. Racheboeuf et al. (1993) report that they collected plant remanents and rare marine palynomorphs such as Eisenachitina cf. bohemica, in these sediments. Towards the upper levels, the Santa Rosa Formation pertains to an more offshore environment, where it developed an abundant benthonic community, composed mainly of Proboscidina arcei and Scaphiocoelia boliviensis. At these levels, there are also other brachipods and trilobites that are common to this unit as much as to the overlying Icla Formation. This latter association is typical of the basal Pragian, in which the largest Devonian transgression gets started (Racheboeuf et al. , 1993).

De forma continua y transicional, por encima de las areniscas de la Formación Santa Rosa se desarrolla una secuencia de sedimentos más finos: limolitas, lutitas y areniscas de grano fino, muy fosilíferas, que fueron denominadas por Ulrich (1892) Lutitas Icla. Esta secuencia representa una profundización de la cuenca en la base y una paulatina somerización de la plataforma hacia el tope. Los sedimentos contienen una abundante fauna de invertebrados marinos, entre los que sobresalen por su abundancia Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata, asociados a variadas formas de trilobites, moluscos, equinodermos, y otros grupos fósiles, que indican una edad próxima al límite Pragiano-Emsiano. La asociación palinológica de Schizocystia saharica / pilosa caracteriza a la formación.

Continuously and transitionally over the sandstones of the Santa Rosa Formation, there is a sequence of finer sediments: very fossiliferous siltstones, shale, and fine grained sandstones, which were called Icla Shale by Ulrich (1892). This sequence represents the basin’s deepening at the base, and the shelf gradually becoming shallower towards the top. The sediments contain abundant marine invertebrate fauna, standing out among them the Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi and Australocoelia palmata , associated to a variety of trilobite, mollusk, echinoderm forms, and other fossil groups, indicating an age close to the Pragian-Emsian limit. The palynological association of Schizocystia saharica / pilosa is typical of this formation.

Con un rápido incremento en el espesor y tamaño de grano de los bancos de areniscas, se inicia una nueva secuencia en la que se advierte una mayor influencia costera y deltaica. Esta formación fue también definida por Ulrich (1892) y denominada “Areniscas Huamampampa”. La asociación de invertebrados marinos más representativa está formada por Viaphacops orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua y los palinomorfos de la zona de Evittia sommeri y Emphanisporites annulatus, del Emsiano.

Increasing rapidly in thickness and grain size of the sandstone banks, a new sequence starts, displaying greater coastal and deltaic influence. This formation was also defined by Ulrich (1892) and called “Huamampampa Sandstones.” The most representative marine invertebrate association is made up by Viaphacops orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua and Emsian palynomorphs of the Evittia sommeri and Emphanisporites annulatus zone.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La secuencia superior del Ciclo Cordillerano se conserva en muy pocos lugares de la Cordillera Oriental, como en Pojo (Cochabamba) o en Cha-kjeri (Chuquisaca). En estas localidades resulta difícil reconocer las formaciones Los Monos e Iquiri del Subandino. En consecuencia, la mayoría de los autores opta por denominar incorrectamente “Complejo Los Monos-Iquiri”. Otros como Chamot, la denominó con diferentes nombres formacionales, como Pojo y Cha-kjeri. De todas formas, al igual que en el Subandino, corresponde a una secuencia marina de plataforma somera con influencia costera y fue depositada en una cuenca de antepaís.

The Cordilleran Cycle upper sequence is preserved in very few places in the Eastern Cordillera, such as at Pojo (Cochabamba) or at Cha-kjeri (Chuquisaca). Recognizing the Subandean Los Monos and Iquiri formations at these localities is difficult. Consequently, most authors prefer to call it incorrectly the “Los Monos-Iquiri Complex.” Chamot, among other authors, call it by different formation names, including Pojo and Cha-jkeri. Anyway, just like in the Subandean, it corresponds to a shallow shelf marine sequence, with coastal influence, which was deposited in a foreland basin.

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

En el extremo noroeste de la Cordillera Oriental (zona del Lago Titicaca, Península de Copacabana y sector de Puerto Acosta), los depósitos correspondientes al Ciclo Subandino están representados por el Grupo Titicaca (Chamot, 1965), constituido por las formaciones Yaurichambi, Copacabana, Chutani y Tiquina. El grupo está desarrollado íntegramente en el sector occidental (Faja Plegada de Huarina en el área de influencia del Lago Titicaca), mientras que en el sector oriental (Cochabamba-Sucre) sólo está presente la secuencia inferior, es decir, las formaciones Yaurichambi, Copacabana, y ocasionalmente Chutani. Estas unidades reflejan el importante desplazamiento latitudinal que sufrió Gondwana en el Carbonífero, durante el cual la zona correspondiente a Bolivia pasó de latitudes altas (subpolares) en el Devónico superior, a latitudes bajas (tropicales) a partir del Carbonífero superior y Pérmico (Díaz et al., 1993).

In the northwestern end of the Eastern Cordillera (Lake Titicaca, Copacabana Peninsula area and Puerto Acosta sector), the deposits corresponding to the Subandean Cycle are represented by the Titicaca Group (Chamot, 1965), which is made up by the Yaurichambi, Copacabana, Chutani and Tiquina formations. The group is completely developed in the western sector (Huarina Fold Belt in the Lake Titicaca influence area), while in the eastern sector (Cochabamba-Sucre), only the lower sequence is present; that is, the Yaurichambi, Copacabana and occasionally Chutani formations. These units reflect the significant sidewise displacement experienced by the Gondwana during the Carboniferous. During this time, the area pertaining to Bolivia went from high latitudes (sub polar) during the Upper Devonian, to low latitudes (tropical) starting at the Upper Carboniferous and Permian (Díaz et al., 1993).

La Formación Yaurichambi (d’Orbigny, 1835 y Chamot, 1965) representa la unidad basal del grupo, y está constituida por areniscas, intercalaciones delgadas de conglomerados y lutitas. Contiene también intercalaciones delgadas de calcedonia y dolomía sobre todo en la parte superior. Según Díaz & Dalenz (1995), se depositó en un contexto transgresivo, con predominio de retrogradación de las facies continentales. Dentro de esta unidad se observan depósitos de sistemas de isla barrera (foreshore y backshore) y lagoon, así como depósitos de llanura de mareas, todo ello como resultado de la sedimentación en un ambiente costero y fluviodeltaico dominado por el oleaje y las mareas. Estos mismos autores describen una abundante fauna de invertebrados, y la relacionan a la asociación de Composita subtilita, Lophophyllidium sp. y Fenestella sp., asociación que Dalenz & Merino (1994) según la fauna de conodontos, asignaron tentativamente al Virgiliano-Wolfcampiano. El contacto con la unidad suprayacente (Formación Copacabana) es transicional.

The Yaurichambi Formation (d’Orbigny, 1835 and Chamot, 1965) represents the group’s basal unit, and is made up by sandstones, thin conglomerate interbedding and shale. It also contains thin chert and dolomite interbedding, particularly at the top. According to Díaz and Dalenz (1995), it was deposited in a transgressive context, with predominance of retrogradation of the continental facies. Within this same unit, the deposit of the barrier island systems (foreshore and backshore) and lagoon can be observed, as well as the deposits if the tidal plain, all of the aforementioned resulting from the sedimentation in a coastal and fluviodeltaic environment dominated by the waves and tides. The same authors describe an abundant invertebrate fauna, and relate it to the Composita subtilita, Lophophyllidium sp. and Fenestella sp., association, which Dalenz & Merino (1994) tentatively assigned to the Virgilian-Wolfcampian, according to the conodont fauna. The contact with the overlying unit is transitional (Copacabana Formation).

Estas areniscas están sobrepuestas por los sedimentos de plataforma carbonática de la Formación Copacabana (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936), constituidos por calizas con nódulos de sílice, margas, y lutitas y areniscas subordinadas, depositadas en una cuenca de trasarco y bajo un ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera. Las calizas y margas tienen un abundante contenido de invertebrados fósiles de la asociación de Neospirifer condor. Estas rocas fueron depositadas durante el Carbonífero superior y Pérmico inferior (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).

These sandstones are overlain by the carbonatic shelf sediments of the Copacabana Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936). These sediments are made up by limestones with silica, and shale nodules, and subordinate sandstones deposited in a backarc basin under a shallow shelf marine environment with coastal influence. The limestones and marls have a large content of fossil invertebrates of the Neospirifer condor association. These rocks were deposited during the Upper Carboniferous and Lower Permian (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).

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La Formación Copacabana constituye una potente secuencia de calizas con nódulos de sílice, y margas, intercaladas por algunos niveles de lutitas y areniscas, que contienen una rica y abundante asociación de braquiópodos, corales, moluscos, foraminíferos y otros grupos fósiles de la zona de Neospirifer condor. Merino (1987; Merino & Blanco, 1990) reconoció once asociaciones de conodontos en esta formación, desde el Bashkiriano (zona de Rachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathus pequopensis).

The Copacabana Formation is made up by a powerful sequence of limestones with sillica nodules and marls, interbedded by some shale and sandstone levels. It also contains a rich and abundant association of brachipods, corals, mollusks, foraminifers, and other fossil groups of the Neospirifer condor zone. Merino (1987; Merino & Blanco, 1990) recognized eleven conodont associations in this formation, from the Bashkirian (Rachistognathus muricatus zone) to the Kungurian (Neostreptognathus pequopensis zone).

Por encima se desarrolla la Formación Chutani (Oviedo, 1962), que corresponde a una alternancia de areniscas feldespáticas, limolitas calcáreas y dolomías. Esta unidad fue dividida en los miembros Collasuyo y San Pablo. El ambiente de depósito fue transicional, deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial. Esta unidad fue depositada, en opinión de la mayoría de los autores, durante el Pérmico superior (y Triásico inferior?). En el miembro calcáreo San Pablo se recolectaron restos de plantas fósiles Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. y briznas vegetales. Esta formación (o su equivalente) está también presente en otras localidades del sector oriental, como Morochata y Zudañez.

The Chutani Formation (Oviedo, 1962) unfolds over the preceding one, pertaining to an alternation of feldspathic sandstones, calcareous siltstones, and dolomites. This unit was divided in the Collasuyo and San Pablo members. The deposit environment was transitional, deltaic and coastal, with aeolian and fluvial influence. According to most authors, this unit was deposited during the Upper Permian (and Lower Triassic?). At the calcareous member, San Pablo, Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. fossil plant remanents and plant fragments were collected. This formation (or its equivalent) is also present at other localities in the eastern sector, such as Morochata and Zudañez.

De forma seudoconcordante continúa una sucesión de más de 200 m de conglomerados y areniscas rojas feldespáticas continentales, e intecalaciones de arcilitas y horizontes volcánicos hacia el tope. Estas rocas no son fosilíferas, son atribuidas al Triásico por su posición estratigráfica. Fueron denominadas Formación Tiquina (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); estos sedimentos no tienen una gran distribución areal, corresponden a un ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica, que rellenó la cuenca de rift de trasarco.

A sequence of over 200 m of conglomerates and continental feldspathic sandstones, and claystone and volcanic horizon interbedding continues in pseudoconformity towards the top. These rocks are non-fossiliferous and were attributed to the Triassic due to their stratigraphic position. They were named Tiquina Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); these sediments are not widely distributed, and pertain to a fluvial and aeolian environment, with volcanic influence, which infilled the back-arc rift basin.

A partir del Jurásico inferior la actual Cordillera Oriental de Bolivia estuvo sometida a esfuerzos tensionales que originaron la apertura de varias fosas tectónicas (grabens), en distintos tiempos, así como de diferente longitud y amplitud. Los sedimentos que rellenaron estas cuencas en la región central del país fueron inicialmente denominados “Grupo Puca” por Steinmann y colaboradores de la Universidad de Friburgo, nombre atribuido al predominante color rojo de las rocas. En consideración a que el nombre no era reconocido por el Código de Nomenclatura Estratigráfica, Rivas-Valenzuela (1968) propuso denominar a estos sedimentos Grupo Potosí, nombre que es utilizado a la fecha. La historia geológica de este grupo puede ser dividida en dos grandes períodos: la etapa de synrift que afectó principalmente a las regiones del Lago Titicaca y a la de Miraflores-Potosí, y otra etapa, más amplia, de postrift que rellenó la mayoría de las cuencas cretácico-paleocenas del país.

Starting in the Lower Jurassic, the current Bolivian Eastern Cordillera was subejected to tensional stress that gave place to the opening of several grabens at different times, and of different length and width. The sediments that infilled these basins in the central region of the country, were esentially named “Puca Group” by Steinmann and his assistants from the Freiburg Unversity. This name is attributed to the reddish color of the rocks. Taking into consideration that the name is not recognized by the Stratigraphic Nomenclature Code, Rivas-Valenzuela (1968) proposed calling these sediments Potosí Group, a name that is used to this date. This group’s geological history can be subdivided into tow large periods: the synrift stage that affected mainly the Lake Titicaca and Miraflores-Potosí regions, and the other, more extensive postrift stage, which infilled most of the country’s CretaceousPaleocene basins.

Las sucesiones estratigráficas son ligeramente diferentes en el norte, centro y sur de la Cordillera Oriental. En este sentido se desarollará el tema siguiendo esta subdivisión geográfica.

The stratigraphic successions are slightly different in the north, center and south of the Eastern Cordillera. In this sense, the topic will be discussed according to this geographic subdivision.

Sector Norte de la Cordillera Oriental

Northern Sector of the Eastern Cordillera

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Sobre las rocas permo-triásicas se depositó una importante secuencia equivalente al Grupo Potosí del sector central y sur. Estos sedimentos fueron denominados inicialmente siguiendo la

Over the Permian-Triassic rocks, an important sequence was deposited, equivalent to the Potosí Group in the central and southern sectors. These sediments were initially name according to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA nomenclatura estratigráfica del Perú. Luego, con la finalidad de establecer localidades tipo en el país, Barrios (1989) propuso nuevos nombres y localidades para la secuencia jurásico-cretácica del noreste del Lago Titicaca.

the stratigraphic nomenclature of Peru. Later on, with the purpose of establishing type localities in the country, Barrios (1989) proposed new names and localities for the Jurassic-Cretaceous sequence northeast of Lake Titicaca.

Sobre los sedimentos paleozoicos del área se sobrepone discordantemente la Formación Puerto Acosta (Barrios, 1989), unidad depositada en cuenca de trasarco y con la que se inicia el Ciclo Andino en el sector norte de la Cordillera Oriental. Representa un depósito de plataforma marina somera, con influencia costera y deltaica. Según el autor del nombre, se definen dos secuencias: la inferior caracterizada por un importante nivel deslizado, sobrepuesto por arcillitas y lutitas, y por encima la intercalación de lutitas con delgados niveles de calizas y areniscas. La segunda secuencia está constituida por areniscas granocrecientes en la base y granodecrecientes en el tope.

Over the area’s Paleozoic sediments, the Puerto Acosta Formation (Barrios, 1989) lies in unconformity. This unit was deposited in a back-arc basin which starts the Andean Cycle in the northern sector of the Eastern Cordillera. It represents a shallow shelf marine deposit, with coastal and deltaic influence. According to the author it was named after, two sequences can be defined: the lower one features an important slip level, overlain by claystones and shale, and interbedding of shale with thin limestone and sandstone levels on top. The second sequence is made up by upward coarsening sandstones at the base, and downward coarsening at the top.

De forma concordante prosigue la Formación Pacobamba (Barrios, 1989), depositada bajo un régimen fluvial de ríos entrelazados, con una dirección preferencial SW-NE. Las secuencias son granodecrecientes, en la base parcialmente conglomerádicas, gradando a areniscas finas y arcillitas. Esta formación sería equivalente de las areniscas Condo, La Puerta y Sucre del sector central-sur.

The Pacobamba Formation (Barrios, 1989) follows in conformity, having been deposited under a braided river fluvial regime, with a preferential SW-NE trend. The sequences are downward coarsening; at the base, they are partially conglomeradic, gradually changing to fine sandstones and claystones. This formation would be equivalent to the Condo, La Puerta and Sucre formation is the south-central sector.

Prosigue la Formación Carabuco (Barrios, 1989), depositada también en una llanura fluvial, próxima a la costa. El autor definió dos secuencias, la inferior grano y estratocreciente y la segunda con relaciones decrecientes. Esta unidad es equivalente de la Formación Tarapaya del sector central y sur.

The Carabuco Formation (Barrios, 1989) follows, which was also deposited in a fluvial plain close to the coast. The author defined two sequences: the lower sequence is upward coarsening and downward fining, and the second one has decreasing relations. This unit is equivalent to the Tarapaya Formation in the south and central sector.

Se sobrepone un delgado horizonte carbonático marino, de aproximadamente 20 m de espesor, denominado Formación Matilde (Barrios, 1989), que corresponde a calizas y dolomías marinas de plataforma somera, en la que es evidente la influencia costera. Es equivalente de la Formación Miraflores del sur y de la Caliza Ayavacas del sur del Perú. El contenido paleontológico y la correlación con la Formación Miraflores, permite asignarle una edad cenomaniana.

A thin marine carbonatic horizon approximately 20 m thick, lays on top. It is called the Matilde Formation (Barrios, 1989), and pertains to limestones and shallow shelf marine dolomites, in which the coastal influence is evident. It is equivalent to the Miraflores Formation in the south, and the Ayavacas Limestones in the southern part of Peru. The paleontological content and the correlations with the Miraflores Formation make it possible to assign it a Cenomanian age.

Continúa otra delgada unidad de 35 m de espesor, constituida por lutitas intercaladas por areniscas y yeso. Esta secuencia fue denominada Formación Ancoraimes (Barrios, 1989). Los sedimentos corresponden a depósitos continentales, fluviales y lacustres. La presencia de abundantes niveles de yeso en la secuencia, indica según el autor del nombre, la finalización de un ciclo de depositación. Equivale a la Formación Aroifilla del sur del país.

Another thin unit continues, with a thickness of 35 m and made up by sandstones and gypsum. This sequence was called Ancoraimes Formation (Barrios, 1989). The sediments pertain to continental, fluvial and lacustrine deposits. According to the author of this name, the presence of abundant gypsum levels in the sequence indicates the ending of a deposition cycle. It is equivalent to the Aroifilla Formation in the south of the country.

Un nuevo horizonte de plataforma marina somera se depositó en el sector septentrional. Está representado por una sucesión de más de 200 m de lutitas y arcillas varicoloreadas, intercaladas por areniscas calcáreas y calizas, denominadas Formación Huarachani (Barrios, 1989). Esta formación es equivalente de la Formación Chaunaca (y El Molino?) de la Cordillera Oriental sur.

A new shallow shelf marine sediment was deposited in the northern sector. It is represented by a succession of over 200 m of shale an varicolored clays, interbedded by calcareous sandstones and limestones, called Huarachani Formation (Barrios, 1989). This formation is equivalent to the Chaunaca Formation (and El Molino?) of the southern Eastern Cordillera.

Continúa la Formación Ococoya (Rivas, 1968), depositada en un ambiente transicional deltaico y costero, con influencia marina. Esta formada por lutitas abigarradas silicificadas con pocas y

The Ococoya Formation (Rivas, 1968) follows, having been deposited in a transitional deltaic and coastal environment, with marine influence. It is made up by variegated silicified shale, with

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delgadas intercalaciones de cuarcitas. Esta unidad es equivalente de la Formación El Molino del sur.

few thin quartzite interbedding. This unit is equivalent to the El Molino Formation in the south.

Finalmente, concluye el depósito en este sector de la cuenca con la Formación Piñami (Barrios, 1989), que se dispone discordante sobre la Formación Ococoya. Está caracterizada por sedimentitas clásticas granodecrecientes. El tramo basal, predominantemente arenoso y con ligero entrecruzamiento, grada hacia arriba a un tramo con material fino. Dentro de éste se intercalan niveles tabulares de areniscas finas con microlaminación entrecruzada y en partes ondulada. El tramo inferior fue depositado por ríos entrelazados, mientras que el superior, donde el material pelítico es predominante, el sistema podría corresponder a ríos meandrantes. Estos sedimentos son equivalentes de las formaciones Tiahuanacu, Potoco, Camargo y Cayara.

Finally, the deposit ends in this basin sector with the Piñami Formation (Barrios, 1989), which is laid out in unconfromity over the Ococoya Formation. This formation features downward coarsening clastic sediments. The predominatly arenaceous and slightly crossbedded basal portion shif to towards the top to a fine material portion. Therein, fine tabular sandstone levels with crossbedded microlamination and rippled parts are interbedded. The lower portion was deposited by braided rivers, whil the upper portion, with predominantly pellitic material, the system could pertain to meandering rivers. These sediments are equivalent to the Tiahuanaco, Potoco, Camargo and Cayara Formations.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

A partir de los 26 Ma, al final del Oligoceno, se inició una nueva etapa en la historia geológica de los Andes, que como se indicó en el capítulo de introducción, produjo la formación de un arco magmático al oeste. En algunos sectores del territorio como en el norte de la Cordillera Oriental se formó una cuenca de tipo piggy back en la que se depositaron las formaciones Luribay y Salla.

Starting at 26 Ma, at the end of the Oligocene, a new stage in the geological history of the Andes started. As indicated in the introductory chapter, this stage caused the formation of a magmatic arc in the west. In some of the territory’s sectors, such as north of the Eastern Cordillera, a piggy back type basin was formed, in which the Luribay and Salla formations were deposited.

Inicia este depósito la Formación Luribay (Ahlfeld, 1946), que corresponde a un conjunto de conglomerados gruesos con intercalación de arenas. Estos sedimentos rellenaron la cuenca bajo un régimen aluvial y fluvial, cubriendo discordantemente a los sedimentos mesozoicos y paleozoicos precedentes.

This deposit starts with the Luribay Formation (Ahlfeld, 1946), corresponding to a set of coarse conglomerates with sand interbedding. These sediments infilled a basin under an alluvial and fluvial regime, covering the preceding Mesozoic and Paleozoic sediments in unconformity.

Sobre los conglomerados de Luribay se depositaronn los estratos fosilíferos de la Formación Salla (Hoffstetter, 1968), que representan el relleno de la cuenca por arcillas y limolitas fluviales y lacustres, intercalados de numerosos niveles de toba, así como de yeso y caliza. La fauna encontrada tiene una edad deseadense temprana (24 - 28,5 Ma), y está constituida por más de 40 especies de vertebrados fósiles que han sido estudiados por destacados paleontólogos (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter, McFadden, y otros). De esta localidad provienen los holotipos de varios nuevos géneros y especies, como el primate Branisella boliviana, los marsupiales Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis, Proargyrolagus bolivianus, y el condrylartro Salladolodus deuterotheroides, entre otros.

On top of the Luribay conglomerates, the fossiliferous strata of the Salla Formation (Hoffstetter, 1968), were deposited. They represent the basin infill by fluvial and lacustrine clays and siltsones, interbedded with numerous tuff , as well as gypsum and limestone levels. The fauna found is of an Early Deseadian age (24 – 28.5 Ma), and is made up by over 40 species of fossil vertebrates studied by well-known paleontologists (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter, McFadden, and others). The holotypes of several new genera and species, including the Branisella boliviana primate, the Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis, Proargyrolagus bolivianus marsupials and the Salladolodus deuterotheroides, condylarth, among others, come from this locality.

En los sectores septentrionales de la Cordillera Oriental se desarrolla otra cuenca de piggy back en la que el depósito principal esta formado por sedimentos de la Formación Cangallí (MuñozReyes, 1931), que representa a secuencias aluviales y fluviales de cuenca de antepaís, en las que resulta evidente la influencia volcánica. Estos sedimentos contienen oro aluvial que es intensamente explotado en diferentes localidades, como Tipuani.

In the Eastern Cordillera´s northern sectors, another piggy back basin develops, in which the main deposit is made up by sediments of the Cangallí Formation (Muñoz-Reyes, 1931). This formation represents alluvial and fluvial sequences of a foreland basin, in which the volcanic influence is evident. These sediments contain alluvial gold that is intensely exploited in different localities such as Tipuani.

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Sector Central de la Cordillera Oriental

Central Sector of the Eastern Cordillera

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

En la región occidental de Cochabamba y Sucre, se desarrolló una cuenca rift de trasarco, rellenada de sedimentos continentales no fosilíferos, atribuidos al Triásico-Jurásico, y representada por las areniscas de las formaciones Sayari (Sempere, 1986), de origen fluvio - lacustre, y Ravelo (Sempere, 1986), depositada en un ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica y lacustre. La secuencia presenta mantos basálticos intermedios. Estas unidades están bien expuestas en el sector Sayari-Parotani en Cochabamba, así como en Sucre y Potosí.

In the western region of Cochabamba and Sucre, a back-arc rift basin developed, infilled with non-fossiliferous sediments that are attributed to the Triassic-Jurassic, and represented by the sandstones of the fluviolacustrine Sayari Formation (Sempere, 1986) and Ravelo Formation (Sempere, 1986). The latter formation was deposited in a fluvial and aeolian environment with volcanin and lacustrine influence. The sequence displays intermediate basaltic mantles. These units are well exposed in the SayariParotani sector in Cochabamba, as well as in Sucre and Potosí.

El Cretácico se inicia con el relleno sedimentario en llanuras aluviales y fluviales con sedimentos de tamaño grueso pertenecientes a la Formación Condo (Cherroni, 1963). La unidad está constituida por conglomerados formados esencialmente por clastos angulares de diversa naturaleza, entre los que predominan rocas provenientes de unidades paleozoicas.

The Cretaceous starts with the sedimentary infill in alluvial and fluvial plains, with coarse sediments of the Condo Formation (Cherroni, 1963). The unit is made up by conglomerates formed esentially by angular clasts of different nature, among which rocks coming from Paleozoic units prevail.

Transicionalmente los conglomerados de la Formación Condo pasan a las arcilitas color rojo ladrillo, intercaladas en los niveles superiores por areniscas de la Formación Kosmina (Cherroni, 1968), su espesor es superior a los 1000 m, representa a sedimentos depositados en una llanura fluvial.

The conglomerates of the Condo Formation pass transitionally through brick red claystones, interbedded in the upper levels by the sandstones of the Kosmina Formation (Cherroni, 1968). This formation’s thickness exceeds 1000 m, and it is represented by sediments deposited in a fluvial plain.

Con el fín de evitar una relación repetitiva, la descripción de las formaciones Tarapaya y Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962) presentes en este sector, debe consultarse en la página 63 (“La Cuenca de Miraflores - Potosí”)

To prevent a repetitive relation, the description of the Tarapaya and Aroifilla formations (Lohmann & Branisa, 1962), both present in this sector, must be looked up in the page 63 (“The Miraflores– Potosí Basin”).

La Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) será tratada con más detalle al referirse a la cuenca de Miraflores de Potosí. Esta formación es por lo general muy rica en fósiles en la región de Cochabamba. En la localidad de La Cabaña, 33 km al oeste de Cochabamba, tiene un buen desarrollo en facies lagunares, proporcionó restos de peces siluriformes, dientes de Pucapristis branisi, así como restos de plantas en mal estado de preservación. En la región de Pajcha Pata (Cochabamba), junto a restos de peces se recolectaron dos dientes de dinosaurio, el primero de un carnívoro terópodo y el segundo, de reciente hallazgo, de un herbívoro saurópodo (Marshall y Gayet, com. pers.). Huellas de dinosaurios son conocidas en Torotoro, Parotani y Sucre (cantera de la Fancesa).

The El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) will be discussed in more detail when discussing the Miraflores basin of Potosí. This formation is generally rich in fossils of the Cochabamba region. In the La Cabaña locality, 33 km west of Cochabamba, it is well developed in lagoon facies, and provided siluriform fish remanents, Pucapristis branisi teeth, as well as poorly preserved plant remanents. In the Pajcha Pata region (Cochabamba), two dinosaur teeth were collected together with the fish remanents. The first tooth belonged to a theropod carnivor, and the second, a recent finding, belonged to an herbivorous sauropod (Marshall & Gayet, personal comm.). Dinosaur footprints are well known in Torotoro, Parotani, and Sucre (Fancesa Quarry).

La Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962) tiene un buen desarrollo en el sector de Vila Vila, Cochabamba. La edad de estas rocas, basada en correlaciones faunísticas realizadas por Bonaparte et al. (1993) y Muizon & Brito (1993), indican que la fauna de mamíferos tiene una edad posterior a 63 Ma, lo que corresponde a la base del Paleoceno inferior. En base a nuevos resultados paleomagnéticos, fue calibrada en 60,0 - 58,5 Ma (Marshall et al., 1997). Sin embargo, en consideración a nuevos hallazgos paleontológicos (mamíferos) tanto en Bolivia como en Argentina, Muizon (en prensa) en contraposición a los datos paleomagnéticos, confirma la edad paleocena inferior propuesta en Muizon & Brito (1993). La localidad de Tiupampa, en Cochabamba, es considerada como la localidad fosilífera más importante de esta formación, debido a que proporcionó una

The Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is well developed in the Vila Vila sector in Cochabamba. Based on fauna correlations performed by Bonaparte et al. (1993) and Muizon & Brito (1993), the age of this rocks indicates that the mamalian fauna is from an age later than 63 Ma, which refers to the base of the Lower Paleocene. On the basis of new paleomagnetic results, it was set at 60.0 - 58.5 Ma (Marshall et al., 1997). Nonetheless, taking the new paleontological findings (mammals) into account, both in Bolivia and Argentina, contrary to paleomagnetic data, Muizon (in press) confirms the Lower Paleocene age proposed by Muizon & Brito (1993). The Tiupampa locality in Cochabamba is considered as the most important fossiliferous locality in this formation since it provided varied and abundant fauna, studied in more than twenty publications of Marshall and Muizon on

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variada y abundante fauna, estudiada en más de una veintena de publicaciones de Marshall y Muizon en mamíferos, Gayet en peces, y otros investigadores franceses y argentinos, en la identificación de los reptiles y batracios. Tres miembros son reconocidos en la Formación Santa Lucía: el inferior de limolitas con moldes de gastrópodos, de ambiente aluvial distal a lacustre; el miembro medio, en el que se encontraron la mayoría de los vertebrados fósiles, es de mayor tamaño de grano, constituido por areniscas de grano medio a conglomerádicas, con paleosuelos, correspondiendo a un ambiente fluvial de ríos meandrantes. Esta formación concluye con el miembro superior, formado por fangolitas lacustres.

mammals, Gayet on fish, and other French and Argentine researcherson the identification of reptiles and batrachians. Three members are recognized in the Santa Lucia Formation: the lower member, with siltstones with gastropod molds, and pertaining to a distal to lacustrine alluvial environment; the middle member, in which most of the fossil vertebrates were found, has larger grain size, made up by medium grain to conglomeradic sandstones, and with paleosoils pertaining to a meandering river fluvial environment. This formation ends with the upper member, made up by lacustrine mudstones.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En la región de Caracollo-Soledad, Oruro, en el límite de la Cordillera Oriental y el Altiplano, se desarrollaron más de un centenar de conglomerados fluviales pertenecientes a la Formación Khollpana (Lizeca et al., 1990) del Mioceno medio. Estas rocas se superponen discordantemente sobre los sedimentos silurodevónicos de la región, y están sobrepuestos por las tobas de la caldera colapsada Formación Soledad (Redwood, 1987) del Mioceno superior (4,5 - 5,2 Ma, Lavenu, 1986)

In the Caracollo-Soledad, Oruro region, at the Eastern Cordillera and Altiplano boundary, more than a hundred fluvial conglomerates developed, corresponding to the Middle Miocene Khollpana Formation (Lizeca et al., 1990). These rocks lie in unconformity over the region’s Silurian-Devonian sediments, and are overlain by the tuffs of the collapsed caldera of the Soledad Formation (Redwood, 1987) of Upper Miocene age (4.5 – 5.2 Ma, Lavenu, 1986).

En el borde occidental de la parte central de la Cordillera Oriental de Bolivia, desde el oeste de Cochabamba hasta la Meseta de Mororcocala al NE de Oruro, y hacia el sur hasta el sinclinal de Miraflores, se depositaron durante el inicio del Ciclo Andino II, una secuencia conglomerádica de varios cientos de metros de potencia, rellenando fosas y valles sinclinales. Estas cuencas miocenas son estrechas y alargadas, relacionadas a fallas longitudinales, las que tienen una dirección general NW-SE.

At the western border of the central part of the Bolivian Eastern Cordillera, from the west of Cochabamba to the Morococala Plateau NE of Oruro, and in the south up to the Miraflores syncline, a conglomeradic sequence with a power of several hundreds of meters was deposited at the beginning of the Andean II Cycle, filling syncline trenches and valleys. These Miocene basins are narrow and elongated, and are related to sidewise faults that have a general NW-SE trend.

Según Pacheco & Fernández (1994), al este del Cabalgamiento Principal, y en forma paralela, se instalaron antefosas, seguidas de un tectonismo compresivo dando lugar al depósito inicial de facies fluviales con una dirección de paleocorriente longitudinal SE-NW y un depocentro contiguo al sector NE del Cabalgamiento Altiplánico Principal.

According to Pacheco & Fernández (1994), east of the Main Thrusting and parallel to it, several foredeeps were installed, follwed by a compressive tectonism, giving place to the initial deposit of fluvial facies in a SE-NW sidewise paleocurrent direction, and with a depo-center adjacent to the NE sector of Main Altiplano Thrusting .

Los sedimentos que rellenan estas cuencas de antepaís a lo largo del borde oeste de la Cordillera Oriental, han recibido diferentes nombres formacionales de acuerdo a su posición geografica. De norte a sur se reconocen cuatro formaciones Morochata, Parotani, Bolívar y Mondragón. En este Compendio se considera que las cuatro formaciones son aproximadamente sincrónicas, y que marcan el inicio del Ciclo Andino II en esta región de la Cordillera Oriental.

The sediments filling this foreland basin, along the western border of the Eastern Cordillera, have been given different formation names, depending on their geographic position. From north to south, four formations are recognized, namely the Morochata, Parotani, Bolivar and Mondragón formations. This Compendium considers that all four formations are approximately synchronic, and mark the initiation of the Andean II Cycle in this Eastern Cordillera region.

Sobrepuestas a la Formación Santa Lucía, se desarrolla una estrecha cuenca de sedimentos de origen fluvial, cuyos sedimentos fueron denominados localmente como Formación Morochata (Jordán, 1967). Esta secuencia está constituida por conglomerados polimícticos y areniscas rojizas de origen fluvial y de abanicos aluviales de más de 500 m de potencia.

Lying on top of the Santa Lucía Formation, a narrow sediment basin of fluvial origin develops, the sediments of which were locally called Morochata Formation (Jordán, 1967). This sequence is made up by polymictic conglomerates and reddish sandstones of fluvial origin, and alluvial fans of a thickness exceeding 500 m.

Más al sur, en la localidad de Parotani y en los valles de Capinota, se desarrolla otra cuenca miocena de origen fluvio lacustre, cuyos sedimentos fueron denominados Formación Parotani (PérezGuarachi, 1982). Esta secuencia de color rojizo, está constituida

Further south, in the locality of Parotani and in the Capinota valleys, another Miocene basin of fluviolacustrine origin develops, the sediments of which were called Parotani Formation (PérezGuarachi, 1982). This reddish sequence is made up by polymictic

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA por conglomerados polimícticos intercalados con niveles arcillosos, areniscas conglomerádicas, arcillas, margas yesíferas y tobas, que alcanzan un espesor de 210 m.

conglomerates interbedded with argillaceous levels, conglomeradic sandstones, clays, gypseous marls and tuffs, reaching a thickness of 210 m.

Otra importante cuenca miocena se desarrolla más al sur, en la provincias de Arque (Cochabamba), y norte de Ibáñez (Potosí). Estos sedimentos, denominados Formación Bolívar (Gumucio, 1967), constituyen al igual que los anteriores, depósitos aluviofluviales y lacustres con facies evaporíticas, constituidos por conglomerados basales polimícticos, pelitas y areniscas con intercalaciones de tobas hacia el tope que reflejan el acortamiento de una cuenca de antepaís. (García et al., 1993; Pacheco et al., 1994). Estas rocas fueron datadas en 17,4 ± 0,11 Ma (Gubbels et al., 1993).

Another important Miocene basin develops further south, in the provinces of Arque (Cochabamba), and north of Ibañez (Potosí). Just like the preceding ones, these sediments, called Bolívar Formation (Gumucio, 1967), constitute alluvial-fluvial and lacustrine deposits with evaporitic facies, made up by tuff interbedding at the top, reflecting the shortening of the foreland basin (García et al., 1993; Pacheco et al., 1994). These rocks were dated at 17.4 ± 0.11 Ma (Gubbels et al., 1993).

Posteriormente, en el Mioceno terminal y en el sector occidental, las superficies erodadas tanto de la Formación Bolívar como de toda la secuencia paleozoica y mesozoica, fueron cubiertas por las ignimbritas de la Formación Morococala (Ahlfeld & Branisa, 1960). Las volcanitas de esta formación constituyen flujos de ceniza diferenciadas en dos unidades de enfriamiento: la primera de composición riolita andalucítica (8,4 Ma) y la segunda riolita cordierítica (6,8 Ma). Estas rocas corresponden a tres emisiones ignimbríticas con flujos de cenizas soldadas a no soldadas (Pacheco et al., 1992, 1994; García et al., 1993)

Later on, in the western sector and during the terminal Miocene, the eroded surfaces of both the Bolivar Formation and the whole Paleozoic and Mesozoic sequence were covered by the ignimbrites of the Morococala Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). This formation’s volcanites make up ash flows that can be differentiated in two cooling units: the first on has a rhyolite-andalucite composition (8.4 Ma), and the second one a rhyolite-cordierite composition (6.8 Ma). These rocks pertain to three ingnimbritic emissions with welded to unwelded ash flows (Pacheco et al., 1992, 1994; García et al., 1993).

Finalmente, mucho más al sur se desarrolló otra cuenca del Mioceno temprano, con el relleno de depósitos conglomerádicos volcanogénicos de la Formación Mondragón (Lohmann & Branisa, 1962), equivalente temporal de las formaciones Morochata, Parotani y Bolívar. El análisis de esta unidad será efectuado más adelante al considerar la región del Sinclinal de Miraflores en Potosí (p. 64).

Finally, further south, another Early Miocene basin developed, with the volcanogenic congolomeradic deposit infill of the Mondragón Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is a temporal equivalent of the Morochata, Parotani and Bolivar formations. This unit’s analysis will be carried out later, when considering the Miraflores Syncline region in Potosí (p. 64).

Sedimentos neógenos y cuaternarios rellenan la mayor parte de las cuencas, como las de Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile y otras menores. La mayoría de ellas son cuencas de piggy back y pullapart. Algunas tobas próximas al valle de Santiváñez proporcionaron valores de aproximadamente 2,21 ± 0,42 Ma. Estas edades indican que las fallas con rumbo ESE asociadas se encuentran activas desde el Mioceno temprano (Kennan et al., 1995). Las formaciones Loromayu y Sacaba (Lavenu & Ballivián, 1979), rellenan una cuenca pull-apart con sedimentos fluviales y lacustres, en los que se observa una marcada influencia volcánica. La Formación Sacaba tiene aproximadamente 300 m de espesor. En estos sedimentos se encontraron restos de gliptodontes en el valle del Río Rocha.

Neogene and Quaternary sediments fill most of the basins, including the Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile, and other smaller bains. Most of them are piggy back and pull-apart basins Some of the tuffs close to the Santivañez valley gave values of approximately 2.21 ± 0.42 Ma. These ages indicate that the related ESE trend faults are active since the Early Miocene (Kennan et al., 1995). The Loromayu and Sacaba Formations (Lavenu & Ballivián, 1979) fill a pull-apart basin with fluvial and lacustrine sediments displaying a marked volcanic influence. The Sacaba Formation has an approximate thickness of 300 m. In the Rocha River valley, gliptodont remanents were found in these sediments.

Más al sur, entre Cochabamba y Sucre, se desarrolla la cuenca de la Formación Aiquile (Oller, 1992), que representa el relleno de sedimentos aluviales y fluviales en el valle de Mizque-Aiquile.

Further south, between Cochabamba and Sucre develops the Aiquile Formation (Oller, 1992), which represents the alluvial and fluvial sediment infill in the Mizque-Aiquile valley.

La Cuenca de Miraflores-Potosí

The Miraflores-Potosí Basin

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Sedimentos del Grupo Potosí (Rivas-Valenzuela, 1968) rellenan diferentes fosas tectónicas del centro y sur. Estas se disponen en tres grandes fajas: la occidental de Atocha-Tatasi, otra central que

The Potosí Group (Rivas-Valenzuela, 1968) sediments fill different rift grabens from the center and south. These rifts are laid out in three big belts: the western Atocha-Tatasi belt, the central

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corresponde al Sinclinal de Miraflores, y finalmente el lineamiento oriental correspondiente al Sinclinal de Camargo. La fosa más antigua de la región corresponde al Sinclinal de Miraflores que tuvo un relleno sedimentario continuo, posiblemente desde el Jurásico tardío hasta el Paleoceno. Las fosas occidentales y orientales tuvieron una actividad de relleno posterior a la apertura del rift cretácico, desde el Cretácico superior hasta el Paleoceno.

FASES TECTONICAS

Miraflores Syncline belt, and finally, the western lineament, pertaining to the Camargo Syncline. The region’s oldest trench corresponds to the Miraflores Syncline, which underwent a continuous sedimentary infill, probably from the Late Jurassic to the Paleocene. The western and eastern trenches underwent an infill activity later than the opening of the Cretaceous rift, from the Cretaceous to the Paleocene.

AREA DE ATOCHA sector occidental

POST

JUNIO 2000

AREA DE MIRAFLORES sector central

AREA DE CAMARGO sector oriental

Cayara

Impora

Santa

RIFT

El conglomerados

Lucía

Molino

Chaunaca

Torotoro

Aroifilla Miraflores SYNRIFT

Tarapaya La Puerta B a s a m

e n t o

Pa l e o

z o i c o

Fig. 3.4 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Andino I en la Cordillera Oriental.

Stratigraphy of the Andean Cycle I sediments in the Eastern Cordillera.

La base de la secuencia está formada por potentes depósitos rojizos (conglomerados y lutitas rojas) correspondientes a las formaciones Condo (Cherroni, 1963) de facies aluvial y fluvial, y Kosmina (Cherroni, 1968) depositada en un ambiente fluvial, de las mismas características que sus equivalentes arenosos, las formaciones La Puerta (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y Sucre (Lohmann & Branisa, 1962), fluvial y transicional deltaico.

The sequence base is made up by thick reddish deposits (conglomerates and red shale) pertaining to the Condo Formation (Cherroni, 1963), with alluvial and fluvial facies, and the Kosmina Formation (Cherroni, 1968), deposited in a fluvial environment, with the same features as its arenaceous equivalents, the La Puerta Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of fluvial environment, and the fluvial, and transitional deltaic Sucre Formation (Lohmann & Branisa, 1962).

En el area de Cornaca, en la región de Camargo, se desarrollaron brechas basálticas con olivino y cromita-magnetita, que según Tawacoli (1993) constituyen una evidencia del magmatismo máfico del rifting de trasarco. Rossling & Ballón (1996) refieren que la intrusión del gabro de Cerro Grande, también en el area de Camargo, de edad 120,5 ± 0,5 Ma, puede representar el evento más antiguo del rifting cretácico.

In the Cornaca area, in the Camargo region, basaltic breccia with olivine and chromite-magnetite developed, which, according to Tawackoli (1993) constitute evidence of the mafic magmatism of the back-arc rifting. Rossling & Ballón (1996) report that, with an age of 120.5 ± 0.5 Ma, the gabbro intrusion of Cerro Grande, also in the Camargo area, could represent the oldest event of the Cretaceous rifting.

Mertmann & Fiedler (1997) afirman que las formaciones La Puerta, Tarapaya, Miraflores y Aroifilla, deben ser atribuídas a una fase sinrift que estuvo caracterizada por una tectónica extensional activa. En el sur, la sedimentación clástica terrígena está confinada a un segmento pequeño de graben, limitado por la falla Tocloca al este y otra falla al oeste, localizada posiblemente entre Atocha y Tupiza. Según estas autoras, el segmento del graben fue mucho más amplio en el área de Potosí-Betanzos-Otavi.

Mertmann & Fiedler (1997) state that the La Puerta, Tarapaya, Miraflores and Aroifilla formations must be attributed to a synrift phase that featured active extensional tectonics. In the south, the terrigenous clastic sedimentation is confined to a small graben segment, limited by the Tocloca fault to the east, and another fault to the west, which is possibly located between Atocha and Tupiza. According to these authors, the graben segment was much wider in the Potosí-Betanzos-Otavi area.

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Continúa una secuencia de areniscas y pelitas rojas y violáceas, con niveles conglomerádicos. Este conjunto corresponde a la Formación Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962), que fue depositado bajo un régimen fluvial, lacustre, y transicional deltaico. Prosiguen de forma transicional las calizas grises fosilíferas de la Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941), representada por facies marinas de plataforma somera, con marcada influencia costera y mareal. Esta formación constituye un excelente nivel guía de referencia estratigráfica que representa una importante transgresión marina y formación de una plataforma carbonatada somera. Esta unidad es muy rica en invertebrados marinos cenomanianos: moluscos, equinodermos, ostrácodos y otros grupos de la zona de Neolobites sp.

Continuing is a sequence of sandstones and red and purple pellites continues with conglomeradic levels. This set pertains to the Tarapaya Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which was deposited under a fluvial, lacustrine and transitional deltaic regime. The gray fossiliferous limestones of the Miraflores Formation (Schlagintweit, 1941) continue transitionally, which is represented by shallow shelf marine facies with marked coastal and tidal influence. This formation makes an excellent guide level for stratigraphic reference, representing an important marine transgression and the formation of a shallow carbonated shelf. This unit is very rich in Cenomanian marine invertebrates: mollusks, echinoderms, ostracodes and other groups of the Neolobites sp. zone.

Inmediatamente después se produjo la reactivación de los procesos distensivos, acompañados con numerosas efusiones basálticas, así como la deposición de facies de abanicos aluviales que se encuentran asociados a estas últimas, fenómenos que indican la presencia de verdaderos escarpes de fallas en un proceso de rifting. Esta nueva secuencia se inicia con depósitos de pelitas rojizas, localmente con base conglomerádica, areniscas rojizas y coladas basálticas en su parte inferior, así como presencia de yeso en la parte superior pertenecientes a la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962) que corresponden a depósitos fluviales y lacustres, relacionados con actividad volcánica.

Immediately after, the jostling of distensive processe took place, accompanied by numerous basaltic effusions, as well as the deposition of alluvial fan facies that are related to such effusions. These phenomena indicate the presence of true fault scarpments in a rifting process. This new sequence starts with red pellite deposits, locally with a conglomeradic base and reddish sandstones and basaltic flows in the lower portion. In addition, gypsum of the Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is present at the top, pertaining to fluvial and lacustrine deposits related to volcaninc activity.

Continúa la secuencia con un relleno de postrift con un horizonte calcáreo de 10 a 35 m de espesor, que corresponde a la base de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), que evidencia una segunda transgresión marina. Esta unidad corresponde a facies marinas de plataforma somera, con influencia costera, continúa con pelitas rojas, margas y niveles evaporíticos, así como también areniscas finas subordinadas.

The sequence continues with a postrift infill with a calcareous horizon 10 to 35 m thick, pertaining to the base of the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which displays evidence of a second marine transgression. This unit pertains to shallow shelf marine facies with coastal influence. It goes on with red pellites, marls and evaporitic levels, as well as with subordinate fine sandstones.

Lateralmente, hacia los bordes de cuenca y/o lugares adyacentes a escarpes de falla, se desarrollan las areniscas y areniscas conglomerádicas con limolitas y arcillitas subordinadas, de las formaciones Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) y/o Chaupiuno (Vargas, 1963), que representan depósitos de ambiente fluvial con influencia volcánica y lacustre. En el sur del país (Camargo, Culpina, Chaupiuno y otras comarcas), estas areniscas continentales sobreyacen en discordancia angular a rocas paleozoicas, principalmente ordovícicas.

Sidewise, towards the basin borders and/or places adjacent to the fault escarpments develop the sandstones and conglomeradic sandstones with siltstones and subordinate claystones of the Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) and/or Chaupiuno (Vargas, 1963) formations, representing a fluvial environment with volcanic and lacustrine influence. In the southern part of the country (Camargo, Culpina, Chaupiuno, and other territories), these continental sandstones lie in angular unconformity over the Paleozoic, mainly Ordovician, rocks.

Tanto sobre las arenas de la Formación Toro Toro en el sector oriental, como sobre los sedimentos de las formaciones Chaunaca y Coroma en la parte central, se asienta una secuencia transgresiva compuesta principalmente de calizas grises, margas verdes, pelitas rojas y areniscas calcáreas blancas de la Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) que corresponde a una secuencia transicional, deltaico-costera, con facies aluviales y lacustres. Es remarcable la influencia marina (varias transgresiones rápidas). Su depósito se inició en el Maastrichtiano temprano y concluyó en el Paleoceno bajo (Daniano). Es una unidad de amplia distribución en el Altiplano y Cordillera Oriental, con equivalentes cronoestratigráficos en el Subandino, Perú y Argentina. A lo largo de su secuencia se desarrollan facies y litologías diferentes: calizas, calizas estromatolíticas (Pucalithus), margas vari-coloreadas, areniscas, limolitas, fangolitas y varios niveles de paleosuelos.

A transgressive sequence made up mainly by gray limestones, green marl, red pellites, and white calcareous sandstones of the El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is settled on top of the Toro Toro Formation sands in the eastern sector, as well as over the sediments of the Chaunaca and Coroma formations in the central part. The El Molino Formation corresponds to a transitional, deltaic-coastal sequence with alluvial and lacustrine facies. The marine influence is remarkable (several quick transgressions). Its deposit started during the Early Maastrichtian and ended during the Lower Paleocene (Danian). This unit is widely distributed in the Altiplano and Eastern Cordillera, and has stratigraphic equivalents in the Subandean, Peru and Argentina. Different facies and lithologies develop along this sequence, including stromatolithic limestones (Pucalithus), varicolored sandstones, siltstones, mudstones and several paleosol levels. Other than the

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Caracterizan a esta unidad, además de las algas estromatolíticas mencionadas, una variedad grande de vertebrados e invertebrados fósiles, como Gasteroclupea branisae y Pucapristis branisi, restos de cocodrilos y tortugas, huellas de dinosaurios (Toro Toro y Sucre), moluscos, restos de plantas, y charáceas. Esta asociación indica una edad maastrichtiana. Esta unidad tiene equivalentes de facies proximales con areniscas calcáreas y paleosuelos de la Formación Cajones del Subandino Centro, las formaciones Eslabón y Flora del Subandino Norte, y los conglomerados de la Formación Tobité del borde del Cratón de Guaporé.

aforementioned stromatolitic algae, his unit features a great variety of fossil vertebrates and invertebrates, including Gasteroclupea branisae and Pucapristis branisi, crocodile and turtle remanents, dinosaur footprints (Toro Toro and Sucre), mollusks, plant remanents and charophytes This association indicates a Maas-trichtian age. This unit has proximal facies equivalents, with calcareous sandstones and paleosols of the Cajones Formation of the Central Subandean, the Eslabón and Flora formations of the North Subandean, and the conglomerates of the Tobité Formation of the Guaporé Craton’s border.

De forma transicional, o con una ligera seudoconcordancia, prosiguen las fangolitas y arcillas, así como limolitas y areniscas pardo rojizas de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en ambientes aluviales, fluviales y lacustres. Los sedimentos de esta unidad están intercalados con algunos niveles de tobas y areniscas conglomerádicas. En el desarrollo de la unidad pueden observarse también varios niveles de paleosuelos. El conjunto fue depositado en una cuenca paleógena de trasarco. En la descripción de esta unidad, efectuada líneas arriba, sobre la región de Tiupampa (Cochabamba) (p. 59-60), se proporciona mayor información sobre la litología, facies y edad de estos sedimentos.

Transitionally, or with a slight pseudoconformity continue the mudstones and clays, as well as the siltsones and reddish brown sandstones iof the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) which was deposited in alluvial, fluvial, and lacustrine environments. This unit’s sediments are interbedded with some tuff and conglomeradic sandstone levels. Several paleosol levels can also be seen in this unit’s development. The set was deposited in a Paleogene back-arc basin. In this unit’s description above, regarding the Tiupampa region (Cochabamba) (p. 59-60), greater information on the lithology, facies and age of these sediments is provided.

Por encima sobreyacen los sedimentos de la Formación Impora (Sempere et al., 1988), que representan un ambiente fluvial y lacustre. Esta formación es considerada como un equivalente del miembro superior de la Formación Santa Lucía en el área de Camargo.

On top lie the sediments of the Impora Formation (Sempere et al., 1988), representing a fluvial and lacustrine environment. This formation is considered to be the equivalent of Santa Lucía Formation’s upper member, in the Camargo area.

La secuencia concluye con un conjunto de formaciones paleógenas (Paleoceno superior a Oligoceno inferior), representadas por la Formación Cayara (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y lacustre, y la Formación Potoco (Pérez-Mendieta, 1963), depositada en una planicie fluvial y lacustre pero con influencia volcánica. Las dos unidades fueron depositadas en cuencas de trasarco y antepaís., y finaliza con las facies fluviales y lacustres de la Formación Camargo (Vargas-Flores, 1963), en una cuenca piggy back de la Cordillera Oriental.

The sequence ends with a set of Paleogene formations (Upper Paleocene to Lower Oligocene), represented by the Cayara Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of a fluvial and lacustrine environment, and the Potoco Formation (Pérez-Mendieta, 1963), deposited in a fluvial and lacustrine plain, yet with volcanic influence. Both units were deposited in back-arc and foreland basins. The set ends with the fluvial and lacustrine facies of the Camargo Formation (Vargas-Flores, 1963), deposited in a Eastern Cordillera piggy back basin.

La transición de la Formación Potoco a la Formación Camargo indica un cambio de facies gruesas de origen aluvial proximal a facies de grano fino de origen aluvial distal (Marshall et al. , 1997).

The transition of the Potoco Formation to the Camargo Formation indicates a shift from coarse, proximal alluvial origin facies to fine grained, distal alluvial origin facies (Marshall et al. , 1997).

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

La gran discontinuidad en los Andes se produce en el límite Oligoceno-Mioceno, debido a la formación, en territorio peruanochileno, de un complejo arco volcánico. La sedimentación durante el Ciclo Andino II está estrechamente relacionada al volcanismo mioceno, especialmente en centros como Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni y San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). La mayor parte de esta actividad está localizada sobre los grandes lineamientos tectónicos, como Uyuni-Khenyani.

The large discontinuity in the Andes occurs in the OligoceneMiocene limit, due to the formation of a complex volcanic arc in Peruvian-Chilenian territory. During the Andean II Cycle, the sedimentation is closely linked to the Miocene volcanism, particularly in centers such as Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni and San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). Most of the activity is located over the large tectonic lineaments such as Uyuni-Khenyani.

En el área de Miraflores (Potosí), durante el Mioceno inferior se inicia el registro de los Conglomerados Mondragón (Lohmann & Branisa, 1962), depositados en una cuenca de piggy back de la Cordillera Oriental, y que sobreyacen de forma discordante sobre distintas unidades de distinta edad. Estos conglomerados

In the Miraflores area (Potosí), the Mondragón Conglomerates (Lohmann & Branisa, 1962) record starts during the Lower Miocene. These conglomerates were deposited in an Eastern Cordillera piggy back basin, and lie in unconformity over different units of different ages. They correspond to alluvial, fluvial and

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA corresponden a depósitos aluviales, fluviales y volcánicos (ignimbritas y basaltos). La mayoría de los clastos corresponden a rocas paleozoicas. Sin embargo, una tercera parte pertenece a rocas cretácicas del Grupo Puca. Una muestra de toba recolectada cerca de la base de la Formación Mondragón proporcionó una edad absoluta de 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) refieren la datación de una ignimbrita de la base de la unidad en 19 Ma. Una detallada descripción secuencial de esta formación fue realizada por Jarandilla (1988).

volcanic deposits (ignimbrites and basalts). Most of the clasts pertain to Paleozoic rocks. However, one third of them belongs to Cretaceous rocks of the Puca Group. A tuff sample collected near the base of the Mondragón Formation gave an abolute age of 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) report the date of an ignimbrite from the unit’s base at 19 Ma. A detailed sequential description of this formation was carried out by Jarandilla (1988).

En la región de Potosí, sobreyacen a estos conglomerados, aparentemente en seudoconcordancia, rocas volcanoclásticas de la Formación Agua Dulce (Turneaure & Marvin, 1947) relacionadas a la caldera de Kari Kari.

In the Potosí region, these conglomerates are overlain by volcanoclastic rocks of the Agua Dulce Formation (Turneaure & Marvin, 1947), which are related to the Kari Kari caldera.

Un corte actualizado del Cerro Rico de Potosí (Cunningham et al., 1996, fig. 2) muestra una secuencia neógena, desarrollada de forma discordante sobre filitas y areniscas ordovícicas, integrada por los conglomerados de la Formación Pailaviri (Evans, 1940) de origen aluvial y fluvial, y concluye con tobas volcánicas y lutitas fluviolacustres de la Formación Caracoles (Turneaure & Marvin, 1947), todas ellas relacionadas con la caldera de Kari Kari. Todo lo anterior se halla intruido por las dacitas del Cerro Rico.

An updated cut of the Cerro Rico of Potosí (Cunningham et al., 1996, fig. 2) shows a Neogene sequence that developed in unconformity over Ordovician phyllites and sandstones, and that is integrated by conglomerates of the Pailaviri Formation (Evans, 1940), of alluvial and fluvial origin. It ends with the volcanic tuffs and fluviolacustrine shale of the Caracoles Formation (Turneaure & Marvin, 1947), all of them related to the Kari Kari caldera. All of the above is intruded by the Cerro Rico dacites.

Fig. 3.5 Magmatismo Mioceno en el borde oeste de la Cordillera Oriental Miocene magmatism in western border of Eastern Cordillera (Modificado de / Modified from Grant et al., 1979; Schneider, 1981, 1985; Schneider & Halls, 1985; Koeppen et al., 1987; Ort, 1991, 1991; Gubbels, 1993)

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Sector Sur de la Cordillera Oriental

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South Sector of the Eastern Cordillera

Las Cuencas Cenozoicas de Tupiza, Nazareno y Estarca

The Cenozoic Tupiza, Nazareno and Estarca Basins

Las cuencas de Tupiza, Nazareno y Estarca, conforman estrechas franjas de dirección N-S rellenas con sedimentos continentales de edad cenozoica; están restringidas al sector sur de la Cordillera y abarcan desde la localidad de Tupiza por el norte hasta la frontera con la Argentina por el sur, algunas de ellas ingresan a territorio argentino.

The Tupiza, Nazareno and Estarca basins make up narrow N-S trend strips filled with Cenozoic continental sediments; they are restricted in the southern sector of the Cordillera, and range from the locality of Tupiza in the north, to the border of the Republic of Argentina, to the south. Some of them extend into Argentine territory.

La cuenca de Tupiza fue generada durante un período que comenzó al final del Oligoceno, cerca de los 29 Ma y finaliza en el Mioceno tardío entre 10 y 9 Ma. Durante 29 y 21 Ma la cuenca se abre como una cuenca pull-apart, relacionada a fallas N-S de desgarre sinestral. El cambio del marco tectónico coincide con el gran aumento en la velocidad de convergencia entre la placa de Nazca y Sudamérica produciendo cabalgamientos y fallamientos. Estos fenómenos producen las geometrías de las cuencas de Estarca y Nazareno que se desarrollan como cuencas de piggyback, mientras que la cuenca de Tupiza adquiere una geometría característica con cabalgamiento marginal de vergencia centrípeta.

The Tupiza basin was generated during a period beginning at the end of the Oligocene, ca. 29 Ma, and ending during the Late Miocene, between 10 and 9 Ma. During 29 and 21 Ma, the basin opened up as a Pull-Apart related to N-S sinistral wrench faults. The change in tectonic framework coincides with the great increase in the convergence velocity between the Nazca Plate and South America, producing thrustings and faultings. These phenomena produce the geometric Estarca and Nazareno basins, which develop as piggy back basins, while the Tupiza basin acquires a typical characteristic with centripetal-verging marginal thrusting.

El relleno sedimentario en las tres cuencas es un tanto distinto, en Tupiza se inicia con el depósito de brechas rojas de conos aluviales que pasan gradualmente a facies de arcillas rojas con yeso Formación Palala/Catati, (Blanco,1990; Herail,1991) estas últimas están restringidas únicamente a las partes más profundas de la cubeta; es frecuente encontrar también por sectores facies arenosas de ríos entrelazados. Todo este conjunto tiene un espesor de 50 a 100 m, descansa discordantemente sobre las lutitas negras ordovícicas de las formaciones Obispo y Cieneguillas y/o sobre sedimentos del Cretácico (Formación Chaunaca).

The sedimentary infill of the three basins is quite different; in Tupiza, it starts with the deposition of red breccia from alluvial cones which gradually shift to red clay facies with gypsum Palala/Catati Formation (Blanco, 1990; Herail, 1991). The latter are restricted only in the deepest areas of the trough; braided river arenaceous facies are frequently found by sectors. This whole set has a thickness of 50 to 100 m, and it rests in unconformity upon Ordovician black shale of the Obispo and Cienaguillas formations and/or over Cretaceous sediments (Chaunaca Formation). The Palala/Catati Formation is covered by a thick series of red alluvial conglomerates with Ordovician rock boulders, and in lesser proportion, with Cretaceous limestones pertain to Tupiza Formation (Montaño, 1966). An acid lava flow (Rondal Formation) stands out within these sediments, having been dated at an age of 22.7 ± 0.6 Ma. The Tupiza Formation reaches a thickness ranging from 500 to 1000 m.

La Formación Palala/Catati está recubierta por una espesa serie de conglomerados rojos de origen aluvial con cantos rodados de rocas ordovícicas y en menor proporción de calizas cretácicas correspon-dientes a la Formación Tupiza (Montaño 1966). Dentro de estos sedimentos se ha detectado una colada de lava ácida (Formación Rondal) la misma que a sido datada en 22,7 ± 0,6 Ma. La Formación Tupiza alcanza un espesor de 500 a 1000 m.

With a thickness not exceeding 1000 m, the Nazareno Formation (Montaño, 1966) lies in unconformity over the Tupiza Formation. At the Nazareno and Estarca basins, it is supported directly by Ordovician sediments; this unit starts with conglomeradic levels that shift to arenaceous-argillaceous facies which are typical of this formation. The conglomeradic proximal facies are made up by Ordovician rock clasts and pertain to alluvial fan deposits. Towards the basin’s axis, the most distal facies are made up by pink and white sandstones interbedded with argillaceous deposits of medium to distal fluvial environments. This lithofacies contains tuffite levels and tuffitic conglomerates with dacite clasts, which are probably associated to the Choroma volcanic event. A dacitic tuffite sample from near the base of this formation gave an age (K-Ar) of 18 ± 0.5 Ma.

La Formación Nazareno (Montaño, 1966), con un espesor no mayor a 1000 m, se sobrepone a la Formación Tupiza en una relación discordante. En las cuencas de Nazareno y Estarca apoya directamente sobre sedimentos ordovícicos; esta unidad se inicia con niveles conglomerádicos gradando hacia arriba a facies arenoarcillosas típicas de esta formación. Las facies proximales conglomerádicas están compuestas por clastos de rocas ordovícicas y corresponden a depósitos de abanicos aluviales. Hacia los ejes de cuenca las facies más distales están compuestas por areniscas rosadas y blancas interestratificadas con depósitos arcillosos de ambientes fluviales medio a distal. Esta litofacies contiene niveles de tobas y conglomerados tufiticos con clastos de dacita probablemente asociado al evento volcánico Choroma, una muestra de toba dacítica de cerca la base de esta formación dio una edad (K-Ar) de 18 ± 0,5 Ma.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La Formación Oploca (Montaño, 1966) corresponde al relleno final de la cuenca de Tupiza, sobreyace a la Formación Nazareno, lateral y localmente lo hace directamente sobre rocas ordovícicas en una relación discordante angular. Los sedimentos de esta unidad alcanzan algo más de 600 m de espesor; está constituida por conglomerados con matriz arenosa y niveles de areniscas subor-dinadas, los conglomerados son clasto soportados, muy bien redondeados, son abundantes aquellos de origen volcánico (lavas y tobas dacíticas). También es frecuente encontrar niveles tufiticos retrabajados. Un nivel de toba que no contiene material retrabajado, de cerca del tope de esta formación, dio una edad de 8,25 ± 0,74 Ma. Estos sedimentos han sido depositados en un sistema de ríos entrelazados, las direcciones de paleocorrientes indican un transporte paralelo al eje de cuenca, mientras que para las formaciones más viejas el transporte se produjo desde los bordes hacia el centro de cuenca.

Corresponding to the final infill of the Tupiza basin, the Oploca Formation (Montaño, 1066) lies over the Nazareno Formation, laterally and locally directly over Ordovician rocks in an unconforming angular relation. This unit’s sediments reach up to a thickness of a little more than 600 m. It is made up by arenaceous matrix conglomerates and subordinate sandstone levels. The conglomerates are clast-supported, very well rounded, and those of volcanic origin (lavas and dacitic tuffites) are abundant. Frequen-tly, overworked tuffitic levels can be found. Near the top of this formation, a single tuffite level not containing any overworked material gave an age of 8.25 ± 0.74 Ma. These sediments were deposited in a braide river system. The paleocanal directions indicate a transportation parallel to the basin’s axis, while, for the older formations the transportation occured from the edges to the center of the basin.

La Cuenca Pleistocena de Tarija

The Pleistocene Basin of Tarija

Hasta hace poco, los geólogos del Cuaternario utilizaron el nombre de “Tarija” para referirse a la cuenca pleistocena de los alrededores de esa ciudad, pero en vista de que dos unidades no deben tener el mismo nombre, y respetando las normas del Código de Nomenclatura Estratigráfica sobre prioridad, por cuanto el nombre de “Formación Tarija” es aplicado desde los años veinte para rocas del Carbonífero del Subandino Sur, se propuso reactualizar y convalidar el término informal ya utilizado por geólogos del área de Tarija como Formación Tolomosa (Suárez & Díaz, 1996). En el cuadro cronoestratigráfico de Oller (1992) esta secuencia fue referida como Formación Orozas. Esta rocas pleistocenas están constituidas por sedimentos continentales fluviales y lacustres, que rellenaron la cuenca cuaternaria de piggy back de la Cordillera Oriental. Las características litológicas, y otras referencias de la abundante fauna de vertebrados ensenadenses, como Cuvieronius tarijensis y Megatherium tarijense, encontrada en estos sedimentos puede ser consultada en la veintena de publicaciones sobre el particular. Un resumen de ellas está consignada en Marshall & Sempere (1991).

Up until the recent, the Quaternary geologists used the name of “Tarija” to refer to the Pleistocene basin in the surrounding area of such city; however, since two units can not have the same name, and the name “Tarija Formation” is applied to the South Subandean Carboniferous rocks since the 20’s, in observance of the norms on priority of the Stratigraphic Nomenclature Code, a proposal was made to update and validate the informal term which geologists in the Tarija area had already been using; that is, Tolomosa Formation Suárez & Díaz, 1996). In Oller’s (1992) chronostratigraphic chart, this sequence is referred to as the Orozas Formation. These Pleistocene rocks are made up by fluvial and lacustrine continental sediments that infilled the Quaternary piggy back basin of the Eastern Cordillera. The lithological features, and other references on the abundant Ensenadean vertebrate fauna found in these sediments, such as Cuvieronius tarijensis and Megatherium tarijense, may be consulted in a score of publications on the topic. A summary thereof can be found in Marshall & Sempere (1991).



Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el Escudo Brasilero que constituía el borde occidental del Continente de Gondwana, experimentó una serie de modificaciones consistentes en la acreción de nuevos terrenos, formación de algunas cuencas intracratónicas, y el desarrollo de importantes cinturones orogénicos como los de San Ignacio, Sunsás y Aguapei (Litherland et al., 1986). Posteriormente, hacia finales del Proterozoico o inicios del Paleozoico, mientras los supercontientes de Laurentia y Gondwana se desplazaban en posiciones contrarias, como consecuencia de una fuerte tensión cortical en el borde occidental del Gondwana, se inició un proceso de triple fractura en territorio boliviano. Esta triple factura originó la separación de la microplaca denominada Macizo de Arequipa-Huarina y la formación del rift intracratónico del Paleozoico inferior boliviano “Rift Contaya-Tacsara” (Suárez-Soruco, 1989) véase p. 5.

During the Archeozoic and Proterozoic, the Brazilian Shield that made up the western border of the Gondwana Continent experienced a series of modifications, which consisted of the accretion of new terranes, formation of some intracratonal basins, and the development of important orogenic belts, such as the those of San Ignacio, Sunsás and Aguapei (Litherland et al., 1986). Later on, towards the end of the Proterozoic or beginning of the Paleozoic, a triple fracture process started in Bolivian territory, while the Laurentia and Gondwana supercontinents displaced in opposite positions as consequence of a strong crustal stress in the western border of Gondwana. This triple junction gave place to the separation of the microplate called Arequipa-Huarina Massif and the formation of the intracratonic rift of the Bolivian Lower Paleozoic “Contaya-Tacsara Rift” (Suárez-Soruco, 1989). See p. 5.

El centro de esta triple factura estuvo localizado aproximadamente en la región del Chapare (Cochabamba) y consistió de los siguientes brazos: el primero con orientación W-E con

The center of this triple junction was located approximately in the Chapare region (Cochabamba), and consisted of the following branches: the first branch with a W-E trend and an extension

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prolongación hacia la región de Chiquitos; un segundo brazo con dirección N-S, desde el Chapare hasta el norte argentino, y un tercer brazo, con orientación SE-NW, desde el Chapare hacia el Perú y posiblemente afectando también territorio ecuatoriano. El desarrollo extensional de las fracturas N-S y SE-NW causó la formación de un amplio rift y la consiguiente separación de la Microplaca de Arequipa-Huarina. La apertura de estas fracturas posiblemente siguió un orden rotacional de formación, siguiendo el siguiente orden destrógiro: Cuenca Chiquitana (principalmente proterozoica), Cuenca de Tacsara (abierta a fines del Proterozoico), y Cuenca de Contaya (en el Ordovícico medio) [Erdtmann & Suarez-Soruco, 1999].

towards the Chiquitos region; a second branch with N-S trend, from Chapare to northern Argentina; and the third branch, with SE-NW trend from Chapare to Peru, and which probably also affects Equatorian territory. The extensional development of the N-S and SE-NW fractures caused the formation of a wide rift, and the consequent separation of the Arequipa-Huarina Microplate. The opening of these fractures probably followed a rotational formation order, according to the following clockwise order: Chiquitos Basin (mainly Proterozoic), Tacsara Basin (opened at the end of the Proterozoic), and Contaya Basin (in the Middle Ordovician) [Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999].

Durante los ciclos Brasiliano y Tacsariano, la cuenca, inicialmente pequeña, se rellenó con sedimentos clásticos y carbonatos marinos, gruesos y no fosilíferos durante el Cámbrico, y paulatinamente más finos en el Ordovícico inferior (facies con graptolites). A partir del Ordovícico medio se producen coladas submarinas de rocas básicas y ultrabásicas, y al final del Ordovícico, la inyección de grandes cuerpos plutónicos localizados en el norte argentino, produce el solevantamiento de una protocordillera oclóyica. Durante el Ciclo Cordillerano, la cuenca se amplió considerablemente, aunque las facies son más someras.

During the Brazilian and Tacsarian cycles, the initially small basin was infilled with clastic sediments and marine carbonates, which were coarse and non-fossiliferous during the Cambrian, and gradually became thinner during the Ordovician (facies with graptolites). Starting with the Middle Ordovician, submarine flows basic and ultramafic rocks were produced, and at the end of the Ordovician, the injection of large plutonic bodies located in northern Argentina produce the uplift of an ocloyic proto-range. During the Cordilleran Cycle, the basin was considerably expanded, although the facies are shallower.

A fines del Ciclo Cordillerano se produjo una deformación tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y cordilleranas, la Fase Chiriguana (o Eohercínica). Estos movimientos fueron ampliamante discutidos por Megard, Martinez, Tomasi y otros geólogos de ORSTOM, en una extensa serie de publicaciones. Estos movimientos compresivos, producidos a nivel continental, ocasionaron el plegamiento de las rocas previas y la formación de una cordillera hercínica, desde el norte de sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica. La edad aproximada del metamorfismo de esta deformación en la Cordillera Oriental Sur, fue medida por Tawackoli et al. (1996) entre 374 y 317 millones de años.

At the end of the Cordilleran cycle, an important tectonic deformation occured, the Chiriguano (or Eo-hercynic) Phase, involving the Tacsarian and Cordilleran sequences. In a series of extensive publications, these movements were widely discussed by Megard, Martinez, Tomasi and other ORSTOM geologists. Produced at continental level, these compressive movements caused the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic range, embracing from the north of South America, passing by the austral ranges if Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this deformation’s metamorphism in the South Eastern Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and 317 millions of years.

La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló inicialmente con cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y poste-riormente, en el oeste, con facies de plataformas marinas carbonáticas al oeste (Grupo Titicaca). Este ciclo concluye con la Fase Kolla, con coladas basálticas durante el Triásico superior y Jurásico inferior en el borde oriental, e intrusiones plutonicas en el sector noroccidental [225-202 Ma] (Cordillera Real).

The Subandean Cycle basin developed initially with submarine canyons to the east (Macharetí-Mandiyutí groups), and later on, with carbonatic marine shelf facies to the west (Titicaca Group). This cycle ends during the Upper Triassic and Lower Jurassic with the Kolla Phase, with basaltic flows at the eastern border, and plutonic intrusions in the northwester sector [225-202 Ma] (Cordillera Real).

Durante el Ciclo Andino, a partir del Jurásico inferior, las secuencias se continentalizan, se forman cuencas de rift de trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y lagunares. Durante el Mesozoico el arco volcánico provee de cenizas y materiales que se intercalan en las secuencias clásticas. Algunas transgresiones marinas (Miraflores, El Molino) interrumpen el depósito contínuo continental.

During the Andean Cycle, starting at the Lower Jurassic, the sequences become continental, forming back-arc rift basins with alluvial, aeolian, fluvial and pond plains. During the Mesozoic, the volcanic arc provides ashes and other materials that interbed with the clastic sequences. Some marine transgressions (Miraflores, El Molino) interrupt the continuous continental deposit.

Según muchos autores (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990; Tawackoli et al. 1996), una importante deformación 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, la deformación compresiva

According to several authors (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990; Tawackoli et al. 1996), an important deformation of the South Eastern Cordillera took place during the Lower Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin started with a major tectonic pulse aroung 22 to 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation is of different ages. At the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA tiene distintas edades, en la cuenca de Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y en las cuencas de Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.

Nazareno basin, ages from 22 to 12 Ma were registered, while the Tupiza-Estarca basins got activated aroung 17 Ma.

De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa más importante del plegamiento andino se produjo alrededor de los 20 Ma (Oligoceno tardío - Mioceno temprano) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990) Esta acción está ligada a movimientos de la placa pacífica.

Coincidentally, the latest data show that the most important Andean folding stage occured around 20 Ma (late Oligocene – Early Miocene) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990). This action is linked to the pacific plate motion.

Magmatismo

Magmatism

Paleozoico

Paleozoic

La actividad magmática producida durante el Ordovícico en la Cordillera Oriental de Bolivia refleja el rifting de la corteza continental. El volcanismo submarino intercala la secuencia sedimentaria marina: en el Arenigiano se interestratifican en el sur del país tobas cineríticas y flujos dacíticos. Durante el Llanvirniano, en la parte central de la Cordillera Oriental y mayormente relacionadas a la Formación Capinota y equivalentes, se interestratifican flujos de basaltos submarinos, doleritas amigdaloides. En el Caradociano intercalan con la Formación Amutara, en la región central y norte de la Cordillera Oriental, lavas almohadilla de andesita basáltica y traquiandesitas espilitizadas (Avila Salinas, 1996).

In the Eastern Cordillera of Bolivia, the magmatic activity that occured during the Ordovician reflects a rifting of the continental crust. The submarine volcanism interbeds with the sedimentary marine sequence: During the Arenigian, in the southern part of the country, kyneritic tuffs and dacitic flows interbed. During the Llanvirnian, in the central part of the Eastern Cordillera, the submarine basalt flows, and amigdaloid dolerites, equivalent and mostly related to the Capinota Formation, interbed with one another. During the Caradocian, basaltic andesite pillow lavas and spitilized trachy-andesite interbed with the Amutara Formation in the central and northern regions of the Eastern Cordillera (Avila Salinas, 1996).

La actividad magmática a fines del Ordovícico está relacionada a la Fase Oclóyica, que como se indicó líneas arriba, produjo la intrusión de plutones en el norte argentino.

At the end of the Ordovician, the magmatic activity is related to the Ocloyic Phase which, as indicated above, produced the intrusion of plutons in Northern Argentina.

El principal movimiento tectónico se produjo entre el Devónico superior y el Carbonífero inferior, especialmente durante este último. El evento corresponde a la denominada Fase Chiriguana por geólogos de YPFB, y ampliamente estudiada por geólogos de ORSTOM bajo la denominación de Fase Eohercínica. Este es un evento principalmente compresivo que involucró a la mayoría de las rocas del Paleozoico inferior

The main tectonic movement occured between the Upper Devonian and the Lower Carboniferous, particularly during the latter. The event pertains to the phase that YPFB geologists refer to as the Chiriguana Phase, and which is widely studied by ORSTOM geologists under the name of Eo-hercynic Phase. This is a mainly compressive event which involved most of the Lower Paleozoic rocks.

Mesozoico

Mesozoic

El evento magmático más importante durante el Mesozoico corresponde a la Fase Kolla Avila-Salinas (1989), que marca el límite entre los ciclos Subandino y Andino, y que se desarrolló principalmente entre el Triásico más alto y el Jurásico medio. Este magmatismo presenta dos fases diferentes, una primera etapa compresiva con intrusiones plutónicas en el área norte de la Cordillera Oriental, y la otra distensiva, en el sector central y sur.

During the Mesozoic, the most important magmatic event pertains to the Kolla Phase Avila-Salinas (1989), which marks the boundary between the Andean and Subandean cycles. It developed mainly between the uppermost Triassic and the Middle Jurassic. This magmatism presents two different phases: a first, compressive stage, with plutonic intrusions in the northern area of the Eastern Cordillera, and the other, distensive stage, in the central and southern sector.

Según Avila (1981), el núcleo de la Cordillera Real está ocupado por varios plutones graníticos y granodioríticos (batolitos de Sorata, Huato, Yani, Taquesi, y Huayna Potosí), cuya edad triásica superior (en el rango de 210-200 Ma) ha sido establecida (Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977, inédito).

According to Avila (1981), the Cordillera Real core is occupied by several granitic and granodioritic plutons (the Sorata, Huato, Yani, Taquesi, and Huayna Potosí batholiths). The Upper Triassic age (in the 210-200 Ma range) of the former has been established (Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977, unedited).

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JUNIO 2000

El evento distensivo desarrolló mantos y coladas basálticas en la zona central. El Basalto Entre Ríos proporcionó edades muy dispares y cuestionadas (entre 235 y 171 Ma). El Basalto de Tarabuco, por el contrario, tiene una buena datación de 171,4 Ma (Sempere, 1996). Otros filones mantos, de origen extensional, aflorantes en la región de Cornaca (área de Tupiza) intruyen rocas ordovícicas y fueron datados en 184,0 ± 4,9 Ma (Jurásico inferior) (Tawackoli et al., 1996). Durante el resto del Mesozoico, especialmente en el Cretácico, la cuenca estuvo relacionada a procesos de rifting de trasarco, que produjeron derrames de lavas y basaltos en distintas oportunidades, como el Basalto de Betanzos datado en 80-83 Ma.

In the central area, the distensive event developed basaltic mantles and flows. The Entre Ríos Basalt gave very uneven and disputed ages (between 235 and 171 Ma). On the other hand, the Tarabuco Basalt gave a good dating at 171.4 Ma (Sempere, 1996). Outcropping in the Cornaca region (Tupiza area), other mantle lodes of extensional origin, intrude into Ordovician rocks and were dated at 184.0 ± 4.9 Ma (Lower Jurassic) (Tawackoli et al., 1996). During the rest of the Mesozoic, particularly during the Cretaceous, the basin was related to back-arc rifting processes which in different ocassions produced lava and basalt spills, such as the Betanzos Basalt, dated at 80-83 Ma.

Cenozoico

Cenozoic

En el sector meridional de la Cordillera Real se emplazaron, entre otros, los cuerpos ígneos del Illimani, batolito de Quimsa Cruz y el plutón de Santa Vera Cruz, durante el Oligoceno-Mioceno inferior (McBride, 1977, inédito; Grant et al., 1979).

During the Oligocene-Lower Miocene, in the meridional sector of the Cordillera Real, the igneous bodies of the Illimani, the Quimsa Cruz batholith, and the Santa Vera Cruz pluton, were emplaced, among others (McBride, 1977, unpublished; Grant et al., 1979).

Más al sur, en el borde oeste de la Cordillera Oriental, próximo al límite con el Altiplano, tuvo lugar durante la mayor parte del Mioceno, una importante etapa de magmatismo extrusivo que formó y modeló las mesetas ignimbríticas más extensas e importantes de Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km2) formada entre los 8,4 y 6,4 Ma, la Meseta de Los Frailes (8500 km2) formada entre los 8 y 5 Ma, y la de Panizos formada entre los 7,9 y 6,75 Ma (esta última en dominio altiplánico). El análisis de estas ignimbritas, calderas, y de los intrusivos subvolcánicos asociados, puede ser consultada en la extensa literatura dedicada a su estudio como Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) y Leroy & Jiménez (1996), entre otros.

Further south, in the western border of the Eastern Cordillera, close to the Altiplano boundary, an important extrusive magmatism stage took place during most of the Miocene, forming and shaping the most extensive and important ignimbritic plateaus in Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km2) formed between 8.4 and 6.4 Ma, the Los Frailes plateau (8500 km2) formed between 8 and 5 Ma, and Panizos formed between 7.9 and 6.75 Ma (the latter in the Altiplano domain). Analyses of these ignimbrites, calderas and related subvolcanic intrusives may be referred to in the extensive literature devoted to their study, including Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) and Leroy & Jiménez (1996), among others.

Schneider & Halls (1985) y Schneider (1987) reconocieron cinco etapas principales en el desarrollo del magmatismo del complejo volcánico Frailes-Kari Kari. Este magmatismo se inicia a fines del Oligoceno y tiene su mayor desarrollo durante todo el Neógeno (principalmente el Mioceno).

Schneider & Halls (1985) and Schneider (1987) recognized five main stages in the development of the magmatism at the FrailesKari Kari volcanic complex. This magmatism starts at the end of the Oligocene, and reaches its greatest development during the entire Neogene (mainly the Miocene).

El primer episodio (Kumurana) tuvo lugar a los 25 Ma, el segundo (Kari Kari) entre los 25-20 Ma, el tercer episodio (Cebadillas) entre 17 y 10 Ma, el cuarto (Meseta de Los Frailes) entre 8 y 5 Ma, y finalmente el quinto episodio (Post-Frailes) entre 4 y 1 Ma.

The first episode (Kumurana) took place in 25 Ma, the second (Kari Kari) between 25-20 Ma, the third episode (Cebadillas) between 17 and 10 Ma, the fourth (Los Frailes Plateau) between 8 and 5 Ma, and finally the fifth episode (Post-Frailes) between 4 and 1 Ma.

Este volcanismo forma parte de la provincia magmática de trasarco del Cratógeno Andino Central, y está asociado a una importante mineralización polimetálica, desarrollada al sur de la Meseta de Morococala en los intrusivos subvolcánicos de Colquechaca (22,6 Ma), Tasna (16,4 Ma), Chorolque (16,2 Ma), Tatasi (15,6 Ma), Chocaya (13,8 Ma), Potosí (13,8 Ma) y Llallagua (9,4 Ma), entre otros. Estas intrusiones están relacionadas con la mineralización principalmente de estaño y plata, y de otros minerales asociados como As-W-Pb-Zn-Sb-Bi-U. El clímax de la mineralización tuvo lugar entre los 18 y 16 Ma.

This volcanism forms part of the back-arc magmatic province of the Central Andean Cratogene, and is related to an important polymetallic mineralization which developed south of the Morococala Plateau in the subvolcanic intrusives of Colquechaca (22.6 Ma), Tasna (16.4 Ma), Chorolque (16.2 Ma), Tatasi (15.6 Ma), Chocaya (13.8 Ma), Potosí (13.8 Ma) and Llallagua (9.4 Ma), among others. These intrusions are related to the mineralization of tin and silver, mainly, and of other related minerals such as As-WPb-Zn-Sb-Bi-U. The mineralization climax took place between 18 and 16 Ma.

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UNIDADES ESTRUCTURALES DE BOLIVIA LLANURA DEL MADRE DE DIOS

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Modificado de Sempere, 1995

ABREVIACIONES CFP: Cabalgamiento Frontal Principal, CANP: Cabalgamiento Andino Principal, CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal, FUK : Falla Uyuni-Khenayani, FSV: Falla San Vicente nea gruesa corresponde al lineamiento formado por el SFCR: Sistema La lí de Fallas de la Cordillera Real y la FAT : Falla Aiquile-Tupiza, que separa los terrenos Macizo de Arequipa- Huarina y Cratón de Guaporé

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Capítulo 4

SIERRAS SUBANDINAS SUBANDEAN BELT Introducción

Introduction

La Faja Subandina de Bolivia constituye un complejo sistema de serranías longitudinales estrechas, separadas por amplios valles sinclinales. Esta región, ubicada entre la Cordillera Oriental y la Llanura Chaco-Beniana, constituye el borde oriental de la Cordillera de los Andes y atraviesa todo el territorio boliviano, desde la frontera con el Perú hasta el límite con la República Argentina.

The Bolivian Subandean Belt constitutes a complex system of narrow longitudinal ranges, separated by wide sincline valleys. Located between the Eastern Cordillera and the Chaco-Beni Plain, this region establishes the eastern border of the Andean Cordillere, and crosses the entire Bolivian territory, from the Peruvian border to the boundary with the Republic of Argentina.

Todos los investigadores del Subandino coinciden en señalar que corresponde a una compleja faja plegada y corrida, separada de la Cordillera Oriental por el denominado Cabalgamiento Frontal Principal, que constituye una importante falla longitudinal meridiana de corrimiento que delimita ambas provincias geológicas. El límite oriental con las llanuras beniana y chaqueña está definido por el Frente de Cabalgamiento Subandino representado por la falla de Caquiahuaca en el norte y por la falla de Mandeyapecua en el sur.

All the researchers of the Subandean agree that it pertains to a complex fold-thrust belt, separated from the Eastern Cordillera by the so-called Main Front Thrust, which forms an important longitudinal meridian thrust fault, delimiting both geological units. The eastern limit with the Beni and Chaco plains is defined by the Subandean Thrust Front, represented by the Caquiahuaca fault, to the north, and the Mandeyapecua fault, to the south.

Morfológicamente, las serranías coinciden con las estructuras anticlinales, las cuales son atravesadas transversalmente por ríos antecedentes, en una etapa juvenil de erosión. Las estructuras sinclinales son por lo general dos o tres veces más amplias que los anticlinales, y conforman grandes valles agrícolas atravesados por ríos longitudinales.

Morphologically, the ranges coincide with the anticline structures which, during a young erosion stage, were crosscut by the preceding rivers. Generally, the sincline structures are twice or three times as wide as the anticlines, and make up large agricultural valleys crossed by longitudinal rivers.

A lo largo de las Sierras Subandinas se reconocen tres zonas estructurales, la septentrional con dirección NW-SE, desde la frontera peruana hasta el Río Chapare (13°-17° S), la central, transicional, de un solo grado geográfico, entre los ríos Chapare y Yapacaní (17°-18° S) y la zona meridional con dirección N-S, desde este último río hasta la frontera (18°-22° S), y que se prolonga en territorio argentino. Sin embargo, existe el criterio actual de considerar solamente dos regiones: norte y sur, limitadas por el Río Chapare (17º S) en el sector de Villa Tunari - Río Chapare, en el departamento de Cochabamba, lugar de la inflexión de la Cordillera de los Andes. En el presente texto se considerará esta última división.

Three structural areas are recongized along the Subandean Ranges: the northern area, with NW-SE trend, embracing from the Peruvian border to the Chapare River (13°-17° S); the central, transitional area, with a single geographic degree, located between the Chapare and Yapacaní rivers (17°-18° S); and the meridional area, with N-S trend, embracing from the latter river up to the border (18°-22° S), and extending into Argentine territory. Nevertheless, the currentl criterion is to consider only two regions: the north and south, limited by the Chapare River (17º S) in the Villa Tunari – Chapare River sector in the Department of Cochabamba, which is the site where the Andean Cordillera bends. This text will take on the latter division.

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JUNIO 2000

El estilo estructural, según Baby et al. (1994, 1995), cambia de una zona a otra, debido principalmente a variaciones de espesor y litología de las rocas involucradas en los corrimientos estructurales y niveles de despegue. Los principales rasgos de estos tres sectores, según trabajos de Baby y colaboradores del Convenio YPFB-ORSTOM, son los siguientes:

According to Baby et al. (1994, 1995), the structural style changes from one area to the rest, due mainly to the thickness and lithology variations of the rocks involved in the structural thrusting and detachment levels. The main features of these three sectors, according to works by Baby and the geologists of the YPFBORSTOM Agreement, are the following:

Subandino Norte.-

North Subandean.-

-

-

Es una faja plegada con corrimientos amplios, con una amplitud de onda de más de 10 km. El acortamiento cortical máximo es de 135 km. Gran desarrollo de rocas permocarboníferas calcáreas, marinas, muy fosilíferas, generadoras de hidrocarburos, diferentes de las secuencias permotriásicas evaporíticas (parcialmente calcáreas) del Subandino sur. Ninguna actividad volcánica distensiva en el Jurásico.

-

-

Subandino Sur.-

-

Faja plegada con corrimientos más estrechos que el Subandino norte. El acortamiento cortical oscila entre los 100 y 159 km. Las secuencias sedimentarias marinas paleozoicas, en la mayoría de los casos no constituyen bordes de cuenca, sino que, por el contrario, son lugares de continua subsidencia. Tiene un importante volcanismo distensivo durante el Jurásico.

It is a fold belt with extensive thrusting and a wave amplitude of over 10 km. The maximum crustal shortening is of 135 km. Major development of very fossiliferous Permian-Carboniferous calcareous, marine rocks that are hydrocarbon generators and different than the Permian-Triassic evaporitic sequences (partially calcareous) of the South Subandean. No distensive volcanic activity during the Jurassic.

South Subandean.-

-

It is a fold belt with narrower thrusting than the North Subandean. The crustal shortening ranges between 100 and 159 km. In most of the cases, the Paleozoic marine sedimentary sequences do not form the basin borders; on the contrary, these are sites of on-going subsidence. There is important distensive volcanism during the Jurassic.

Estratigrafía

Stratigraphy

Subandino Norte

North Subandean

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La secuencia estratigráfica, en el sector norte del subandino, se inicia con rocas atribuidas al Ordovícico, las formaciones Enadere, en la base, y Tarene, en la parte superior. No se conoce la base de la secuencia ordovícica pero se asume que yace sobre rocas proterozoicas.

In the northern sector of the Subandean, the stratigraphic sequence starts with rocks attributed to the Ordovician: the Enadere Formation at the base, and Tarene Formation at the top. The base of the Ordovician sequence is unknown, but it is assumed to lie over Proterozoic rocks.

Según Beccar & Toledo (1990), sedimentitas de este sistema se observan a lo largo de la Serranía de Caquiahuaca asociadas al último cabalgamiento emergido del Subandino, aflorando con rumbo noroeste - sudeste aproximadamente, desde el Río Madidi en el extremo norte, hasta el arroyo Caijene en el extremo sur (próximo a San Buenaventura).

According to Beccar & Toledo (1990), this system’s sedimentites can be seen along the Caquiahuaca Range, associated to the last thrust emerged form the Subandean, outcropping with northwest southeast trend from the Madidi River in the northern end, to the Caijene Stream in the southern end (nearby San Buenaventura).

La Formación Enadere (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad de aproximadamente 250 m de espesor de sedimentos marinos de plataforma profunda, depositados en una cuenca de antepaís. La mayor parte de las sedimentitas de la parte inferior corresponden, según Oller (1984), a limolitas y areniscas arcillosas gris claras y gris verdosas, de grano fino, compactas bien estratificadas en bancos centimétricos e intercalados con delgados niveles de lutitas negras. La parte superior está integrada por areniscas arcillosas, gris claro a gris verdoso, duras, de grano fino, bien estratificadas. Es importante la presencia de tubos de vermes (Scolithos), flute

The Enadere Formation (Canedo-Reyes, 1960) is an approximately 250 m thick unit of deep shelf marine sediments, deposited in a foreland basin. According to Oller (1984), most of the sedimentites of the lower part correspond to fine grained, light gray and greenish gray siltstones and sandstones, that are compact and well bedded in centrimetric banks, and interbedded by thin levels of black shale. The upper part is made up by hard, light to greenish gray, fine grained, well bedded argillaceous sandstones. The presence of worm tubes (Scolithos), flute casts (conical molds), and groove casts (rectilinear grooves) is important. According to

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA casts (moldes cónicos) y groove casts (surcos rectilíneos). Ambientalmente, según Beccar & Toledo (1990), las secuencias se interpretan como la progradación rítmica de facies de mareas bajas a distales de moderada a alta energía (icnofacies de Scolithos) sobre facies inframareicas, medias a bajas de débil energía (icnofacies de Cruziana) (Bossi,1985). A la Formación Enadere se la tipifica como una megasecuencia siliciclástica de polaridad negativa que evoluciona desde facies de plataforma fuera de costa (pelitas de la base de la formación) a facies samíticas de playa, dentro de un modelo somero epeírico de carácter regresivo. En esta unidad se recolectaron Dignomia boliviana y Cruziana sp. de edad caradociana.

Beccar & Toledo (1990), environmentally, the sequences are interpreted as the rhythmic progradation of low tide to distal facies of moderate to high energy (Scolithos icnofacies), over middle to low, weak energy, infratidal facies (Cruziana icnofacies) (Bossi, 1985). The Enadere Formation is typed as a negative polarity, siliciclastic megasequence that evolves from offshore shelf facies (formation’s base pellites) to samitic beach facies, within a epeiric shallow model of regressive nature. Caradocian age Dignomia boliviana and Cruziana sp. were collected in this unit.

Transicionalmente continúa la Formación Tarene (Canedo-Reyes, 1960), que corresponde a sedimentos marinos, también de plataforma somera, pero con una marcada influencia costera. Estos sedimentos fueron acumulados en una cuenca de antepaís. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida por areniscas cuarcíticas a cuarcitas gris amarillentas a gis blanquecinas muy duras y conspicuas, que forman sucesiones monótonas en bancos de hasta 2,50 m con estratificación cruzada de bajo ángulo y geometría lenticular decamétrica en secuencias menores generalmente estratocrecientes. El ambiente de depósito de la formación fue esencialmente de playa, zona inframareica alta hasta supramareica (dunas costeras). Está presente un paleosuelo con costras ferruginosas como límite entre las formaciones Tarene y Tequeje, es decir entre los ciclos Tacsariano y Cordillerano.

The Tarene Formation (Canedo-Reyes, 1960) continues transitionally, corresponding to marine sediments, of shallow shelf as well, but with a marked coastal influence. These sediments were accumulated in a foreland basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up by quartzitic sandstones shifting to yellowish gray to whitish gray quartzites, very hard and conspicuous, which form monotonous successions in banks of up to 2.50 m with low angle crossbedding and decametric lenticular geometry in generally minor downward fining sequences. The formation’s deposit environment was esentially that of a beach, a high infratidal to supratidal area (shore dunes). As limit between the Tarene and Tequeje formations, that is, between the Tacsarian and Cordilleran Cycles, there is a paleosoil with ferrugoinous crusts.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Los únicos sedimentos de indudable edad silúrica fueron señalados sobre el camino Caranavi-Puerto Linares, y corresponden a la Formación Río Carrasco (Martínez et al., 1971), formados por sedimentitas marinas de plataforma somera, depositadas en cuenca de antepaís. Según estos autores, esta unidad está constituida por aproximadamente 800 m de lutitas oscuras, parcialmente alteradas, deleznables, de color salmón, coronadas por un banco de areniscas. Los principales fósiles recolectados corresponden a Monograptus bolivianus, trilobites, braquiópodos, moluscos, paraconuláridos y ostrácodos ludlovianos.

The only undoubtedly Silurian age sediments were pinpointed on the Caranavi-Puerto Linares road. They pertain to the Río Carrasco Formation (Martínez et al., 1971), and were formed by shallow shelf marine sedimentites, deposited in a foreland basin. According to some authors, this unit is made up by approximately 800 m of partially altered, crumbly, dark shale of a salmon pink color, which are crowned by a sandstone bank. The main fossil collected are Ludlowian Monograptus bolivianus, trilobites, brachiopods, mollusks, paraconularids and ostracodes.

En el sector norte, aún no se reconocieron rocas de edad silúrica. Sin embargo, más al norte, en la Cuenca del Madre de Dios, se identificaron sedimentos con fósiles pridolianos (Silúrico superior) Vavrdova et al. (1996). Sobre las rocas tacsarianas, y con un importante hiatus estratigráfico, yacen sedimentos devónicos marinos, de plataforma somera y de cuenca también de antepaís, diferenciados como formaciones Tequeje y Tomachi.

In the northern sector, no Silurian age rocks have been recognized yet. However, further north, sediments with Pridolian fossils (Upper Silurian), Vavrdova et al. (1996), have been identified in the Madre de Dios Basin With an important stratigraphic hyatus, shallow shelf sea, and also foreland basin sediments lie over the Tacsarian rocks, differentiated as the Tequeje and Tomachi formations.

La Formación Tequeje (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad predominantemente arcillosa de 700 a 900 m de espesor. En algunos sectores (como en el río Undumo), la formación se inicia con un delgado nivel conglomerádico, seguido por una secuencia pelítica, con algunas intercalaciones calcáreas. En la zona de influencia del río Enategua, en los niveles basales del miembro pelítico superior se han detectado varios niveles de filones-capa de sienitas, gabros y andesitas (Oller, 1984). Los fósiles encontrados corresponden principalmente a braquiópodos del Devónico inferior a medio, edad que fue corroborada por palinología.

The Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960) is a mostly argillaceous unit with a thickness of 700 to 900 m. In some sectors (such as at the Undumo River), the formation starts with a thin conglomerate level, followed by a pellitic sequence with some calcareous interbedding. In the Enategua River influence area, at the basal levels of the upper pellitic member, several levels of syenite, gabbro and andesite layer-lodes have been detected (Oller, 1984). The discovered fossils include mainly brachiopods of the Lower to Middle Devonian. This age was confirmed by palynology.

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La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a una unidad predominantemente arenosa de sedimentos marinos de plataforma somera. Estos sedimentos fueron definidos en el sinclinal de Tomachi, al norte de Teoponte, donde se disponen de forma concordante sobre las pelitas de la Formación Tequeje.

The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to a mostly arenacous unit with shallow shelf marine sediments. These sediments were defined in the Tomachi sincline, north of Teoponte, where they lie in conformity over the Tequeje Formation’s pellites.

En la base de esta unidad fue hallado un nivel fosilífero de la zona de Tropidoleptus carinatus. En la localidad tipo esta unidad proporcionó palinomorfos de la parte alta del Givetiano. Por encima, en la parte basal media, especies del Givetiano inferior (Verrucosisporites premnus), y finalmente formas del Frasniano (Maranhites brasiliensis). Consiguientemente, estos sedimentos pueden atribuirse a la parte baja del Devónico superior.

At this unit’s base, a fossiliferous level of the Tropidoleptus carinatus biozone was found. At the type locality, this unit provided palynomorphs of the high part of the Givetian. Up above, in the middle basal part, Lower Givetian species (Verrucosisporites premnus), and finally, Frasnian forms (Maranhites brasiliensis) were also found. Consequently, these sediments can be attributed to the lower part of the Upper Devonian.

La Formación Tomachi pasa transicionalmente a las secuencias superiores del Ciclo Cordillerano, correspondientes al Grupo Retama (López-Murillo, 1967). Se reconocen dos conjuntos sedimentarios del Devónico más alto y Carbonífero inferior, considerados en la literatura geológica tanto como una formación dividida en dos miembros, como un grupo con dos formaciones. En este trabajo son descritos según este último concepto, es decir como las formaciones Toregua y Kaka del Grupo Retama (Suárez & Díaz, 1996).

The Tomachi Formation shifts transitionally to the upper sequences of the Cordilleran Cycle, corresponding to the Retama Group (López-Murillo, 1967). Two sedimentary sets from the highest Devonian and Lower Carboniferous are recognized. In the geological literature, they are considered as both, a formation divided into two members, and a group with two formations. This paper describes them according to the latter concept; that is, as the Toregua and Kaka formations of the Retama Group (Suárez & Díaz, 1996).

La secuencia se inicia con la Formación Toregua (López-Murillo, 1967) que corresponde a un evento marino de plataforma somera, con influencia deltaica y evidencias de resedimentación. Esta unidad se depositó en una cuenca de antepaís, y se dispone directamente sobre las areniscas de la Formación Tomachi, o con una marcada discontinuidad erosiva sobre las pelitas de la Formación Tequeje. Está constituida por areniscas cuarcíticas de grano fino a muy fino, bien estratificadas en bancos de hasta 4 m de espesor, con delgadas intercalaciones de lutitas gris oscuras. Estas arenas fueron depositadas durante el pase Devónico Carbonífero, desde el Fameniano superior hasta el Viseano. Según Beccar & Toledo (1990), presenta una estructuración secuencial negativa, que se inicia con pelitas, hasta culminar en espesos paquetes arenosos. Estos autores indican que representa la sucesión de cuatro secuencias de progradación deltaica que suceden a la secuencia regresiva de línea de costa con la que culmina la serie devónica, estableciéndose una discontinuidad ambiental para el pase Tomachi-Toregua, con un notable aumento en la tasa de sedimentación, configurando así un paleoambiente costero deltaico eventualmente inestable (con ocasionales deslizamientos).

The sequence starts with the Toregua Formation (López-Murillo, 1967), pertaining to a shallow shelf marine event, with deltaic influence and evidence of re-sedimentarion. This unit was deposited in a foreland basin, and lies directly over the sandstones of the Tomachi Formation, or with marked erosive discontinuity over the pellites of the Tequeje Formation. It is made up by fine to very fine grained quartzitic sandstones, well bedded in banks up to 4 m thick, with thin interbedding of dark gray shale. These sands were deposited during the Devonian–Carboniferous passage, from the Upper Famennian to the Visean. According to Beccar & Toledo (1990), it displays a negative sequential structuring, starting with pellites and ending whith thick arenaceous packages. These authors indicate that it represents a succession of four deltaic progradation sequences that follow the coastline regressive sequence. With the latter, the Devonian sequence ends, establishing an environmental discontinuity for the Tomachi-Toregua passage, with a remarkable increase in the sedimentation rate. Thus, an eventually unstable coastal deltaic paleoenvironment (with occasional landslides) is configured.

El pase con la unidad superior, la Formación Kaka (LópezMurillo, 1967), se ubica en la base de la primera diamictita de esta última unidad. La Formación Kaka representa una secuencia marina de plataforma somera, con una marcada influencia glacimarina y evidentes rasgos de resedimentación. Al igual que las anteriores unidades, estas rocas se depositaron en una cuenca de antepaís.

The passage with the upper unit, the Kaka Formation (LópezMurillo, 1967), is located at the base of the first diamictite of the last unit. The Kaka Formation represents a shallow shelf marine sequence, with marked glacimarine influence and evident resedimentation features. Just like the previous units, these rocks deposited in a foreland basin.

Según Beccar & Toledo (1990), la Formación Kaka está constituida por una sucesión de diamictitas con matriz areno limosa, intercaladas con niveles de pelitas y areniscas estratificadas, continúan areniscas, limolitas y arcillitas. La secuencia es grano y estrato decreciente y significa una inversión respecto de la polaridad evolutiva anterior (Fm. Toregua), marcando una notable discontinuidad asociada a un periodo de

According to Beccar & Toledo (1990), the Kaka Formation is made up by a succession of diamictites with a sitly-sandy matrix, and interbedded by pellite and bedded sandstone levels; continuing with sandstones, siltstones and claystones. The sequence is upward coarsening and downward fining This means a reversal in terms of the previous evolutionary polarity (Toregua Formation), marking a noticeable discontinuity associated to a tectonic crisis period,

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA crisis tectónica que genera flujos gravitacionales cerca de relieves y que modifica la geometría de la cuenca.

which generates gravitational flows near the relieves and modifies the basin’s geometry.

Niveles arcillosos de la Formación Kaka son portadores de la paleoflora de Nothorhacopteris kellaybelenensis, idéntica a la presente en la Formación Siripaca del Lago Titicaca. El estudio de estas mismas rocas, realizado por Azcuy & Ottone (1987), identificó pólenes y esporas de origen continental, asignados al Carbonífero inferior.

The argillaceous levels of the Kaka Formation are carriers of the Nothorhacopteris kellaybelenensis paleoflora, which is identical to that present at the Siripaca Formation in Titicaca Lake. Studies on these same rocks, performed by Azcuy & Ottone (1987), identified continental origin polens and spores, assigned to the Lower Carboniferous.

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Culmina la secuencia paleozoica con el depósito de sedimentos marinos carbonáticos depositados en una plataforma somera, con influencia costera, en una cuenca de trasarco, correspondientes a la Formación Copacabana (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). Según Oller (1984), esta unidad es predominantemente calcárea, calizas y areniscas calcáreas e intercalaciones de lutitas, arcillas y margas varicoloreadas. Los niveles de lutitas negras son de bastante espesor (80-120 m), y generalmente presentan fuerte olor a hidrocarburos al ser fracturadas (lutitas bituminosas).

The Paleozoic sequence ends with the deposit of carbonatic marine sediment on a shallow shelf with coastal influence, and in a backarc basin, corresponding to the Copacabana Formation (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). According to Oller (1984), this unit is mostly calcareous, with limestones, calcareous sandstones, and interbedding of shale, clays and marls of a variety of colors. The black shale levels are quite thick (80-120 m ), and generally feature a strong hydrocarbon smell when broken (bituminous shale).

La edad de esta formación (documentada por conodontos y fusulinas) es atribuida al intervalo Bashkiriano basal (zona de Rhachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathodus pequopensis), es decir, desde la base del Carbonífero superior al Pérmico inferior (Merino & Blanco, 1990). Esta edad está también reflejada por el contenido de braquiópodos (principalmente prodúctidos), fusulinas, briozoarios y otros grupos fósiles de la biozona de Neospirifer condor. La palinología está definida por la biozona de Lueckisporites. El estudio geoquímico de muestras pelíticas de esta unidad en el pozo Tacuaral, indica que corresponden al tipo I-II, favorable para la generación de hidrocarburos (Moretti et al., 1994, 1996).

The age of the formation (documented by conodonts and fusulines is attributed to the basal Bashkirian interval (Rhachistognathus muricatus area) through the Kungurian (zona de Neostreptognathodus pequopensis area), that is, from the base of the Upper Carboniferous to the Lower Permian (Merino & Blanco, 1990). This age is also reflected by the content of brachiopods (mainly productids), fusulines, bryozoans, and other fossil groups of the Neospirifer condor biozone. The palynology is defined by the Lueckisporites biozone. The geochemical study of this unit’s pellitic samples in the Tacuaral well indicates that they belong to type I-II, which is favorable for the generation of hydrocarbons (Moretti et al., 1994, 1996).

LAGO TITICACA

SUBANDINO NORTE

Formación Tiquina

ausente

Mbro. San Pablo GRUPO

Fm. Chutani

Fm. Bopi Mbro. Collasuyo

TITICACA

Formación Copacabana

Fm. Copacabana

Formación Yaurichambi

Fig. 4.1 Cuadro de correlación entre las unidades del Grupo Titicaca del Subandino Norte y Lago Titicaca. Correlation chart among of the Titicaca Group units of the Northern Subandean and Lake Titicaca. En relación estratigráfica concordante, sobreyacen las areniscas de la Formación Bopi (Oller, 1984), que fueron depositadas en un ambiente transicional deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial, en cuenca de trasarco. Estos sedimentos, según Oller (1986), están constituidos en la base por areniscas de grano fino, con entrecruzamiento y ondulitas, intercaladas con delgados

The sandstones of the Bopi Formation (Oller ,1984) overlie in a conforming stratigraphic relation. They were deposited in a deltaic and coastal transitional environment, with aeolian and fluvial influence, and in a backarc basin. According to Oller (1986), at the base, these sediments are made up by fine grained sandstones, with crossbedding and ripples, and interbedded by thin shale levels and

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niveles de lutitas y esporádicos niveles calcáreos. La parte superior presenta la misma intercalación con mayor porcentaje de lutitas y margas. Algunos niveles de lutitas presentan fuerte olor a hidrocarburos al ser fracturados. Hasta la fecha no se encontraron fósiles en estos sedimentos, aunque se les atribuye una edad pérmica superior.

sporadic calcareous levels. The upper part displays the same interbedding, but with greater shale and marl percentages. When fractured, some of the shale levels feature a strong hydrocarbon smell. To date, no fossils were found in these sediments, although they are attributred an Upper Permian age.

Ciclo Andino I

Andean I Cycle

Discordante sobre la anterior unidad, sobreyace la Formación Beu (Schlagintweit, 1939), atribuida al Mesozoico. Con estos sedimentos se inicia un régimen continental eólico y fluvial, en cuenca de rift de trasarco. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida por conglomerados basales, areniscas finas, limosas, de color marrón rojizas, con entrecruzamiento tangencial en varios juegos. Hacia el tope el entrecruzamiento se hace más regular, y aumenta el diámetro del grano. Ambientalmente se interpreta como un ciclo deposicional de carácter continental que se inicia con depósitos fluviales de moderada a elevada energía, evoluciona luego a un ambiente de dunas eólicas (desértico), con ocasionales eventos fluviales de poca intensidad. Hacia el tope pasa gradualmente a un ambiente con mayor influencia hídrica, evidenciándose un cambio del clima cálido seco a cálido húmedo. Esta unidad presenta buenos indicios de hidrocarburos en el pozo Tacuaral, tales como fluorescencia e impregnaciones de petróleo.

In unconformity over the preceding unit overlies the Beu Formation (Schlagintweit, 1939), attributed to the Mesozoic. With these sediments, an aeolian and fluvial continental regime begins in a rift backarc basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up by basal conglomerates, and fine reddish brown silty sandstones, with tangential crossbedding in several plays. Towards the top, the crosbedding becomes more regular, and the grain diameter increases. Environmentally, it is interpreted as a depositional cycle of continental nature, which starts with fluvial deposits of moderate to high energy; it later evolves into an aeolian dune environment (desertic), with occasional fluvial events of little intensity. Close to the top, it shifts gradually to an environment with greater hydric influence, as shown by a change in climate from dry hot to humid hot. This unit displays good indications of hydrocarbons, such as fluorescence and oil impregnations, in the Tacuaral well.

Discordante sobre las areniscas de la Formación Beu, sobreyacen las areniscas con concreciones calcáreas, de tonos amarillentos, rojizos y violetas, que corresponden a la Formación Eslabón (Canedo-Reyes, 1960), y que constituyen sedimentos transicionales, entre ambientes deltaico y costero, con influencia marina, depositados en cuenca de trasarco. Esta unidad está constituida por tres miembros (Oller, 1986). Un miembro arenoso inferior por encima de un nivel de conglomerado; un miembro medio pelítico con delgados horizontes calcáreos con plantas fósiles y restos de peces, escamas y dientes; y un miembro superior arenoso con lentes conglomerádicos. Se trata de un desarrollo sedimentario continental fluvio-lacustre, eventualmente palustre y fluvio deltaico bajo condiciones climáticas cálidas áridas y semiáridas, hecho que explicaría la profusa presencia de paleosuelos en diverso grado de desarrollo (Beccar & Toledo, 1990). El evento lacustre tiene posibilidades de constituir una buena roca madre.

In unconformity over the sandstones of the Beu Formation, overlie sandstones with calcareous concretions, of yellowish, reddish and purple colors, pertaining to the Eslabón Formation (Canedo-Reyes, 1960). They make up transitional sediments between deltaic and coastal environments with marine influence, which deposited in a backarc basin. This unit is made up by three members (Oller, 1986): a lower arenacous member over a conglomerate level; a middle pellitic member, with thin calcareous horizons containing fossil plants and fish remanents, scales and teeth; and an upper arenaceous member with conglomeradic lenses. It refers to a fluviolacustrine continental sedimentary development, eventually palustrine and fluviodeltaic, under hot arid and semi-arid climate conditions. This fact would explain the profuse presence of paleosols at different development levels (Beccar & Toledo, 1990). The lacustrine event is likely to constitute a good source rock.

Esta unidad ha sido atribuida al Cretácico superior (Maastrichtiano) por la presencia de restos de Gasteroclupea branisai, al igual que en las formaciones El Molino de la Cordillera Oriental y Cajones del Subandino Sur. Las formaciones Eslabón y Flora constituyen la facies equivalente (areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental.

This unit has been attributed to the Upper Cretaceous (Maastrichtian), due to the presence of Gasteroclupea branisai remanents, just like in the El Molino and the Cajones Formations of the Eastern Cordillera and the South Subandean, respectively. The Eslabón and Flora formations (calcareous sandstones and paleosoils) constitute the facies equivalent to the El Molino Formation in the Eastern Cordillera.

La Formación Flora (Perry, 1963), que la sobreyace de forma concordante, también fue depositada en un ambiente transicional deltaico y costero, con una aparente influencia marina, y en la misma cuenca de trasarco. Según Oller (1986) está constituida por arcillitas y margas multicolores. Esporádicamente intercalan niveles de calizas arcillosas.

The Flora Formation (Perry, 1963), lying in conformity over the preceding one, was also deposited in a conforming deltal and coastal transitional environment with apparent marine influence, and in the same back-arc basin. According to Oller (1986), it is made up by multicolor claystones and marls. Sporadically, they are interbedded by argillaceous limestone levels.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Beccar & Toledo (1990) indican que es muy aventurado asignarle un carácter marino o continental, debido a que no existen elementos diagnósticos claros y definitivos. La presencia de estromatolitos sugiere ambientes litorales protegidos y de llanuras de fangos con débil a moderada agitación de las aguas. La secuencia superior indica que el ambiente se hace un poco más profundo (máximo de la profundización) aunque manteniendo su carácter somero. La fauna de esta formación: Gasteroclupea branisai y Pucapristis branisi, tampoco da elementos definitivos al respecto; los abundantes gasterópodos y pelecípodos son aparentemente lacustres.

Beccar & Toledo (1990) indicate that it would be too daring to assign a marine or continental nature to it, since there are no clear and definitive diagnostic elements. The presence of stromatoliths suggests protected offshore and mud plain environments with a weak to moderate churned waters. The upper sequence indicates that the environment becomes a little deeper (maximum deepening), though maintaining its shallow nature. The fauna in this formation: Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi, does not provide definitive elements to this respect, either. The abundant gasteropods and pelecypods are apparently lacustrine.

Ciclo Andino II

Andean II Cycle

En discordancia sobre diferentes unidades del Mesozoico subandino, sobreyacen las areniscas continentales de la Formación Bala (Schlagintweit, 1939). Esta unidad está definida por secuencias de areniscas ligeramente micáceas que presentan en la base delgados niveles conglomerádicos, matriz sostén. Intercalan niveles pelíticos y ocasionalmente se observan niveles carbonosos con restos de troncos y niveles de pirita, calcopirita y azufre (Beccar & Toledo, 1990). El pase a la unidad superior es transicional y es definido donde las pelitas rojas se hacen definitivamente dominantes y los bancos de areniscas más aislados y lenticulares. Ambientalmente corresponde a un desarrollo continental fluvial de ríos entrelazados arenosos no cíclicos que transita a ríos meandrantes, bajo condiciones climáticas cálidas y húmedas.

In unconformity over the different Subandean Mesozoic units lie the continental sandstones of the Bala Formation (Schlagintweit, 1939). This unit is defined by sequences of slightly micaceous sandstones, displaying thin conglomeradic levels with support matrix at the base. Pellitic levels are interbedded, and occasionally, carbonous levels with trunk remanents and pyrite, calcpyrite and sulphur levels can be observed (Beccar & Toledo, 1990). The passage to the upper unit is transitional and defined at the point where the red pellites definitively become dominant, and the sandstone banks become more isolated and lenticular. Environmentally, it correspods to a fluvial continental development of arenaceous non-cyclic braided rivers shifting to meandering rivers under hot and humid climate conditions.

La Formación Quendeque (Schlagintweit, 1939) continúa de forma concordante y transicional en la secuencia del Subandino septentrional. Es una unidad continental fluvial y lacustre. Corresponde mayormente a secuencias de ríos meandriformes y anastomosados, depositados en cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Litológicamente está representada por arcillitas y limolitas rojo ladrillo con intercalaciones muy subordinadas de paquetes de areniscas ligeramente micáceas, limosas, levemente calcáreas, muy finas y lenticulares (Beccar & Toledo, 1990). Su tope es nítido, debido al contacto erosivo con la Formación Charqui. Secuencialmente representa la culminación de la secuencia que se inicia con la Formación Bala. En el Río Pluma, afluente del Río Sécure (Cochabamba) se encontraron fragmentos Trachytherus subandinus Villarroel et al., 1994. El género Trachytherus tiene un biocrón restringido al Oligoceno superior Mioceno inferior. Otras especies de este género fueron descritas de Salla y Lacayani. (Marshall & Sempere, 1991)

In the northern Subandean sequence, the Quendeque Formation (Schlagintweit, 1939) continues in uncorformity and transitionally. It is a continental fluvial and lacustrine unit. It corresponds mostly to sequences of meandering and anastomosed rivers, deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. Lithologically, it is represented by brick red claystones and siltstones with very subordinate interbedding of very fine and lenticular silty, slightly micaceous and calcareous sandstone packages (Beccar & Toledo, 1990). The top is very nitid due to the erosive contact with the Charqui Formation. Sequentially, it represents the ending of the sequence that starts with the Bala Formation. At Pluma River, an affluent of the Sécure River (Cochabamba), fragments of Trachytherus subandinus were found (Villarroel et al., 1994). The Trachytherus genera has a biochron restricted to the Upper Oligocene–Lower Miocene. Other species in this genus were described at Salla and Lacayani (Marshall & Sempere, 1991).

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SUBANDINO NORTE Pleistoceno Plioceno Mioceno superior

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SUBANDINO SUR Fm. Ñuapua

Fm. Tutumo

Fm. Emborozú

Fm. Charqui

Fm. Guandacay Fm. Tariquía

Mioceno

Mioceno inferior Oligoceno superior

Fm. Quendeque Fm. Yecua

Fm. Bala

Fm. Petaca

Fig. 4.2 Cuadro de correlación entre las unidades del Ciclo Andino II del Subandino Norte y Sur. Correlation chart among Andean II Cycle units of Northern and Southern Subandean

La Formación Charqui (Canedo-Reyes, 1960) yace en discordancia erosiva sobre las anteriores. Constituye una unidad de ambiente continental fluvio lacustre con influencia volcánica, depositada, al igual que la anterior formación, en una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta formación se inicia con bancos delgados de conglomerados, sigue una alternancia de areniscas arcillosas marrones rosáceas a marrones amarillentas y de arcilitas y limolitas rojo chocolate a rojo violáceo, ligeramente predominantes (Beccar & Toledo, 1990). No hay hasta el momento datos paleontológicos que permitan datar a esta unidad.

The Charqui Formation (Canedo-Reyes, 1960) lies in erosive unconformity over the preceding ones. It is a unit of fluviolacustrine continental environment with volcanic influence, which, just like the previous formation, was deposited in a foreland basin of the Eastern Cordillera. This formation starts with thin conglomerate banks, followed by an alternation of pinkish to yellowish brown argillaceous sandstones and sligthly predominant chocolate red to purple red claystones and siltstones (Beccar & Toledo, 1990). To date, there are no paleontological data to allow dating this unit.

Continúa y se completa la secuencia estratigráfica del subandino septentrional, con los sedimentos de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964), que representan una asociación continental aluvial y fluvial con influencia volcánica, depositada en una cuenca de piggy back del Subandino. Según Beccar & Toledo (1990), esta unidad está representada por conglomerados, areniscas conglomerádicas, areniscas y arcillitas. El componente sefítico es dominante y está constituido por clastos subredondeados de cuarcitas grises paleozoicas, areniscas cretácicas y terciarias, cuarzo lechoso, y calcedonia rosada. Tentativamente se le asigna una edad miocena superior a pliocena, por posición estratigráfica, grado de consolidación de los sedimentos y asociación a eventos tectónicos compresivos recientes.

The northern Subandean stratigraphic sequence continues and ends with the sediments of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964), which represents a continental alluvial and fluvial association with volcanic influence, deposited in a Subandean piggy back basin. According to Beccar & Toledo (1990), this unit is represented by conglomerates, conglomeradic sandstones, sandstones and claystones. The psephytic component is dominant and is made up by subrounded Paleozoic gray quartzitic clasts, Cretaceous and Tertiary sandstones, milky quartz and pink chert. Due to its stratigraphic position, sediment consolidation level, and the association to recent compressive tectonic events, it is tentatively assigned a Upper Miocene to Pliocene age.

Subandino Sur

South Subandean

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La cuenca marina ordovícica, bien desarrollada en la Cordillera Oriental, cubrió también con sus aguas las Sierras Subandinas y posiblemente parte de la Llanura Chaqueña. Los sedimentos presentes en la comarca corresponden a secuencias marinas de plataforma somera, con influencia costera.

The Ordovician marine basin, well developed in the Eastern Cordillera, also covered the Subandean Ranges and likely part of the Chaco Plain with its waters. The existing sediments in the territory pertain to shallow shelf marine sequences with coastal influence.

Las rocas más antiguas en el sector norte del Subandino Sur son areniscas cuarcíticas atribuidas a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa, 1960). No existen dudas de que esta unidad

The oldest rocks in the northern sector of the South Subandean are quartzitic sandstones attributed to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). There is no doubt that this unit is

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA está presente en el área de Río Grande. Sin embargo, es posible que al sur del Río Parapetí, al igual que sucede en el área de Tarija, los escasos afloramientos y los depósitos en subsuelo que infrayacen a la Formación Cancañiri, no correspondan a la Formación San Benito, sino a otra unidad del Ordovícico inferior.

present in the Río Grande area. However, it is possible that south of the Parapetí River, just like in the Tarija area, the scarce outcrops and deposits in the subsoil underlying the Cancañiri Formation, do not pertain to the San Benito Formation but to other Lower Ordovician unit.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Las formaciones silúricas no afloran en el subandino meridional al sur del Río Grande. Su presencia ha sido solamente señalada en subsuelo mediante registros sísmicos. La perforación exploratoria en las serranías alcanzó en profundidad sólo sedimentos devónicos, por lo general las areniscas de la Formación Iquiri, y en contados casos niveles de las formaciones Huamampampa y Santa Rosa, como es el caso de los pozos Caigua 2 – X11 en Bolivia y Ramos11 en la Argentina. No obstante, se considera que los sedimentos de la Formación Kirusillas son rocas generadoras de hidrocarburos.

Silurian formations do not oucrop in the meridional Subandean south of Río Grande. Their presence has been pointed out only in the subsurface through seismic records. At depths, the exploratory perforation at the ranges reached only Devonian sediments, generally, the sandstones of the Iquiri Formation and in a few cases, levels of the Huamampampa and Santa Rosa formations, such as in the case of the Caigua 2-XII wells in Bolivia, and Ramos-11 in Argentina. Nonetheless, the sediments of the Kirusillas Formation are considered to be hydrocarbon generators.

Los afloramientos de rocas devónicas en el Subandino Sur son reducidos y restringidos a las unidades superiores (formaciones Los Monos, Iquiri y Saipurú inferior). Están desarrollados por lo general en las culminaciones de la mayoría de los anticlinales, o expuestos por fallas inversas.

In the South Subandean, the Devonian rock outcrops are reduced and restricted to the upper units (Los Monos, Iquiri and lower Saipurú formations). Generally, they are developed at the endings of most of the anticlines, or exposed by overturned faults.

La presencia de sedimentos del Devónico inferior está debidamente documentada en subsuelo, a grandes profundidades. Las areniscas entrecruzadas de la Formación Santa Rosa han sido señaladas en algunos pozos. En el pozo Caigua 2-XII, por ejemplo, fue registrada desde los 2088 m, hasta la profundidad final. Por la profundidad a la que se encuentra, la materia orgánica contenida en estos sedimentos se encuentra sobremadurada y genera solamente hidrocarburos gaseosos. Las más importantes reservas de gas del país provienen de estos sedimentos.

At great depths, the presence of Lower Devonian sediments is duly documented in the subsurface. In some of the wells, the crossbedded sandstones of the Santa Rosa Formation have been pointed out. At the Caigua 2-XII well, for instance, it was recorded from a depth of 2,088 m up to the final depth. Due to the depth at which it is located, the organic matter contained in these sediments is overmature and generates gaseous hydrocarbons only. The most important reserves of gas of the country originate of these sediments.

Los sedimentos pelíticos de la Formación Icla, de algunos cientos de metros de espesor, están también presentes en el subsuelo de la región y constituyen una excelente roca madre generadora de hidrocarburos. Las arenas de la Formación Huamampampa afloran en algunos sectores del subandino meridional. En el subsuelo son consideradas como importantes rocas reservorio de petróleo.

With a thickness of some hundreds of meters, the pellitic sediments of the Icla Formation are also present in the region’s subsurface, and make up an excellent hydrocarbon generating source rock. The sands of the Huamampampa Formation outcrop in some sectors of the meridional Subandean. In the subsurface, they are considered as important petroleum reservoir rocks.

Como se indicó líneas arriba, la mayoría de los sedimentos devónicos aflorantes en el Subandino Sur corresponden a las formaciones Los Monos e Iquiri, que forman el núcleo de la mayoría de los anticlinales de la región. En general, y de forma transicional sobre las areniscas Huamampampa, sobreyacen los sedimentos pelíticos de la Formación Los Monos (Mather, 1922), que corresponden a sedimentos marinos de plataforma somera. Están constituidos por una alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con el predominio de las primeras. Las asociaciones palinológicas contenidas en sus sedimentos permiten asignarles una edad mesodevónica (Emsiano superior a Givetiano inferior)

As indicated above, most of the Devonian sediments outcropping in the Subandean pertain to the Los Monos and Iquiri Formations, which make up the core of most of the anticlines in the region. Generally and transitionally over the Huamampampa sandstones, overlie the sediments of the Los Monos Formation (Mather, 1922), which correspond to shallow shelf marine sediments. They are made up by an alternation of shale, siltstones and sandstones, where the former prevail. The palynological associations contained in its sediments enable to assign them a Middle Devonian age (Upper Emsian to Lower Givetian).

La cuenca se colmató paulatinamente, y la plataforma se hizo cada vez más somera. Es notoria la influencia costera por la presencia de restos de vegetales. La secuencia se vuelve más arenosa y se ingresa a la Formación Iquiri (White, 1925), que define una intercalación de areniscas y pelitas, con el predominio de las primeras. No es fácil definir el tope de la Formación Los Monos.

The basin gradually heaped up, and the shelf became shallower. The coastal influence is noticeable due ot the presencee of plant remanents. The sequence becomes more arenaceous, and the Iquiri Formation (White, 1925) starts, defining a interbedding of sandstones and pellites, where the former prevail. It is not easy to define the top of the Los Monos Formation. The passage is gradual,

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El pase es gradual y se lo ubica aproximadamente con el incremento arenoso. En esta formación se encontraron muy pocos macrofósiles, de los que el más común es Tropidoleptus carinatus. Por el contrario, el contenido palinológico es abundante y diagnóstico. La parte inferior está caracterizada por la asociación de Verrucosisporites premnus, y la parte alta por la zona de Maranhites brasiliensis, palinomorfos que caracterizan el Givetiano - Frasniano, sin embargo, en algunos sectores, el depósito de estas rocas alcanzó incluso el Fameniano (zona de Retispora lepidophyta).

and located approximately at the arenaceous increase. Very few macrofossils were found in this formation, the most common being the Tropidoleptus carinatus. On the contrary, the palynological content is diagnostic and abundant. The lower part features the Verrucosisporites premnus association, and the upper part, the Maranhites brasiliensis Zone, palynomorphs which characterize the Givetian–Frasnian; however, in some sectors, these rocks’ deposit even reached the Famennian (Retispora lepidophyta Zone).

El Ciclo Cordillerano concluye durante el Fameniano-Viseano, con la Formación Saipurú (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983). Es una unidad polémica por su relación estratigráfica. El tema es motivo de un análisis más detallado y cuidadoso, y este trabajo no se ocupará de ello. La Formación Saipurú corresponde a un depósito sintectónico (movimientos chiriguanos) en ambiente marino de plataforma somera, con influencia glacimarina. Esta unidad está constituida por la alternancia de bancos macizos de arenas, diamictitas, arcillas, todas con evidencias de deslizamiento y resedimentación. Los restos palinológicos encontrados en sus sedimentos permitió diferenciar tres biozonas, en la base la asociación de Retispora lepidophyta, del Fameniano más alto, luego la zona de Verrucosisporites magloirei del Tournaisiano, y en la parte alta, la zona de Verrucosisporites magnidictyus del Viseano (Lobo, com. pers.). Sobre la Formación Saipurú se asientan discordantemente los conglomerados y areniscas de la Formación Tupambi.

The Cordilleran Cycle ends during the Famennian-Visean with the Saipurú Formation (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983). This unit raises debates on its stratigraphic relation. The topic calls for a more detailed and thorough analysis, thus, this paper will not deal with it. The Saipurú Formation corresponds to a syntectonic deposit (Chiriguano movements) in a shallow shelf marine environment with glacimarine influence. This unit is made up by an alternation of massive sand banks, diamictites, and clays, all of them with evidence of slipping and re-sedimentation. The palynological remanents found in its sediments allowed the differentiation of three biozones: at the base, the upper-most Famennian Retispora lepidophyta association; then, the Tournaisian Verrucosisporites magloirei Zone; and at the upper part, the Visean Verrucosisporites magnidictyus Zone (Lobo, personal comm.). The conglomerates and sandstones of the Tupambi Formation are settled in unconformity over the Saipurú Formation.

El límite entre los ciclos Cordillerano y Subandino, corresponde a una fase tectónica. Estos movimientos se denominaron en YPFB como Fase Chiriguana (Eohercínica de los trabajos de ORSTOM).

The boundary between the Cordilleran and Subandean cycles pertains to a tectonic phase. At YPFB, these movements were called the Chiriguana Phase (Eohercynic in the ORSTOM works).

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Los sedimentos marinos y transicionales-continentales de este ciclo han sido reunidos en tres grupos: Macharetí, Mandiyutí y Cuevo. Temporalmente se inicia en el Namuriano (Tupambi) y concluye en el Jurásico inferior (San Diego). El Basalto de Entre Ríos, que constituye la base del Grupo Tacurú y el inicio del Ciclo Andino, marca el límite superior del ciclo.

The marine and continental transitional sediments of this cycle have been gathered in three groups: Macharetí, Mandiyutí and Cuevo. In terms of time, it starts in the Namurian (Tupambi) and ends in the Lower Jurassic (San Diego). Making up the base of the Tacurú Group and the beginning of the Andean Cycle, the Entre Ríos Basalt marks the cycle’s upper limit.

El complejo grupo turbidítico basal Macharetí, depositado en una cuenca de antepaís, está conformado por un enrejado de canales submarinos que se cortan y entrelazan entre sí, siguiendo una pendiente general SE-NW, rellenando la cuenca subandina con detritos procedentes tanto de la cordillera hercínica occidental, como del Cratón de Guaporé. La secuencia sedimentaria está formada por eventos cíclicos de conglomerado-arena y arcilladiamictita, que de base a tope fueron diferenciadas como formaciones Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro y Taiguati.

Deposited in a foreland basin, the Macharetí basal turbiditic groupcomplex is made up by a submarine canal grid which cut and intertwine with each other, following a general SE-NW slope and filling a Subandean basin with detritus coming from both, the western hercynic range and the Guaporé Craton. The sedimentary sequence is made up by cyclic events of conglomerates-sands and clay-diamictite, which from base to top, they were differentiated as the Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro and Taiguati formations.

Durante el depósito del grupo Mandiyutí, constituido por las formaciones Escarpment y San Telmo, las condiciones ambientales se mantienen. Grandes canales submarinos atraviesan la cuenca subandina, manteniendo los antiguos canales del Macharetí o abriendo nuevos cursos con la energía de nuevos y espesos flujos detríticos.

During the deposit of the Mandiyutí group, made up by the Escarpment and San Telmo formations, the environmental conditions were maintained. Large submarine canals cross the Subandean basin, maintaining the olf Macharetí canals, or opening up new ways with the energy of new and thick detrital flows.

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La Formación Copacabana (Carbonífero superior–Pérmico inferior), de gran desarrollo en la Cordillera Oriental, se extiende hasta el subandino del área de Santa Cruz (Región de El Tunal).

With great development in the Eastern Cordillera, the Copacabana Formation (Upper Carboniferous-Lower Permian) extends into the Subandean in the Santa Cruz area (El Tunal region).

Durante el Pérmico la cuenca cambia de carácter marino a transicional y continental. Se depositan sedimentos fluviales, eólicos, carbonáticos y evaporíticos del grupo Cuevo, constituido por las formaciones Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu y San Diego.

During the Permian, the basin shifts from a marine to a transitional and continental nature. Fluvial, aeolian, carbonatic and evaporitic sediments of the Cuevo group, made up by the Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu and San Diego formations, were deposited.

A continuación se describirán sumariamente las características particulares de cada una de las formaciones que conforman el ciclo en el Subandino meridional.

Following, a summarized description of the particular features of each one of the formations making up the meridional Subandean is provided.

GRUPO MANDIYUTI

Formación San Telmo Formación Escarpment Formación Taiguati

GRUPO MACHARETI

Formación Chorro Formación Itacuamí / Tarija Formación Tupambi

Fig. 4.3 Cuadro estratigráfico de los grupos Macharetí y Mandiyutí (Carbonífero superior – Pérmico). Stratigraphic chart of Macharetí and Mandiyutí groups (Upper Carboniferous – Permian)

Carbonífero inferior. Esta unidad agrupa de base a tope a las formaciones Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro y culmina con la Formación Taiguati. Este conjunto iniciado en el Namuriano concluye aparentemente en el Westafaliano.

The Macharetí Group (Harrington, 1922) is laid out in unconformity over the different Devonian and Lower Carboniferous formations. From base to top, this unit groups the Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro formations and ends with the Taiguati Formation. Initiated in the Namurian, this set ends apparently in the Westfalian.

La secuencia inicia con la Formación Tupambi (White, 1924), que está compuesta de areniscas y conglomerados, intercalados por diamictitas grises que forman bancos irregulares gruesos, con algunas ocasionales y subor-dinadas intercalaciones de lutitas. Esta secuencia corresponde a un ambiente marino de plataforma somera, con influencia deltaica y evidencias de resedimentación.

The sequence starts with the Tupambi Formation (White, 1924). It is made up by sandstones and conglomerates, interbedded by gray diamictites that form coarse irregular banks with occasional subordinate shale interbedding. This sequence pertains to a shallow shelf marine environment, with deltaic influence and evidence of re-sedimentation.

Esta secuencia, al igual que la del Ciclo Cordillerano, fue depositada en una cuenca de antepaís. La poca información paleontológica impide dar una idea exacta sobre la edad de la unidad. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Lobo, com.pers.) asignaron a estas rocas una edad namuriana alta. Azcuy & Laffitte (1981) reconocieron dos asociaciones palinológicas (A y B), la inferior con Ancistrospora verrucosa, y la superior con Potonieisporites sp., asignándoles una edad carbonífera media a superior. Consiguientemente, estos sedimentos se asignaron al Namuriano y Westfaliano. Sin embargo, en base a reconstrucciones paleogeográficas y correlaciones estratigráficas, algunos trabajos

Just like that of the Cordilleran Cycle, this sequence was deposited in a foreland basin. The scarce paleontological information available prevents having an exact idea of the unit’s age. YPFB palynological determninations (Lobo, personal comm.) assigned a Upper Namurian age to these rocks. Azcuy & Laffite (1981) recognized two palynological associations (A and B); the lower with Ancistrospora verrucosa, and the upper one with Potonieisporites sp., assigning a Middle to Upper Carboniferous age to them. Consequently, these sediments were assigned to the Namurian to Westfalian. However, based on paleogeographical reconstructions and stratigraphic correlations, some recent works

El Grupo Macharetí (Harrington, 1922) se dispone de forma discordante sobre diferentes formaciones devónicas y del

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recientes (Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) ubican a esta unidad en el Carbonífero inferior.

(Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) place this unit in the Lower Carboniferous.

Por encima de las areniscas de la Formación Tupambi, se asientan en algunas localidades lutitas y limolitas (Formación Itacuamí) o diamictitas macizas, gris verdosas de hasta 500 m de espesor de la Formación Tarija (White, 1923). Estos sedimentos corresponden a depósitos marinos de plataforma somera, con definida influencia glacial y evidencias de resedimentación. Son frecuentes dentro de la masa diamictítica, grandes bloques y clastos, de innegable origen glacial, de granito rosado de hasta 50 cm de diámetro. Un buen número de estos bloques tiene forma pentagonal, con superficies pulidas y estriadas. Los laboratorios palinológicos de la Shell (Millioud), YPFB (Lobo y colaboradores) y Universidad de Buenos Aires (Azcuy y colaboradores) asignan a estas rocas una edad westfaliana (Carbonífero superior) sobre la base de la asociación palinológica de Potonieisporites spp. - Florinites spp.

There are some shale and siltstone localities (Itacuamí Formation) or massive greenish gray diamictites of the Tarija Formation (White, 19223), with a thickness of up to 500 m, settled over the Tupambi Formation sandstones. These sediments pertain to shallow shelf marine deposits, with a defined glaciar infuence and evidence of re-sedimentation. Within the diamictitic mass, large pink granite blocks and clasts up to 50 cm in diameter and of undeniable glaciar origin are frequent. A considerable number of these blocks has pentagonal shape, with polished and striated surfaces. On the basis of tue palynological association of Potonieisporites spp. - Florinites spp., the palynological labs at Shell (Millioud), YPBF (Lobo and assistants) and Universidad de Buenos Aires (Azcuy and assistants) assign a Westfalian (Upper Carboniferous) age to these rocks.

Discordante sobre las pelitas de la Formación Itacuamí o sobre las diamictitas de la Formación Tarija, se disponen en bancos macizos las areniscas marinas de la Formación Chorro (Harrington, 1924), que presentan tonos por lo general claros, grano medio bien seleccionado y muy poca matriz. Estas areniscas se depositaron en una plataforma somera de cuenca de antepaís. Durante mucho tiempo se polemizó sobre las relaciones estratigráficas entre las formaciones Tarija y Chorro, unos en el sentido de considerar que existía una variación facial entre ambas, y otros afirmando que la Formación Chorro sobreyace a la anterior. La opinión actual, más generalizada, se inclina por la última aseveración, y como complemento la considera como el resultado de canales submarinos, rellenados por flujos de detrito subácueos y turbiditas (DíazMartínez, 1996).

In unconformity over the pellites of the Itacuamí Formation, or over the diamictites of the Tarija Formation, the massive marine sandstone banks of the Chorro Formation (Harrington, 1924) are laid out, displaying generally light tones, well selected medium grain, and little matrix. These sandstones were deposited in a shallow shelf foreland basin. For a long time, the stratigraphic relations between the Tarija and Chorro formations was debated; some argued that there was a facial variation between both of them, while others asserted that the Chorro Formation lies over the previous one. The current, more generalized opinion leans towards the last statement, and in addition, considers it the result of submarine canals, filled by subaqueous detrital flows and turbidites (Díaz-Martínez, 1996).

El Grupo Macharetí concluye con el depósito de los sedimentos marinos de plataforma somera de la Formación Taiguati (Harrington, 1922), que reflejan una marcada influencia glacimarina, con evidencias de resedimentación. Está caracterizada por una litología predominantemente rojiza, que destaca con relación a las unidades infra y suprayacentes. Constituida por diamictitas, lentes de areniscas gris blanquecinas, arcillitas y limolitas de color marrón rojizo bien estratificadas y finamente laminadas. En la unidad está presente fauna marina de la zona de Levipustula levis. La asociación, aparte del braquiópodo señalado, está constituida mayormente por moluscos como Cypricardinia (?) boliviana, Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp., Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp., Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris y Wilkingia cf. W. elliptica. Gran parte de esta fauna fue encontrada en nódulos y concreciones gris verdosas, color que refleja su origen marino. En la Cuenca de Paganzo (Argentina) Levipustula levis es considerada de edad namuriano-westfaliana (Andreis & Archangelsky, 1996). Sin embargo, la edad de esta especie en Australia podría ser ligeramente más antigua (Roberts et al., 1995).

The Macharetí Group ends with the deposit of shallow shelf marine sediments of the Taiguati Formation (Harrington ,1922), which reflect a marked glacimarine influence and evidence of resedimentation. It features a predominatly red lithology that stands out with regards to the over- and underlying units. It is made up by diamictites, whitish gray sandstone lenses, claystones and reddish brown, well bedded, and finally laminated siltstones. There is marine fauna of the Levipustula levi Zone present in the unit. Other the the aforementioned brachiopod, the association is made up mostly by mollusks including: Cypricardinia (?) boliviana, Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp., Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp., Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris and Wilkingia cf. W. elliptica. a large portion of this fauna was found at the greenish gray nodes and concretions, thus its marine origin being reflected by the color. At the Paganzo Basin (Argentina), the Levipustula levis is considered to the of Namurian-Westfalian age (Andreis & Archangelsky, 1996). Nonetheless, in Australia, this species’ age could be slightly older (Roberts et al., 1995).

El Grupo Mandiyutí (Madwick & Romanes, 1913) está constituído por las formaciones Escarpment y San Telmo. Este conjunto fue posiblemente depositado entre el Stefaniano y el Pérmico inferior.

The Mandiyutí Group (Madwick & Romanes, 1913) is made up by the Escarpment and San Telmo formations. This unit was possibly deposited between the Stephanian and the Lower Permian.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA De forma discordante sobre toda la secuencia previa, y a lo largo de una plataforma somera de dirección SE-NW, se abrieron los amplios canales submarinos de la Formación Escarpment (White, 1923). Estos canales se rellenaron con los detritos provenientes de los altos hercínicos. Esta formación está constituida principalmente por areniscas amarillentas que forman en la actualidad característicos farallones verticales. En estos sedimentos se conservan evidencias de resedimentación. No se encontraron restos fósiles en estas arenas, se le asignó tradicionalmente una edad estefaniana simplemente por su posición estratigráfica.

In unconformity over the previous unit, and along a shallow shelf with SE-NW trend, the wide submarine canals of the Escarpment Formation (White, 1923) opened up. These canals were filled by detriti coming from hercynic heights. This formation is made up mainly by yellowish sandstones that currently form vertical characteristic bluffs. Evidence of re-sedimentation is preserved in these sediments. No fossil remanents were found in these sands; traditionally, a Stephanian age was assigned to them simply because of its stratigraphic position.

El grupo concluye con la Formación San Telmo (White, 1923), que representa una plataforma marina somera, en la que se acentúa una marcada influencia deltaica y evidencias de resedimentación. En esta unidad se diferenciaron tres miembros característicos, no siempre preservados debido a los efectos de la discordancia de las areniscas de la Formación Cangapi. Esta subdivisión corresponde a las lutitas Yaguacua, areniscas Chimeo y diamictitas Caiguamí.

The group ends with the San Telmo Formation (White, 1923), which represents a shallow marine shelf with accented deltaic influence and evidenc of re-sedimentation. Three characteristic members were differentiated in this unit, which have not been preserved all of the time due to the effects of the unconformity of the Cangapi Formation sandstones. This subdivision refers to the Yaguacua shale, Chimeo sandstones, and Caiguamí diamictites.

Desde el Pérmico medio a superior y hasta el Jurásico temprano se deposita una secuencia que incluye rocas clásticas, carbonáticas y evaporíticas, el Grupo Cuevo (Schlatter & Nederlof, 1966). Este conjunto agrupa a las formaciones Cangapi en la base, Viatiacua en la parte media y culmina con las formaciones Ipaguazu y San Diego.

From the Middle to Upper Permian to the Early Jurassic, a sequence was deposited, which includes clastic, carbonatic, and evaporitic rocks, namely the Cuevo Group (Schlatter & Nederlof, 1966). This set groups the Cangapi Formation at the base, the Vitiacua Formation in the middle part, and the Ipaguazu and San Diego Formations at the end.

v v v Basalto de Entre Ríos v v v Formación San Diego Formación Ipaguazu

GRUPO CUEVO

Formación Vitiacua Formación Cangapi Formación San Telmo

Fig. 4.4 Cuadro estratigráfico del Grupo Cuevo (Pérmico-Jurásico inferior). Stratigraphic chart of Cuevo Group (Permian – Lower Jurassic) Con una marcada discontinuidad erosiva y sobre diferentes unidades del Carbonífero, se asienta la Formación Cangapi (Hayes, 1925). Sin embargo, lo más frecuente y normal es encontrarla sobrepuesta al Miembro Caiguamí de la Formación San Telmo. La Formación Cangapi, esencialmente arenosa, es característica de un ambiente eólico y fluvial, con cierta influencia costera, fue depositada en una cuenca de trasarco. No es posible dar una edad definida a esta unidad por cuanto hasta la fecha no se reportaron fósiles diagnósticos. Tomando en cuenta que la base de la unidad suprayacente (Vitiacua) es de edad pérmica superior, se puede razonablemente considerar que fue depositada durante el Pérmico inferior a medio.

With a marked erosive discontinuity, and over different Carboniferous units, settles the Cangapi Formation (Hayes, 1925). Nonetheless, it is most frequent and normal to find it overlying the Caiguamí Member of the San Telmo Formation. The Cangapi Formation is esentially arenaceous, and characteristic of an aeolian and fluvial environment, with some coastal influence. It was deposited in a back-arc basin. It is impossible to give this unit a defined age since, to this date, no diagnostic fossils have been reported. Taking into account that the base of the overlying unit (Vitacua) is of Upper Permian age, it could be reasonbaly considered that it was deposited during the Lower to Middle Permian.

A partir del Pérmico superior cambiaron en el Subandino sur las condiciones del ambiente de depósito, la cuenca de trasarco derivó

Starting in the Permian, the deposit environmental conditions changed in the South Subandean; the back-arc basin drifted

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hacia un régimen marino de plataforma somera y transicional deltaico a costero. Sobre las areniscas de la Formación Cangapi, y en aparente continuidad, se depositaron las rocas carbonáticas de La Formación Vitiacua (Mather, 1922). La unidad está constituida principalmente por dolomías y calizas silicificadas, con nódulos de pedernal. En esta secuencia son frecuentes las intercalaciones arenosas y arcillosas. La edad de la secuencia tiene un rango más amplio del que tradicionalmente se consideraba. Las localidades y fósiles diagnósticos para esta unidad son los siguientes. En la zona de Alarache, en el Río Condado se recolectaron muestras en la base de la parte media de la Formación Vitiacua, que proporcionaron palinomorfos de la Zona de Lueckisporites virkkiae que indica una edad triásica superior. En esta misma localidad se encontró un rodado con Coelacanthus cf. C. granulatus del Pérmico superior. De los niveles superiores, en el área de Villamontes, se recolectó Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb, pelecípodo diagnóstico del Noriano (Triásico superior), de distribución continental desde Chile hasta Alaska. En conclusión, la edad de esta formación tiene un rango que abarca desde el Pérmico superior ? hasta el Triásico superior (Lobo-Boneta, com. pers.; Sempere et al, 1992; SuárezRiglos & Dalenz-Farjat, 1993).

towards a shallow shelf marine regime, and from transitional deltaic to coastal. In apparent continuity over the sandstones of the Cangapi Formation, the carbonatic rocks of the Vitiacua Formation (Mather, 1922) were deposited. This unit is made up mainly by dolomites and silicified limestones with chert nodes. Arenacous and argillaceous interbedding is frequent in this sequence. The age of the sequence has a range wider than the traditionally considered one. The localities and diagnostic fossils for this unit are the following: In the Alarache area, at Condado River, samples were collected at the base of the middle portion of the Vitiacua Formation, which provided palynomorphs of the Lueckisporites virkkiae Zone, thus indicating an Upper Triassic age. At this same locality, a boulder containing Upper Permian Coelacanthus cf. C. granulatus was found. In the Villamontes area, Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb was collected from the upper levels. This is a diagnostic pelecypod of the Norian (Upper Triassic), which has continental distribution from Chile to Alaska. In conclusion, this formation’s age has a range that embraces form the Upper Permian ? to the Upper Triassic (Lobo-Boneta, personal comm.; Sempere et al, 1992; Suárez-Riglos & Dalenz-Farjat, 1993).

Sobre la anterior unidad se sobrepone la Formación Ipaguazu (Padula & Reyes, 1958), que constituye un depósito continental, fluvial y lacustre, de lutitas y margas con intercalaciones de areniscas, yeso y halita. López-Pugliessi (com. pers.) destaca la presencia en la base de niveles conglomerádicos con clastos de calizas y yesos de la formación anterior, indicando con ello una relación discordante con las calizas Vitiacua. La Formación Ipaguazu se depositó en un graben estrecho de dirección NNW (rift de trasarco).

The Ipaguazu Formation (Padula & Reyes, 1958) lies over the previous unit, constituting a continental, fluvial and lacustrine deposit of shale and marl, with interbedding of sandstones, gypsum and halite. López-Pugliessi (personal comm.) emphasizes the presence of conglomeradic levels at the base, with limestone and gypsum clasts of the previous formation. With that, he indicates a unconforming relation with the Vitiacua limestones. The Ipaguazu Formation was deposited in a narrow graben with NNW trend (back-arc rift).

Con la Formación San Diego (López-Pugliessi, 1968) concluye el Ciclo Subandino. Esta unidad, conocida también como “Areniscas Té con Leche”, no tiene una distribución regional y está restringida a pocas localidades del Subandino sur, especialmente en el área de influencia del camino Tarija-Villamontes. Su relativa presencia es debida a la acción erosiva posterior. Las formaciones Ipaguazu y San Diego se depositaron durante el Jurásico temprano.

The Subandean Cycle ends with the San Diego Formation (LópezPugliessi, 1968). Also known as the “Tea and Milk Sandstones,” this unit does not have regional distribution and is restricted to a few localities in the South Subandean, particularly in the influence area of the Tarija-Villamontes road. Its relative presence is due to the subsequent erosive action. The Ipaguazu and San Diego Formations were deposited during the Early Jurassic.

Ciclo Andino

Andean Cycle

El Ciclo Andino se inicia en la parte central de la Cordillera Oriental y el Subandino Sur, con un régimen distensivo que produjo la efusión de los basaltos de Tarabuco y Entre Ríos (ca 171 Ma).

The Andean Cycle starts in the central part of the Eastern Cordillera and South Subandean, with a distensive regime that produced the effusion of the Tarabuco and Entre Ríos basalts (c. 171 Ma).

Discordante sobre diferentes unidades del Grupo Cuevo, se asentaron numerosos flujos del Basalto de Entre Ríos (Padula & Reyes, 1958), que representa un excelente nivel guía característico en la estratigrafía del Subandino meridional. Este basalto, como sus equivalentes de la Cordillera Oriental, corresponden a una actividad volcánica en una cuenca de rift de trasarco. Existen decenas de dataciones radiométricas de estas rocas, la mayor parte de ellas realizadas por la compañía Gulf Oil, y cuya confiabilidad fue siempre muy discutida, incluso por personeros de la misma empresa. Tomando en cuenta la edad de los niveles superiores de la Formación Vitiacua (Triásico superior alto) es aceptable suponer que la extrusión de las coladas se hubieran iniciado recién en el Jurásico inferior y continuaron durante el Jurásico medio. Esta

In unconformity over the different units of the Cuevo Group, settled numerous flows of the Entre Ríos Basalt (Padula & Reyes, 1958), which represent an excellent guide level characteristic of stratigraphy in the meridional Subandean. Just like its equivalents in the Eastern Cordillera, this basalt pertains to a volcanic activity in a back-arc rift basin. There are tenths of radiometric datings of these rocks, most of them performed by Gulf Oil. The reliability of the former has always been debated, even by company personnel itself. Taking into account the age of the Vitiacua Formation’s upper levels (high Upper Triassic), it is acceptable to assume that the flow intrusions would have just started during the Lower Jurassic, and continued during the Middle Jurassic. This assertion would agree with the latest determinations carried out at the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA aseveración estaría acorde con las últimas determinaciones realizadas en la Universidad de Grenoble (Sempere, 1996), de su equivalente, el Basalto de Tarabuco, que proporcionó una edad jurásica media (171,4 Ma).

Grenoble University (Sempere, 1996), on its equivalent, the Tarabuco Basalt, which gave a Middle Jurassic age (171.4 Ma).

Luego del proceso magmático, con el Ciclo Andino se inicia en la cuenca subandina meridional un régimen continental, rellenando la cuenca una espesa secuencia de arenas fluviales, lacustres y eólicas. La cuenca de antepaís fue reemplazada por un rift de trasarco. Los sedimentos continentales depositados fueron inicialmente denominados como “formación”, y luego definidos como Grupo Tacurú.

After the magmatic process, with the Andean Cycle starts a continental regime in the meridional Subandean basin, infilling the basin with a thick fluvial, lacustrine and aeolian sand sequence. The foreland basin was replaced by a back-arc rift. The continental sediments which deposited were initially called “formation,” and later on defined as the Tacurú Group.

La mayoría de los autores afirma que el Grupo Tacurú (Mather, 1922) presenta dos secuencias distintas. Al sur del Río Grande sólo estarían presentes las formaciones Tapecua, Castellón e Ichoa, en cambio al norte del Río Grande se desarrollarían las formaciones Ichoa y Yantata.

Most authors assert that the Tacurú Group (Mather, 1922) displays two different sequences: South of Río Grande, only the Tapecua, Castellón and Ichoa formations are present, whereas, north of Río Grande the Ichoa and Yantata formations develop.

SECTOR CENTRAL

GRUPO TACURU

SECTOR SUR

Formación Cajones

ausente

Formación Yantata

ausente

Formación Ichoa ausente

Formación Castellón

ausente

Formación Tapecua v v Basalto de Entre Ríos v v

Fig. 4.5 Cuadro estratigráfico del Grupo Tacurú (Jurásico superior –Cretácico inferior). Stratigraphic chart of Tacurú Group (Upper Jurassic – Lower Cretaceous) Las principales características sedimentológicas de estas unidades se resumen seguidamente. El Grupo Tacurú se inicia con la Formación Tapecua (López-Pugliessi, 1971), que representa a una secuencia arenosa de ambiente fluvial y eólico. Concordantemente sobreyace la Formación Castellón (López-Pugliessi, 1971), formada por areniscas también de un régimen fluvial y depósitos de tipo lacustre. En esta unidad están presentes restos fósiles de branquiópodos (conchostráceos), ostrácodos y vertebrados. Pinto & Sanguinetti (1987) estudiaron los ostrácodos recolectados en las areniscas entrecruzadas de la Formación Castellón en el Río Parapetí. La fauna pertenece a las familias Limnocytheridae, Cyprididae y Darwinulidae, que relacionada con otras formas similares de Brasil y Gabón, permitieron asignarle una edad cretácica inferior. Sin embargo no puede descartarse totalmente que el depósito de esta unidad se hubiera iniciado a mediados o fines del Jurásico.

This unit’s main sedimentological characteristic are summarized as follows. The Tacurú Group starts with the Tapecua Formation (López-Pugliessi, 1971), representing an arenaceous sequence of fluvial and aeolian environment The Castellón Formation (LópezPugliessi, 1971) overlies in conformity. It is made up by sandstones of fluvial regime and lacustrine-type deposits, as well. Fossil remanents of brachipods (conchostraceans), ostracodes, and vertebrates are present in this unit. Pinto & Sanguinetti (1987) studied the ostracodes collected in ther crossbedded sandstones of the Castellón Formation at the Parapetí River. The fauna belongs to the Limnocytheridae, Cyprididae and Darwinulidae families, which, related to other similar forms of Brazil and Gabon, allowed to assign a Lower Cretaceous age to them. However, it can not be totally dismissed that this unit’s deposit started in the middle or end of the Jurassic.

Por encima, en relación discordante, sobreyacen las areniscas amarillentas entrecruzadas de ambiente eólico y fluvial, con influencia lacustre, de la Formación Ichoa (Chamot et al., 1958).

In unconforming relation over the above, overlie Ichoa Formation´s (Chamot et al., 1958) crossbedded yellowish sandstones of fluvial and aeolian environment. South of Río Grande, the

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Con esta unidad concluye la secuencia del Grupo Tacurú al sur del Río Grande. En cambio, en el sector central marca el inicio esta etapa de sedimentación. A diferencia del sector sur, al norte del Río Grande, y hasta la latitud del Chapare, la Formación Ichoa se asienta con discordancia sobre rocas silúricas, devónicas, carboníferas y permo-triásicas. Esta unidad ha sido tradicionalmente considerada de edad cretácica superior, sin embargo existe la tendencia actual de considerarla más antigua, por correlación con eventos eólicos jurásicos del Brasil (Oller & Sempere, 1990).

sequence of the Tacurú Group ends with this unit. In the central sector of Subandean Belt, on the other hand, it marks the beginning of this stage of sedimentation. Contrary to the southern sector, the Ichoa Formation settles in unconformity over Silurian, Devonian, Carboniferous, and Permian-Triassic rocks, north of Río Grande and up to the latitude of Chapare. This unit has been traditionally considered of Upper Cretaceous age; however, by correlation with Jurassic aeolian events in Brazil, there is a current trend to consider it as old as Brasil (Oller & Sempere, 1990).

La Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962) sobreyace de forma concordante a la Formación Ichoa. Esta unidad está constituida por areniscas amarillentas y rojizas, que a diferencia de las arenas de la Formación Ichoa, no presentan estructuras de entrecruzamiento. Al igual que las rocas de la anterior formación, los sedimentos de la Formación Yantata no son fosilíferos.

The Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) lies in unconformity over the Ichoa Formation. This unit is made up by yellowish and reddish sandstones, which contrary to the sands of the Ichoa Formation, do not display crossbedding structures. Just like the rocks of the lower formation, the sediments of the Yantata Formation are not fossiliferous.

Resulta cuestionable definir a la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922) como una unidad marina con influencia continental, o bien continental con influencia marina. Existen muchos argumentos en favor y en contra. En esta Memoria se considera que esta última es la correcta. Sin embargo, una posición de ambiente transicional, deltaico y costero, puede ser aplicado en el presente caso. La Formación Cajones representa la facies proximal (con areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental. La secuencia está constituida por areniscas calcáreas, arcillas y calizas de aspecto nodular. Los niveles de calcarenitas de esta formación son productores de hidrocarburos en algunos campos que se encuentran en el área de Santa Cruz. En esta unidad se encontraron los fósiles Gasteroclupea branisai y Pucapristis branisi, que permiten efectuar correlaciones. La edad asignada a las calizas Cajones es maastrichtiana (Cretácico superior). Los primeros huesos de dinosaurios (fémur de cf. Laplatasaurus sp., y húmero de un taxón no identificado) fueron recolectados de bancos de areniscas de esta formación en la Serranía de Espejos (Gutiérrez & Marshall, 1994).

It would be questionable to define the Cajones Formation (Heald & Mather, 1922) as a marine unit with continental influence, or a continental unit with marine influence. There are several arguments in favor or against one or the other. This Memoir will consider the latter as correct. However, a position of transitional deltaic and coastal environment could be applied to this case. The Cajones Formation represents the proximal facies (with calcareous sandstones and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Cordillera. This sequence is made up by calcareous sandstones, clays and limestones of nodular appearance. In some of the fields located in the Santa Cruz area, the calcarenite levels in this formation are hydrocarbon producers. This unit contains Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi fossils, which enable correlations to be carried out. The age assigned to the Cajones limestones is Maastrichtian (Upper Cretaceous). The first dinosaur bones (cf. Laplatasaurus sp. thigh bone, and unidentified taxon humerus) were collected at this formation’s sandstones at the Espejos range (Gutiérrez & Marshall, 1994).

Andean II Cicle Ciclo Andino II Discordante sobre lo anterior se inicia la sedimentación neógena en una cuenca de antepaís del Subandino. Inicialmente definido como serie, y luego como formación, el Grupo Chaco (Stebinger, 1920) incluye y representa la mayor parte de la secuencia cenozoica del subandino meridional (Oligoceno superior?–Plioceno). En esta unidad se agrupan las formaciones Petaca, Yecua, Tariquía y Guandacay. La Formación Emborozú suprayacente es excluida del grupo por tener una relación basal discordante, que refleja el inicio de una cuenca diferente.

In unconformity over the above, the Neogene sedimentation starts in a foreland basin of the Subandean. Initially defined as a series, and later on as a formation, the Chaco Group (Stebinger, 1920) includes and represents the largest part of the Cenozoic sequence of the meridional Subandean (Upper Oligocene? - Pliocene). This unit groups the Petaca, Yecua, Tariquía and Guandacay formations. The lying Emborozú Formation is excluded from the group since it has an unconforming basal relation, reflecting the initiation of a different basin.

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Formación Emborozú Formación Guandacay

GRUPO CHACO

Formación Tariquía Formación Yecua Formación Petaca Formación Cajones

Fig. 4.6 Cuadro estratigráfico del Grupo Chaco (Oligoceno superior – Plioceno inferior). Stratigraphic chart of Chaco Group (Upper Oligocene – Lower Pliocene)

Los conglomerados y areniscas parcialmente calcáreas, de la Formación Petaca (Birkett, 1922), marcan el inicio de la sedimentación neógena, bajo condiciones ambientales características de flujos cargados de detritos de régimen aluvial y fluvial. La fauna encontrada indica que su registro tuvo lugar durante el Mioceno inferior, aunque no puede descartarse que hubiera empezado en el Oligoceno más alto. Se recolectó de esta unidad una variedad de vertebrados, de los cuales la mayoría corresponden a piezas sueltas no identificables, como numerosas piezas de edentados. Sin embargo, han podido ser identificados los siguientes vertebrados: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf. Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).

The conglomerates and partially calcareous sandstones of the Petaca Formation (Birkett, 1922) mark the beginning of the Neogene sedimentation under environmental conditions typical of detritus-loaded flows of alluvial and fluvial regime. The fauna found indicates that it was recorded during the Lower Miocene, althoug it can not be dismissed that it could have occured during the highest Oligocene. A variety of vertebrates was collected from this unit, most of them pertaining to unidentifiable loose pieces, as well as numerous edentate pieces. However, the following vertebrates were identified: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf. Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).

De forma transicional continúan las arcillas y margas multicolores de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958), que representan un ambiente transicional aluvial, deltaico y costero, con una notoria influencia marina procedente del sudeste. Entre los fósiles recolectados se recuperaron pinzas de cangrejos y ejemplares de cirrípedos [tipo Balanus (?) sp.] (Branisa, 1970), así como foraminíferos (Ammonia beccarii), de indiscutido origen marino. Su relación continental también es innegable por la fauna lacustre de moluscos y ostrácodos que se desarrollaron en pantanos aledaños a la costa, así como por la presencia de vertebrados: peces, reptiles y mamíferos, como el macrauchénido cf. Theosodon, del Mioceno medio, recolectado en el Río Yapacaní. Es destacable el hallazgo de los primeros restos fósiles de una anguila eléctrica: Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al., 1993). La edad asignada a esta formación, sobre la base del contenido fosilífero total, es miocena medio a superior.

The clays and multicolor marls of the Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958) continue transitionally, representing an alluvial, deltaic and coastal transitional environment, with a notorious marine influence from the southeast. Among the fossils collected, crab claws and cirripedia samples Balanus (?) sp. (Branisa, 1970), as well as foraminifera (Ammonia beccarii ) of undebated marine origin, were recovered. Its continental relation is undeniable due to the lacustrine mollusk and ostracode fauna that developed in swamps neighboring the coast, as well as to the presence of vertebrates: fish, reptiles, and mammalian, such as the Middle Miocene cf. Theosodon macrauchenid, collected at the Yapacaní River. The finding of the first fossil remanents of an electric eel, Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al., 1993) is worth pointing out. On the basis of the total fossiliferous content, the age assigned to this formation is Middle to Upper Miocene.

La secuencia continúa transicionalmente con la potente secuencia pelitico-arenosa, de hasta 3000 metros, de la Formación Tariquía (Ayaviri, 1964). Estos sedimentos, mayormente arcillosos y limolíticos, fueron depositados durante el Mioceno más alto o Plioceno inferior, en un ambiente continental, bajo un régimen fluvio-lacustre.

The sequence continues transitionally with the thick pelliticarenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964), of up to 3000 m. Mostly argillaceous and silty, these sediments were deposited during the highest Miocene or Lower Pliocene, in a continental environment, under a fluviolacustrine regime.

Transicionalmente, con la presencia del primer banco conglomerádico, se inicia una unidad de mayor tamaño de grano, con arenas, conglomerados y niveles pelíticos intercalados, que definen la Formación Guandacay (Ayaviri, 1964), posiblemente depositada

Transitionally, with the presence of the first conglomeradic bank, the unit with larger grain size beings with sands, conglomerates, and interbedded pellitic levels which define the Guandacay Formation (Ayaviri, 1964). This formation was likely deposited

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durante el Plioceno inferior. Estos sedimentos corresponden en su mayor parte a depósitos fluviales. No fueron encontrados restos fósiles diagnósticos en estos sedimentos, por lo que la edad es inferida.

during the Lower Pliocene. These sediments pertain mostly to fluvial deposits. No diagnostic fossil remanents were found in these sediments; therefore their age is inferred.

Durante el Plioceno superior se formó una cuenca de piggy back en el Subandino. Sedimentos continentales de régimen aluvial y fluvial sobreyacen de forma discordante a las areniscas de la Formación Guandacay. La mayor parte de esta secuencia está constituida por conglomerados con rodados de hasta 40 cm de diámetro de la Formación Emborozú (Ayaviri, 1964). Según Ayaviri (1967), cerca del tope de la formación se encuentran tobas volcanoclásticas, que hasta la fecha no fueron datadas.

During the Upper Pliocene, a piggy back basin formed in the Subandean. Continental sediments of alluvial and fluvial regime overlie in unconformity over the sandstones of the Guandacay Formation. Most of this sequence is made up by conglomerates with boulders up to 40 cm in diameter of the Emborozú Formation (Ayaviri, 1964). According to Ayaviri (1967), near the top of the formation, there are volcanoclastic tuffs that have not been dated yet.

Geoquímica

Geochemistry

Las principales rocas madre de petróleo del Subandino Norte son permocarboníferas, las lutitas negras del Grupo Retama, y especialmente las de la Formación Copacabana, que presenta valores altos de contenido orgánico. Sin embargo, no se descarta la importancia generadora de las formaciones del Paleozoico, especialmente del Devónico. Otra unidad que presenta indicios de hidrocarburos es la Formación Beu.

The main oil source rocks in the North Subandean are PermianCarboniferous: the black shale of the Retama Group and particularly that of the Copacabana Formation, which presents high organic content values. However, the generating importance of the Paleozoic, and particularly Devonian formations can not be dismissed. Other unit displaying hydrocarbon indications is the Beu Formation.

El resultado negativo de la intervención exploratoria en los campos de Lliquimuni y Tacuaral no debe atribuirse a la ausencia de hidrocarburos, sino a que los pozos se ubicaron distantes de una buena culminación de las estructuras. Adicionales estudios estructurales, basados en los resultados obtenidos hasta la fecha, posibilitarán definir una mejor ubicación para nuevos proyectos.

The negative result of the exploratory intervention at the Lliquimuni and Tacuaral fields can not be attributed to the absence of hydrocarbons, but to the fact that the wells were located at a distance from good structure endings. Additional structural studies, based on the reuslts obtained to date, would enable the definition of better locations for new projects.



El aspecto estructural de las Sierras Subandinas ha sido ampliamente estudiado por Baby, y geólogos de YPFB y ORSTOM, y publicado en diferentes trabajos que pueden ser consultados en la bibliografía. Un resumen de esta investigación está resumida en Baby et al., (1994), cuyo contenido es transcrito a continuación:

The Subandean Ranges’ structural appearance has been extensively studied by Baby and geologists at YPFB and ORSTOM, and published in different works that can be found in the bibliography. A summary of such investigation can befound in Baby et al., (1994), the content of which is included in the following section:

Subandino Norte - entre 13° y 17° S.

North Subandean - between 13° y 17° S.

“La serie paleozoica implicada en los corrimientos está compuesta de sedimentos ordovícicos a pérmicos. Hacia el NE, el espesor del Ordovícico disminuye, la serie silúrica desaparece y las series pérmicas, carboníferas y devónicas están progresivamente biseladas y selladas por una serie isópaca de areniscas mesozoicas. En la cuenca de antepaís terciaria, los depósitos continentales pueden sobrepasar los 5000 metros. La faja plegada y corrida se caracteriza por importantes láminas de corrimientos (10-20 km). La parte occidental del Subandino norte se caracteriza por un sinclinorio rellenado de sedimentos neógenos sin-orogénicos (6000 m de espesor). Se trata de la cuenca de tipo piggyback del Alto Beni. Los despegues principales están localizados en las lutitas del Ordovícico, Devónico y Pérmico. La pendiente del despegue basal (lutitas ordovícicas) es de 4°. El valor máximo de acortamiento es de 135 km, o sea de un 50 %.”

“The Paleozoic sequence involved in these thrusts is made up by Ordovician to Permian sediments. Towards the NE, the thickness of the Ordovician decreases, the Silurian series disappears, and the Permian, Carboniferous, and Devonian series are progresssively bevelled and sealed by an isopaque series of Mesozoic sandstones. At the first Tertiary foreland basin, the continental deposits can exceed 5,000 m. The fold-thrust belt features important thrust lamellae (10-20 km). The western part of the Subandean features an anticlinorium infilled with syn-orogenic Neogene sediments (6,000 m thick). This refers to a piggy back type basin of the Alto Beni. The main detachments are located at the Ordovician, Devonian, and Permian shale. The basal detachment slope (Ordovician shale) is of 4°. The maximum shortening value is 135 km, that is 50%.

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Subandino Centro - entre 17°y 19°S.

Central Subandean - between 17° and 19°S.

(Parte septentrional del Subandino Sur en esta Memoria) “La columna sedimentaria pre-orogénica se caracteriza por una cuña sedimentaria paleozoica que consiste en una serie continua desde el Ordovícico hasta el Carbonífero, que se bisela hacia el norte sobre el zócalo Cámbrico y Precámbrico. Esta cuña sedimentaria paleozoica se debe principalmente a la discontinuidad erosiva de la base del Mesozoico, y está sellada por 500 m de sedimentos jurásicos y cretácicos, y por más de 1600 m de sedimentos de antepaís neógenos. El Subandino Centro corresponde a la parte más compleja de la zona subandina, pues se encuentra en pleno Codo de Santa Cruz y presenta importantes variaciones laterales. El frente orogénico está caracterizado por la zona de transferencia del Boomerang-Chapare. Se interpreta como una rampa oblicua, cuya estructuración ha sido controlada por el borde septentrional de la cuña sedimentaria paleozoica, oblicua en relación con la dirección regional de acortamiento (Baby et al., 1994). El despegue principal está ubicado en la base de la cuña sedimentaria paleozoica, con una pendiente de 10° hacia el SW. El valor máximo del acortamiento es de 75 km. El Subandino Centro se caracteriza también por una variación de la dirección de las trayectorias de acortamiento del norte al sur.”

(Northern part of the South Subandean in this Memoir) “The pre-orogenic sedimentary column features a Paleozoic sedimentary wedge consiting of a continuous series from the Ordovician to the Carboniferous, which bevels to the north over the Cambrian and Precambrian shelf. This Paleozoic sedimentary wedge is due mainly to the erosive discontinuity of the Mesozoic base, and is sealed by 500 m of Jurassic and Cretaceous sediments and more than 1600 m of Neogene foreland sediments. The Central Subandean is the most complex part of the Subandean area since it is located right at the Santa Cruz Bend, and displays several lateral variations. The orogenic front features the Boomerang – Chapare transference zone. It is interpreted as an olbique ramp, where the structuring has been controlled by the northern border of the Paleozoic sedimentary wedge, also oblique in relation to the general shortening trend (Baby et al., 1994). The main decollment is located at the paleozoic sedimentary wedge’s base, with a 10° slope to the SW. The maximum shortening value is of 75 km. The Central Subandean also features a north – south trend variation of the shortening paths.”

Subandino Sur - entre 19° y 22°S.

South Subandean - between 19° and 22°S.

“La columna sedimentaria pre-orogénica es prácticamente continua desde el Silúrico hasta el Jurásico, con un desarrollo muy importante de las secuencias silúricas, devónicas y carboníferas. Los sedimentos continentales neógenos tienen un espesor de 3000 a 4000 m. Un importante corrimiento divide el Subandino Sur boliviano en dos fajas corridas y plegadas. La faja occidental se caracteriza por pliegues por propagación de falla y por pliegues por flexión de falla. En cambio, la faja oriental se caracteriza por pliegues por propagación de falla y duplex (Baby et al., 1992). Los despegues principales están localizados en las lutitas del Silúrico y del Devónico. El despegue basal tiene una pendiente de 2° hacia el sur. La construcción de cortes balanceados seriados muestra la presencia de una importante zona de transferencia entre 20° y 21°S. El acortamiento total aumenta de 70 km (30%) a 140 km (50%) de sur a norte.”

“The pre-orogenic sedimentary column is practically continuous from the Jurassic to the Silurian, with an important development of Silurian, Devonian and Carboniferous sequences. The Neogene continental sediments have a thickness of 3000 to 4000 m. An important thrust divides the Bolivian South Subandean into two fold-thrust belts. The western belt features fault propagation folds and fault bending folds. On the other hand, the eastern belt features fault propagation and duplex folds (Baby et al., 1992). The main decollments are located at the Silurian and Devonian shale. The basal decollment has a 2° slope to the south. The construction of serial balanced cuts displays the presence of an important transference zone between 20° y 21°S. The total shortening increases from 70 km (30%) to 140 km (50%) from south to north.”

La faja corrida del Subandino es un sistema de sobreescurrimiento superficial con dos despegues principales (en las formaciones Kirusillas y Los Monos). En el antepaís y sierras adyacentes, las fallas generalmente cortan a través de la sección entera, por encima de los despegues basales. Al oeste, predomina una geometría de flexura de pliegues (rampa-plano-rampa) que imprime un nivel más elevado de despegue (Dunn et al., 1995).

The Subandean thrust belt is a superficial overthrust system with two main detachments (in the Kirusillas and Los Monos formations). In the foreland and adjacent ranges, the faults generally cut through a whole section above the basal detachments. To the west, a fold flexure geometry prevails (ramp-flat-ramp) which prints a higher detachment level (Dunn et al., 1995).

Recursos Económicos

Economic Resources

El sector septentrional del Subandino, debido a su deficiente vinculación caminera, no ha desarrollado a plenitud sus recursos minerales, tanto metálicos como no metálicos.

Due to the deficient road access, the metallic and non-metallic mineral resources have not been fully developed in the northern sector.

En algunos ríos de la cuenca del Río Beni, como los ríos Tequeje y Maniqui, existen yacimientos aluviales de oro procedentes de la erosión de conglomerados de edad miocena superior a Plioceno (Formación Tutumo) (Hérail et al., 1991). También se ha reportado

At some of the rivers of the Beni River basin, such as the Tequeje and Maniqui rivers, there are alluvial gold beds resulting from the erosion of Upper Miocene to Pliocene conglomerates (Tutumo Formation) (Hérail et al., 1991). The presence of diamonds at the

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la presencia de diamantes en el Río Tuichi (Oppenheim, 1943).

Tuichi River has also been reported (Oppenheim, 1943).

Para el futuro inmediato, las grandes posibilidades económicas del área están a la expectativa de los resultados de la exploración y explotación petrolera, que a la fecha aún refleja resultados negativos (Lliquimuni y Tacuaral). Sin embargo, la existencia de roca madre, maduración, roca reservorio y adecuada configuración estructural, permiten abrigar buenas posibilidades. Según Moretti et al. (1995) “En el norte del Subandino norte, se puede esperar encontrar a la Formación Tomachi con casi la misma riqueza que al norte y la Formación Copacabana todavía con un buen potencial como más al sur. La zona por lo tanto tiene muchas perspectivas. En el centro del Subandino norte, en la zona de Lliquimuni, se encuentra buena roca madre en la Fm. Copacabana y el Devónico superior podría también tener un potencial alto como en el norte”.

In the immediate future, the area`s largest economic possibilities await the results of oil exploration and development, which to this date reflect negative results (Lliquimuni and Tacuaral). Nonetheless, the existence of source rock, maturing, reservoir rock, and adequate structural configuration allow to expect good possibilites. According to Moretti et al. (1995) “The Tomachi Formation is located north of the North Subandean, which is almost as rich as to the north, and the Copacabana Formation, which has still a lot of potential, similar to the south. Therefore, the area has many perspectives. In the central part of the North Subandean, in the Lliquimuni area, there is good source rock at the Copacabana Formation, and similar to the northern area, the Upper Devonian could also have high potential.”

Otro rubro de explotación de la región es el de yacimientos no minerales (canteras de piedra, yeso, caliza, y depósitos de grava, arena y arcilla) destinados a la construcción de obras de ingeniería civil, obras municipales y de vivienda.

Another development item in the region are the non-mineral deposits (rock quarries, gypsum, limestone, and gravel, sand and clay deposits) intended for construction of civil engineering, municipal and housing works.

El Subandino Sur, por el contrario, cuenta con una mejor y relativamente estable red caminera, que fue desarrollada de forma paralela a la explotación petrolera, y a la consecuente y simultánea actividad agrícola. Independiente de la explotación de recursos no minerales para la construcción, la principal actividad económica de las Sierras Subandinas del sur, pié de monte y llanura adyacente, es la actividad petrolera. El plegamiento y sobre-corrimiento de la faja subandina posibilitó la formación de trampas estructurales que sirvieron para almacenar los hidrocar-buros que se explotan desde los años 20. Numerosas serranías paralelas, en cadenas de rumbo meridiano, se formaron durante el plegamiento andino, desde la Argentina hasta la latitud de Santa Cruz de la Sierra. Estas sierras coinciden de forma regular con estructuras anticlinales estrechas separadas por amplios sinclinales. Estos anticlinales, cuando presentan hundimientos, al norte y sur, conforman estructuras cerradas que constituyen excelentes trampas para la acumulación de hidrocarburos. Son conocidos los campos que a lo largo de los últimos 70 años han producido el gas y petróleo suficiente para cubrir la demanda energética del país. Campos como Bermejo, Sanandita, Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda y otros, que no solo produjeron el recurso energético, sino que desarrollaron pueblos y actividad económica secundaria en sus inmediaciones.

On the other hand, the south Subandean has a better and relatively stable road grid, which was developed simultaneously to the the oil exploitation, and the consequent and simultaneous agricultural activity. Other than the exploitation of non.mineral resources for the construction industry, the main economic activity of the southern Subandean Ranges, piedmont, and the adjacent plain is the oil activity. The fodling and overthrusting of the Andean belt made possible the formation of structural traps which served as storage for hydrocarbons that have been exploited since the 20’s. In meridian trend chains, many parallel ranges were formed during the Andean folding, from Argentina up to the Santa Cruz de la Sierra latitude. These ranges coincide regularly with narrow anticline structures separated by wide sinclines. When displaying sags to the north and south, these anticlines form closed structures tha make up excellent hydrocarbon accumulation traps. The fields that have produced enough gas and oil during the last 70 years to cover the country’s energy demands are well known. Fields such as Bermejo, Sanandita. Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda, and others, not only produced energy resources, but also generated the development of towns and secondary economic activities in the surrounding areas.

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Capítulo 5

Introducción

Introduction

El extremo noroccidental del país, que incluye el norte del departamento de La Paz, la parte occidental del departamento del Beni y la totalidad del departamento de Pando, constituye una amplia planicie fluvial de la cuenca del Amazonas. En esta planicie se reconocen tres regiones geológicas diferentes, con una historia geológica común, pero con algunas diferencias estratigráficas y estructurales. Estas regiones son la Cuenca del Madre de Dios, la Llanura Beniana y la Plataforma Beniana.

The country’s northwestern end, which includes the northern part of the Department of La Paz, the western part of the Department of Beni and the entire Department of Pando, constitutes a wide fluvial plain of the Amazon basin. In this plain, there are three different geological regions with a common geological history, but with some stratigraphic and structural differences. These regions are the Madre de Dios basin, the Beni Plain and the Beni Platform.

La región del Madre de Dios constituye una cuenca independiente de las provincias geológicas vecinas, y que mantuvo un carácter subsidente durante la mayor parte del Fanerozoico. En el registro sísmico no se han evidenciado plegamientos ni fallamientos importantes. Son secuencias casi horizontales, con una ligera ondulación y un marcado acuñamiento sobre el Cratón de Guaporé, de las que aflora solo la cubierta sedimentaria cenozoica. El presente capítulo desarrollará con detalle las particularidades de la región.

The Madre de Dios region constitutes a basin independent from the neighboring geological units, which maintained a subsiding character during most of the Phanerozoic. In the seismic logs, there is no evidence of important folding o faulting. These are almost horizontal sequences, with slight rippling and marked wedging over the Guaporé Craton, outcropping only the Cenozoic sedimentary cover of these sequences. This chapter will discuss in detail the features of this region.

Otro extenso sector de la planicie amazónica del norte del país, corresponde a la Llanura Beniana. Esta provincia geológica está delimitada al norte por la Cuenca del Madre de Dios, al oeste y sudoeste por las Sierras Subandinas del Norte, y al este por la Plataforma Beniana. La secuencia estratigráfica representativa de esta región, muestra su máximo desarrollo en la zona contigua al Subandino Norte, donde se supone se desarrolla una secuencia siluro-devónica y neógena, con ausencia de rocas permo-carboníferas y mesozoicas. Algunas de las formaciones tienen espesores menores debido a su proximidad al borde de cuenca. La diferencia geológica fundamental con la región subandina vecina es estructural. El Subandino corresponde a una faja corrida y plegada, sobrelevada, en la que los sedimentos fanerozoicos están aflorantes. En cambio la Llanura Beniana es una amplia llanura de inundación en la que la mayor parte de los sedimentos aflorantes son recientes, y que constituye la cuenca de antepaís actual del cinturón de deformación del Subandino Norte. Estructuralmente, se caracteriza por la presencia de fallamiento inverso de rechazos muy cortos en la zona vecina al Subandino Norte, y fallamiento directo

Another extensive sector of the Amazon plain in the northern part of the country pertains to the Beni Plain. To the north, this geological unit is limited by the Madre de Dios basin; to the west and southwest, by the Northern Subandean Ranges; and to the east, by the Beni Platform. This region’s representative stratigraphic sequence displays maximum development in the area adjacent to the North Subandean, where a Silurian-Devonian and Neogene sequence, lacking Permian-Carboniferous and Mesozoic rocks, is assumed to develop. Some of the formations have lesser thicknesses due to their proximity to the basin’s border. The fundamental geological difference with the neighboring Subandean region is structural. The Subandean corresponds to an overlifted fold – thrust belt, where Phanerozoic sediments outcrop. The Beni Plain, in turn, is a wide flood plain in which most of the outcropping sediments are recent. It constitutes a current foreland basin of the North Subandean deformation belt. Structurally, if features the presence of a reverse faulting of very short rejections in the neighboring area of the North Subandean, and a direct faulting, with soft or lacking folding in the rest of the region. Just

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en el resto de la región con plegamiento suave o ausente. En esta provincia, al igual que en la región del Madre de Dios, el acuñamiento hacia el borde de cuenca oriental, sobre el basamento Proterozoico, es marcado, y las secuencias sedimentarias fanerozoicas se interrumpen progresivamente.

like in the Madre de Dios region, in this unit, the wedging towards the edge of the eastern basin and over the Proterozoic basement is marked, and the Phanerozoic sedimentary sequences are progressively interrupted.

Finalmente, la Plataforma Beniana corresponde a una región intermedia entre la Llanura Beniana y el borde aflorante del Cratón de Guaporé. Las características principales de esta región, y que la diferencian de las anteriores, son la ausencia total de sedimentos paleozoicos, mesozoicos, paleógenos y neógenos. Sedimentos aluviales recientes de grano fino (arenas, limos y arcillas) sobreyacen directamente sobre el basamento Proterozoico. Arenas de grano grueso, gravas y otro tipo de rocas, están virtualmente ausentes en el área.

Finally, the Beni Platform pertains to an intermediate region between the Beni Plain and the outcropping edge of the Guaporé Craton. This region’s main features, distinguishing it from the preceding ones, are the total absence of Paleozoic, Mesozoic, Paleogene and Neogene sediments. Fine grained recent alluvial sediments (sands, sitls and clays) lie directly over the Proterozoic basement. Coarse grained sands, gravel and toher types of rocks are virtually absent in the area.

En el pozo exploratorio Perú-X1 se encontró el basamento cristalino a 813 m de profundidad, sobrepuesto solamente por sedimentos del Neógeno y cuaternarios. El lineamiento NE-SW y NW-SE, así como la geometría de los lagos distribuidos en los 116.550 km2 al oeste de Trinidad, tienen el control del basamento Proterozoico infrayacente (Plafker, 1961, 1964).

At the Peru-X1 exploratory well, a 813 m deep crystalline basement was found, overlain only by Neogene and Quaternary sediments. Both, the NE-SW lineament and the geometry of the lakes distributed in the 116,550 km2 west of Trinidad, have control over the underlying Proterozoic basement (Plafker, 1961, 1964).

En los últimos años se viene estudiando la historia de los cauces abandonados de los principales ríos de la región, con la finalidad de interpretar la desviación, contra manillas de reloj, relacionada con la elevación del margen del cratón y la tectónica de bloques de la cuenca (Dumont, 1994)

In the last few years, the history of the abandoned riverbeds of the region’s main rivers has been under study, with the purpose of interpreting the counterclockwise deviation related to the uplifting of the craton’s margin and the basin’s block tectonics (Dumont, 1994).

Cuenca del Madre de Dios

Madre de Dios Basin

Por existir mayor información geológica, tanto sísmica como de perforación exploratoria, se tratará con mayor detalle la geología de esta provincia. La información presentada, sin embargo, facilitará una mejor comprensión de las otras dos regiones aledañas consideradas en el presente capítulo.

Since there is more geological information, both seismic and exploratory drilling, the geology of this unit will be discussed greater detail. However, the information set forth will help understanding the other to neighboring regions also discussed this chapter.

La Cuenca del Madre de Dios constituye una provincia geológica bien definida, que se encuentra ubicada casi en su totalidad en la llanura pandina, entre la faja subandina septentrional y el borde occidental del Cratón de Guaporé. Políticamente se sitúa en el extremo norte del territorio boliviano, comprendiendo la mayor parte del departamento de Pando, el noroeste del departamento del Beni y norte del departamento de La Paz.

The Madre de Dios basin constitutes a well defined geological unit, located alomost entirely in the Pando Plain, between the northern Subandean belt and the western border of the Guaporé Craton. Politically, it is located in the northern end of the Bolivian territory, encompasssing most of the Department of Pando, the northeast of the Department of Beni and the north of the Department of La Paz.

Esta provincia geológica forma parte de una unidad de mayor extensión que, además del territorio boliviano, abarca el sureste peruano y la región del Acre de Brasil. Por su posición geográfica, relativamente aislada del resto del país, vinculada por lo general solo por vía aérea, es un área de poca investigación geológica. Se conocen algunos trabajos realizados por investigadores del Museo de Historia Natural de Florida en busca de restos vertebrados, y el trabajo exploratorio de geólogos del entonces Servicio Geológico de Bolivia (hoy SERGEOMIN), que proporcionaron la única información geológica disponible de tan extensa área. Sin embargo, los últimos trabajos realizados por las compañías YPFB, Occidental, Mobil y asociadas, con fines petroleros, permitieron conocer un poco más de su geología e interpretarla como una unidad geológica independiente.

This geological unit is part of a larger unit which, on top of the Bolivian territory, also includes the southeastern part of Peru and the Brazilian Acre region. Due to its geographic position, relatively isolated from the rest of the country, and generally speaking linked only by air, it is an area with little geological research. There is knowledge of only a few works carried out by researchers from the Florida Natural History Museum, in search for vertebrate remanents, and the exploratory work by geologist from the once Geological Survey of Bolivia (today SERGEOMIN), which provided the only available geological information of such an extensive area. Nonetheless, the latest work carried out by the YPFB, Occidental, Mobile and their associate companies, for oilrelated purposes, enabled to know some more on its geology and interpret it as an independent geological unit.

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of in in in


Desde el punto de vista de sus recursos minerales, la Cuenca del Madre de Dios tiene un particular interés económico debido a que se encontraron importantes indicios de hidrocarburos en los reservorios arenosos del Devónico y Permocarbonífero, evidenciados mediante tres perforaciones exploratorias efectuadas en los ríos Manuripi y Madre de Dios.

From the mineral resource point of view, the Madre de Dios basin has particular economic interest due to the important indications of hydrocarbon presence in arenaceous reservoirs of the Devonian and Permian-Carboniferous, evident by means of three exploratory drillings carried out in the Manuripi and Madre de Dios rivers.

Corroborando otros estudios realizados en el Perú, la investigación recientemente efectuada en Bolivia sobre roca madre del petróleo (Moretti et al., 1994, 1995), es optimista en cuanto al potencial hidrocarburífero de la zona.

Confirming other studies conducted in Peru, the recent research conducted in Bolivia on the oil source rock (Moretti et al., 1994, 1995) is optimistical in terms of the hydrocarbon potential in the area.

Estratigrafía

Stratigraphy

La llanura pandina y regiones aledañas están casi totalmente cubiertas por sedimentos recientes correspondientes a llanuras de inundación producidas por el desborde anual de los ríos provenientes del sudoeste. En los cortes de las barrancas socavadas por los principales ríos, como el Río Acre en la frontera con el Brasil, se pueden observar sedimentos del Neógeno y Cuaternario, con restos de vertebrados fósiles.

The Pando Plain and the adjacent regions are almost entirely covered by recent sediments pertaining to the flood plains produced by the annual overflow of the southwestern rivers. In the cuts of the gorges scoured by the main rivers, such as the Acre River in the Brazilian border, Neogene and Quaternary sediments, with fossil vertebrate remanents, can be observed.

La Cuenca del Madre de Dios tiene un registro sedimentario de más de 9.000 metros de espesor, que comprende rocas del Paleozoico al Cenozoico (Carpenter, 1997).

The Madre de Dios basin has a sedimentary record of a thickness of more than 9,000 m, comprising rocks from the Paleozoic to the Cenozoic (Carpenter, 1997).

Sedimentos más antiguos no afloran en la comarca. Su presencia es conocida solamente a través de testigos y recortes provenientes de la perforación exploratoria de los pozos Pando y Manuripi, y de la información sísmica obtenida en el área.

Older sediments do not outcrop in this territory. Their presence is known only from the cores and cuttings from the exploratory drilling of the Pando and Manuripi wells, and from sesimic information obtained in the area.

Según la información disponible hasta la fecha, especialmente de las compañías Occidental y Mobil (Solís & Sanders, 1991), informes de laboratorio del Centro de Tecnología Petrolera de YPFB y el trabajo de Isaacson et al. (1995), es posible efectuar la siguiente relación estratigráfica generalizada:

According to the information available to date, particularly from the Occidental and Mobil companies (Solís & Sanders, 1991), reports from the Center of Oil Technology Lab of YPFB, and the work of Isaacson et al. (1995), it is possible to make the following generalized stratigraphic relation:

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

No se dispone de información respecto a la naturaleza de las rocas del basamento cristalino. La única referencia disponible refiere que el pozo Pando X-1 alcanzó un basamento metamórfico constituido por un neiss bandeado con granate (Solís & Sanders, 1991) o cuarcitas miloníticas granatíferas (Isaacson et al., 1995). Este basamento fue encontrado a una profundidad de 1981,27 metros. Estas rocas corresponderían a la continuación hacia el oeste del Cratón de Guaporé.

There is no information available on the nature of the crystalline basement’s rocks. The only available reference reports that the Pando X-1 well reached a metamorphic basement made up by a banded gneiss with garnet (Solís & Sanders, 1991), or garnet bearing mylonitic quartzites (Isaacson et al., 1995). This basement was found at a depth of 1981.27 m. These rocks would pertain to the westbound extension of the Guaporé Craton.

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C I C L O

E D A D Cuaternario Neógeno

ANDINO

Pal. - Neógeno

Cretácico

SUBANDINO

Permo Carbonífero

CORDILLERANO

Carbonífero inf. a Silúrico sup. Silúrico ?

TACSARIANO

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?

BRASILIANO

JUNIO 2000

FORMACION

ESPESOR (m)

CANDELARIA COBIJA QUENDEQUE

380

BALA

170

ESLABÓN BEU

170 - 240

COPACABANA YAURICHAMBI

142-296 47-89

TOREGUA TOMACHI TEQUEJE S/N

290 510 220 3

NO DIFERENCIADAS BASAMENTO CRISTALINO

Fig. 5.1 Cuadro estratigráfico generalizado de la Cuenca del Madre de Dios. Generalized stratigraphic chart of Madre de Dios Basin

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

El borde oriental de la cuenca de las formaciones ordovícicas Enadere y Tarene del Subandino Norte no llega a la altura del sector donde fueron perforados los pozos de la Oxy-Mobil, motivo por el que no existe una información precisa y completa de estas unidades. Según la información sísmica, estas unidades estarían presentes en la Cuenca del Madre de Dios, aunque hasta el presente ningún pozo exploratorio en el sector boliviano las alcanzó. En el área están documentadas en el pozo Los Amigos-2 en territorio peruano. De todas formas, esta información podrá ser mejorada con mayor información sísmica y futuros pozos.

The eastern border of the Ordovician Enadere and Tarene formations basin from the North Subandean does not reach the height of the sector where the Oxy-Mobil wells were drilled. Therefore, there is no accurate and complete information regarding these units. According to seismic information, these units would be present in the Madre de Dios basin, although no exploratory well in the Bolivian sector has reached them to date. In the area, they are documented in the Los Amigos-2 well in Peruvian territory. Anyway, this information can be enhanced with further seismic information and future wells.

Los sedimentos paleozoicos fueron depositados en un ambiente intracratónico que empezó a evolucionar hasta la cuenca de antepaís actual durante el meso-cenozoico (Carpenter, 1997).

The Paleozoic sediments were deposited in an intracratonic environment that, during the Meso-Cenozoic, started evolving up to the current foreland basin (Carpenter, 1997).

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Los mares cordilleranos que depositaron sedimentos en la faja subandina septentrional, tuvieron como borde de cuenca oriental, en el norte del país, al Cratón de Guaporé, cubriendo de esa forma también la Cuenca del Madre de Dios. Más al sur, en la Plataforma Beniana, están ausentes.

In the northern part of the country, the cordilleran seas which deposited sediments on the northern Subandean belt, had the Guaporé Craton as border of the eastern basin, thus also covering the Madre de Dios basin. Further south, they are absent in the Beni Platform.

Basados en registros sísmicos realizados por las compañías petroleras que trabajaron en Bolivia y el Perú, así como en los resultados de los pozos exploratorios Pando y Manuripi, se pudo establecer que las formaciones Tequeje, Tomachi y Toregua, del

Based on seismic logs conducted by the oil companies that worked in Bolivia and Peru, as well as in the results of the Pando and Manuripi exploratory wells, it was possible to establish that the Cordillerano cycle Tequeje, Tomachi, and Toregua formations, are

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Ciclo Cordillerano, están presentes en la cuenca.

present in the basin.

Datos paleontológicos (Moretti et al., 1995, p. 758), indican que a 1935 m de profundidad, en el pozo Pando-X1, es decir en los primeros metros de la base de la Formación Tequeje (CanedoReyes, 1960), estarían presentes palinomorfos del Pridoliano (Silúrico superior). Esta situación no ha sido definitivamente establecida, quedando la incógnita de si en otros sectores de la cuenca está mejor desarrollado el Silúrico, y si la Formación Tequeje se inicia durante el Silúrico superior o si la presencia de estos palinomorfos proviene de sedimentos retrabajados. De cualquier manera, la información establece que la cuenca fue cubierta por aguas silúricas.

Paleontological data (Moretti et al., 1995, p. 758) indicate that, in the Pando-X1 well, at a depth of 1,935 m, that is, in the first meters of the base of the Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960), Pridolian palynomorphs (Upper Silurian) would be present. This situation has not been established definitiviely, and the question of whether the Silurian is better developed in other sectors of the basin, and whether the Tequeje Formation starts during the Upper Silurian or if the presence of these palynomorphs is due to overworded sediments, still remains. Anyway, the information establishes that the basin was covered by Silurian waters.

Sobre las rocas del Basamento Brasiliano se depositaron aproximadamente 220 metros de sedimentos fluviales de la Formación Tequeje, que se inician con areniscas transgresivas, y un delgado conglomerado basal, seguido de una secuencia pelítica. Estas rocas fueron depositadas en un sistema de relleno de canales (Isaacson et al., 1995).

Over the Brazilian basement rocks, approximately 220 meters of fluvial sediments of the Tequeje Formation deposited, starting out with transgressive sandstones, a basal thin conglomerate, followed by a pellitic sequence. These rocks were deposited in a canal infill system (Isaacson et al., 1995).

A una profundidad de 1627,91 m se recolectó, de un testigo de la Formación Tequeje, restos de un braquiópodo muy próximo a Schuchertella sp. del Devónico inferior (Racheboeuf, com. pers., 1991). Estas rocas fueron posteriormente cubiertas por depósitos deltaicos atribuidos a las formaciones Tomachi y Toregua.

At a 1627.91 m depth, from a Tequeje Formation core, remanents of a brachiopod, very close to a Schuchertella sp. from the Lower Devonian, were collected (Racheboeuf, personal comm., 1991). These rocks were later covered by deltaic deposits attributed to the Tomachi and Toregua formations.

La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a depósitos subáreos a subacuosos de planicie deltaica inferior y consisten de canales distribuitarios y barras de desembocadura de distribuitarios que muestran geometría progradacional hacia la cuenca de nordeste a suroeste. Esta unidad fue depositada durante el EmsianoFameniano basal. Según Peters et al. (1997) y Carpenter (1997), las rocas madre de la Formación Tomachi están entre las más ricas fuentes de petróleo del mundo.

The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to subaereal to subaqueous deposits of a lower deltaic plain, and consists of distributary canals and distributary junction bars showing the prograding geometry towards the northeast-southwest basin. This unit was deposited during the Emsian-Basal Famennian. According to Peters et al. (1997) and Carpenter (1997), the source rocks of the Tomachi Formation are among the riches oil sources in the world.

El Ciclo Cordillerano concluye en la región con sedimentos de la Formación Toregua (López-Murillo 1967), que corresponden principalmente a canales distributarios e interdistributarios con influencia mixta, marina y fluvial. Esta unidad se depositó durante el Fameniano-Tournaisiano. El límite entre las formaciones Tomachi y Toregua corresponde a una discordancia erosiva y se ubica a 1241 mbbp, y el límite Devónico-Carbonífero a 1137 mbbp.

In the region, the Cordilleran Cycle ends with sediments of the Toregua Formation (López-Murillo 1967), which pertain mainly to distributing and interdistributing canals with mixed sea and fluvial influence. This unit was deposited during the FamenianTournaisian. The limit between the Tomachi and Toregua formations correspond to an erosive unconformity, and is located at deep of 1241 meters, and the Devonian-Carboniferous limit, at 1137 meters deep.

Fragmentos fósiles de otros testigos del pozo Pando-X1, entre otros el ubicado a 1501,52 mbbp (Formación Tomachi), fueron enviados por el autor a Francia. Como resultado se estableció la presencia de escamas de un pez actinopterigio palaeonisciforme y la impresión, mal preservada, de un conodonto (Janvier, com. pers., 1991) que sugirió una edad fameniana a carbonífera inferior.

Fossil fragments of other cores from the Pando X-1 well, among others the one located at 1501.52 meters deep (Tomachi Formation), were sent to France by the author. As a result, the presence of fish scales of actinopterigian palaeonisciforms was established, and the poorly preserved print of a conodont (Janvier, personal comm., 1991), which suggested a Famennian to Lower Carboniferous age.

El análisis palinológico de los testigos y recortes de muestras de sedimentos del Ciclo Cordillerano en el pozo Pando X1, realizadas por YPFB (Lobo, 1991 - informes : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 y Pérez, 1993 - informe: 2580) así como de MOBIL (1992), permiten efectuar el siguiente resumen sobre la edad de los sedimentos cordilleranos:

The palinological analysis of cores and cuttings of the sediment samples of the Cordillerano Cycle at the Pando X1 well, conducted by YPFB (Lobo, 1991 - reports : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 and Pérez, 1993 - report: 2580), as well as the MOBIL analysis (1992), enable to carry out the following summary on the age of the Cordillerano sediments:

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Lobo, 1991

Mobil, 1992

Pérez-Leytón, 1993

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Intervalo (mbbp) 950 – 1100 1275 – 1340 1654 - 1654

Biozona Verrucosisporites spp. Retispora lepidophyta Schizocystia saharica

Intervalo (mbbp) 1139 – 1157 1247 – 1425 1524 – 1751 1771 – 1882 1906 – 1916

Edad Late Famennian-Early Tournaisian Early-Middle Famennian Givetian - Middle Famennian Eifelian Early to Early Middle Devonian

Intervalo (mbbp) 951 – 985 1009 – 1100 1167 1246 – 1347 1598 – 1935

Edad Viseano Tournaisiano superior Fameniano (Struniano) Fameniano Gediniano a Emsiano inferior

Fig. 5.2 Diferentes interpretaciones palinoestratigráficas del pozo Pando X1. Diferent palynostratigraphic interpretations of Pando X1 well

Vavrdova & Isaacson (1996) estudiaron la palinología del tramo Devónico del pozo Pando X1 concluyendo que la Formación Tequeje se depositó durante el Gediniano-Pragiano (presencia de chitinozoarios del Silúrico superior). La Formación Tomachi entre el Emsiano-Frasniano y que la Formación Toregua tiene una asociación de edad Fameniano-Carbonífero inferior.

Vavrdova & Isaacson (1996) studied the Devonian palynology of the of the well Pando X1 concluding that the Formation Tequeje was placed during the Gedinian-Pragian (presence of chitinozoarios of the upper Silurian). The Formation Tomachi among the EmsianFrasnian and that the Formation Toregua association has a Fammenian- lower Carboniferous age.

Un detalle importante es la calidad de la materia orgánica de la Formación Tomachi, por cuanto en opinión de Moretti et al. (1994), esta unidad es la principal roca madre de la cuenca del Madre de Dios. En el acápite referido a los recursos minerales del área se proporciona mayor información al respecto. Los sedimentos de la Formación Tomachi son considerados como una de las mejores rocas madre del mundo (Carpenter, 1997; Peters et al., 1997).

An important detail is the organic matter quality in the Tomachi Formation. Therefore, in the opinion of Moretti et al. (1994), this unit is the main source rock of the Madre de Dios basin. In the section regarding the area’s mineral resources, further detail is provided. The sediments of the Tomachi Formation are considered as one of the best source rocks worldwide (Carpenter, 1997; Peters et al., 1997).

Ciclo Subandino

Subandean Cycle

El Ciclo Subandino en el pozo Pando-X1 abarca el tramo comprendido entre los 932 - 724 mbbp. Se inicia con un tramo basal arenoso de medio centenar de metros, atribuido a la Formación Yaurichambi por Isaacson et al. (1995), y continúa con una secuencia carbonática-clástica de la Formación Copacabana, cuya potencia varía en los dos pozos, 142 m en Pando X-1 y 296 en Manuripi X-1. Esta unidad presenta una secuencia muy variada de anhidritas, limolitas, fangolitas y calizas.

At the Pando-X1 well, the Subandean Cycle encompasses the leg comprised between 932 and 724 meters deep. It starts with a basal arenaceous leg of about 50 meters, attributed by Isaacson et al. (1995) to the Yaurichambi Formation, and continues with a carbonatic-clastic sequence of the Copacabana Formation. The thickness varies between both wells, 142 m in the Pando X-1 well and 296 in the Manuripi X-1 well. This unit displays a very varied anhidrite, siltstones, mudstone and limestone sequence.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Isaacson et al. (1995) refieren en detalle la biostratigrafía del Carbonífero superior de los dos pozos. La secuencia se inicia con una fauna de microfósiles (foraminíferos y algas) no descritos antes para Sudamérica. La comparación con asociaciones de Norteamérica y Europa indica una edad pensilvaniana inferior. Estos hechos no hacen más que reforzar la vinculación de las faunas recolectadas en el país dentro de la Formación Copacabana: braquiópodos, moluscos, foraminíferos, conodontos y otros, con faunas similares del hemisferio septentrional, y además indican que la transgresión marina representada por la Formación Copacabana se inició mucho antes en el norte de Bolivia.

Isaacson et al. (1995) discuss in detail the biostratigraphy of the Upper Carboniferous of both wells. The sequence starts with microfossil fauna (foraminiferans and algae) never described before in South America. Comparison with North American and European associations indicate a Lower Pennsilvanian age. These facts do nothing but reinforce the link of the fauna collected in the country within the Copacabana Formation: brachiopods, mollusks, foraminiferans, conodonts, and others, with similar fauna in the northern hemisphere. They also indicate that the sea transgression, represented by the Copacabana Formation, started well before in the north of Bolivia.

Recientemente, Mamet (1994) y Mamet & Isaacson (1997) estudiaron las algas calcáreas, foraminíferos (endothyridos y fusulínidos) de la Formación Copacabana.

Recently, Mamet (1994) and Mamet & Isaacson (1997) studied the calcareous algae, foraminiferids (endothyrids and fusulinids) of the Copacabana Formation.

Ciclo Andino

Andean Cycle

El mesocenozoico en la Cuenca del Madre de Dios está representado por las formaciones Beu y Eslabón del Cretácico, Bala y Quendeque del Paleógeno, y Cobija y Candelaria, del Neógeno y Cuaternario respectivamente.

In the Madre de Dios basin, the Meso-Cenozoic is represented by the Cretaceous Beu and Eslabón formations, the Paleogene Bala and Quendeque formations, and the Neogene and Quaternary Cobija and Candelaria formations, respectively.

No ha sido posible obtener una descripción detallada de la estratigrafía de las formaciones continentales cretácicas y paleógenas en el área del Madre de Dios. En el capítulo relativo a las Sierras Subandinas del Norte se describen estas rocas con mayor amplitud, y sus características principales pueden ser extendidas a esta región. Se estima que en el área, la Formación Beu (Schlagintweit, 1939), de naturaleza eólica y fluvial, tiene un espesor mayor a los 500 m; se asienta de forma discordante sobre rocas paleozoicas de distinta edad. Discordante sobre la anterior, prosiguen los sedimentos deltaicos y costeros de las formaciones Eslabón (Canedo-Reyes, 1960) y Flora (Perry, 1963), que juntos sobrepasan los 300 m de potencia. Con estas dos formaciones concluye la sedimentación cretácica y se inician, con un potente conglomerado basal, los depósitos fluviales neógenos de la Formación Bala (Schlagintweit, 1939), de aproximadamente 200 metros de espesor. Continúa la serie con las secuencias miocenas de las formaciones fluvio-lacustres Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960), que en conjunto sobrepasan los 4.000 metros, para concluir, ya en el Neógeno, con los potentes conglomerados, de aproximadamente 700 m de espesor, de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964).

No detailed description could be obtained on the stratigraphy of the Cretaceous and Paleogene continental formations in the Madre de Dios area. In the chapter on the Northern Subandean Ranges, these rocks are described more extensively, and their main features can be extended to this region. It is estimated that in the area, the Beu Formation (Schlagintweit, 1939), of aeolian and fluvial nature, has a thickness of over 500 m; it is settled in unconformity over Paleozoic rocks of different ages. In unconformity over the former, continue the deltaic and coastal sediments of the Eslabón (CanedoReyes, 1960) and Flora (Perry, 1963) formations, exceeding together 300 m of thickness. The Cretaceous sedimentation ends with these two formations, and with a powerful basal conglomerate, start the Neogene fluvial deposits of the Bala Formation (Schlagintweit, 1939), of an approximate thickness of 200 m. The series continues with the Miocene sequences of the fluviolacustrine Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960) formations, altogether exceeding 4,000 meters, and ends already in the Neogene, with approximately 700 m thick powerful conglomerates of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964).

Neógeno-Cuaternario del área de Cobija

Neogene-Quaternary of the Cobija Area

La mayor parte del área está cubierta por sedimentos recientes de la Formación Candelaria (Formación Iñapari en la República del Perú), cubriendo discordantemente a sedimentos neógenos, ligeramente plegados, de la Formación Cobija, ricos en faunas de vertebrados fósiles.

Most of the area is covered by recent sediments form the Candelaria Formation (Iñapiri Formation in the Republic of Peru), covering in unconformity slightly folded Neogene sediments of the Cobija Formation which are rich in fossil vertebrate fauna.

Por falta de una investigación geológica areal más detallada, no se conoce la relación estratigráfica entre la Formación Cobija y la Formación Quendeque. Es posible que ambas tengan áreas diferentes de acumulación. Las formaciones Cobija y Candelaria son conocidas principalmente en el extremo noroeste (CobijaBolpebra), mientras que las formaciones Bala y Quendeque fueron

For lack of more detailed areal geological research, the stratigraphic relation between the Cobija and the Quendeque formations is unknown. It is likely that both formations have different accumulation areas. The Cobija and Candelaria formations are known mainly in the northwestern end (Cobija-Bolpebra), while the Bala and Quendeque formations were investigated at the oil

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investigadas en los pozos petroleros de la región del Río Madre de Dios.

wells in the region of the Madre de Dios River.

Carrasco (1986) nominó como Formación Cobija a un conjunto de arcillas fluviales de color gris blanquecino, amarillo verdoso y rojizo. Sobre esta unidad refiere que "en el recorrido desde la localidad de Cobija, capital del Departamento de Pando, hacia Bolpebra, existen continuos afloramientos del tope de una secuencia de sedimentos de naturaleza argilítica con una fuerte compactación pero aún no diagenetizada y que presenta una resistencia a la erosión fluvial, constituyendo el lecho o canal principal sobre el que drena el río Acre con un ancho máximo de 40 m y una profundidad de 10 m". En territorio peruano se encontraron vertebrados fósiles del Mioceno tardío (Huayqueriano) en sedimentos correlacionables con la Formación Cobija (Campbell & Frailey, 1984).

Carrasco (1986) called Cobija Formation to a set of whitish gray, greenish and reddish yellow and fluvial clays. On this unit, he states that: “in the stretch from the localiy of Cobija, Capital of the Department of Pando, to Bolpebra there are on-going outcrops of the top part of a argillitic-nature sediment sequence, with strong, however not yet diagenetized compaction, displaying resistance to the fluvial erosion, and making up the bed or main canal over which drains the Acre River, with a maximum width of 40 m and a depth of 10 m.” In Peruvian territory, Late Miocene (Huayquerian) fossil vertebrates were found in sediments that can be correlated to the Cobija Formation (Campbell & Frailey, 1984).

Carrasco (1986, p. 178) refiere que en estos sedimentos se encontraron las especies identificadas provisionalmente como: Clase Osteichthyes: Subclase Osteoglosidae, Orden Chondrichthyes. Clase Reptilia: Orden Cheloni, Fodicnemis sp. Clase Mammalia: Orden Rodentia (dientes no determinados). Clase Aves fragmentos indeterminados. Fósiles de plantas: Existen tallos silicificados sin determinación (retrabajados). Se debe anotar que varias de las piezas fueron ubicadas en sedimentos recientes, no in situ."

Carrasco (1986, p. 178) indicates that in these sediments, the following species were found and provisionally identified as: Osteichthyes Class: Osteoglosidae Subclass, Chondrichthyes Order. Reptilia Class: Cheloni Order, Fodicnemis sp. Mammalia Class: Rodentia Order (undetermined teeth). Aves Class, indeterminate fragments. Plant fossils: There are sillicified branches with no determination (overworked). It must be noted that several pieces were located within recent sediments, not “on site.”

Discordante sobre la Formación Cobija descansa la Formación Candelaria, definida por Leyton & Pacheco (1989) en reemplazo de las unidades denominadas "Corriente del Monte" y "Corriente de la Sierra".

Defined by Leyton & Pacheco (1989), in unconformity over the Cobija Formation, rests the Candelaria Formation, replacing the so called "Corriente del Monte" and "Corriente de la Sierra" units.

La Formación Candelaria tiene su localidad tipo en la localidad de Candelaria, 33 km aguas arriba de la ciudad de Riberalta, sobre el Río Madre de Dios. Cubre una gran extensión regional comprendiendo gran parte de la Llanura Beniana. Está documentada a lo largo de los ríos Acre, Beni y Madre de Dios. Esta unidad fue subdividida en tres miembros (Leyton & Pacheco, 1989). El miembro inferior, denominado Miembro A, formado por un conglomerado basal polimíctico con fósiles retrabajados vertebrados y madera fósil; seguido por niveles de areno arcillosos y capas de arcilla. El Miembro B es predominantemente areno-arcilloso con presencia de paleocanales. Finalmente, el Miembro C está constituido por limo, y culmina con el desarrollo de suelo laterítico con concreciones de hematita.

The Candelaria Formation has its type locality in Candelaria locality, 33 km upstream of the city of Riberalta, over the Madre de Dios River. It covers a major regional extension, comprising a large part of the Beni Plain. It has been documented along the Acre, Beni, and madre de Dios rivers. This unit was subdivided in three members (Leyton & Pacheco, 1989). The lower member, called Member A, is made up by polymictic basal conglomerate with overworked vertebrate fossils and fossil wood, followed by sandy argillaceous levels and clay layers. Member B is mainly sandy argillaceous, with paleocanal presence. Finally, Member C is made up by siltstones, and ends with the development of lateritic soil with hematite concretions.

La edad de estos sedimentos fue establecida sobre la base de fósiles similares encontrados en sedimentos que afloran a lo largo del río Acre; río Jurua, Brasil a unos 500 km al Noroeste del río Acre. También se sustenta esta edad sobre la base de la datación absoluta por C14 de troncos fósiles depositados conjuntamente con los sedimentos, los cuales dieron una edad de 10.075 ± 150 años B.P. a 5.575 ± 105 años B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton & Pacheco, 1989).

The age of these sediments was established on the basis of similar fossils found in sediments outcropping along the Acre River, and the Jurua River, Brazil, at about 500 km northwest of the Acre River. This age is also supported by C14 absolute dating of fossil trunks deposited with the sediments, whic gave an age of 10,075 ± 150 years B.P. to 5,575 ± 105 years B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton & Pacheco, 1989).

Recursos Minerales

Mineral Resources

La Cuenca del Madre de Dios ha sido poco investigada desde el punto de vista geológico, por lo tanto no se conoce sobre su potencial mineralógico. La explotación de minerales no metálicos

From the geological point of view, little research has been carried out on the Madre de Dios Basin; therefore, its mineralogical potential is unknown. The exploitation of non-metallic mineral is

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA se limita al empleo de algunos sedimentos como agregados en la construcción y caminos.

limited to the use of some sediments as aggregates in the road and other construction industries.

Varias empresas explotan actualmente yacimientos aluviales de oro en el Río Madre de Dios, Río Madera (Nueva Esperanza) y otros ríos de los departamentos de Pando, Beni y La Paz. No se dispone de información sobre la producción anual. Los tenores son bajos, entre 2,4 y 72,9 mg/m3, aunque en niveles conglomerádicos puede subir a 210 mg/m3. (Hérail et al., 1991). Datos del Perú (Paredes, 1991) indican una producción de 7000 kg de oro por año en el Río Madre de Dios.

Currently, several companies exploit the alluvial gold ores at the Madre de Dios and Madera (Nueva Esperanza) rivers, as well as in other rivers of the Departments of Pando, Beni and La Paz. There is no information available on the annual yield. The tenors are low, between 2.4 and 72.9 mg/m3, although the conglomeradic levels can reach up to 210 mg/m3. (Hérail et al., 1991): Data from Peru (Paredes, 1991) indicate a production of 7,000 kg of gold per year at the Madre de Dios River.

El principal desafío económico para el desarrollo de la cuenca lo constituye el petróleo. El análisis de muestras recolectadas en los pozos realizados en el área, indican la presencia de excelente roca madre devónica (Moretti et al., 1994, 1995). Si bien existen las condiciones de generación, la dificultad principal radica en que, debido a que la acción tectónica fue débil, no existen trampas estructurales significativas y la exploración sísmica debe dirigirse a la búsqueda de trampas estratigráficas, tarea que significa una enorme inversión económica que deberá evaluarse sobre la base de las posibles reservas existentes (Valor preliminar 0,5 Mbb).

The main economic challenge for the development of the basin is the oil. Analyses of samples collected at wells drilled in the area indicate the presence of excellent Devonian source rock (Moretti et al., 1994, 1995). Although the generation conditions are present, the main difficulty is that, due to a weak tectonic action, there are no significant structural oil traps and seismic exploration must be oriented towards the search for stratigraphic traps. This task entails and enormous economic investment, which must be evaluated in light of the possible existing reserves (preliminar value of 0,5 Mbb).

Un análisis completo del potencial de la zona, basado en la poca información existente, fue presentado por Moretti et al. (1995) con los siguientes resultados, " El Paleozoico inferior no está presente y el Silúrico superior tiene solo pocos metros de espesor. El Devónico inferior y medio (Fm Tequeje) tiene un bajo potencial (promedio S1 + S2 3 mg HC/g) y un reducido espesor (300 m en el pozo Pando X-1). Como la cuenca se hace profunda hacia el sur, unos 500 m de espesor de la serie es más representativa del área de drenaje. Esto conduce a un SPI de 3 t/m2 (el 80% de las capas son lutitas). El Devónico superior (Fm Tomachi) tiene un excelente potencial con un promedio de S1 + S2 sobre 25 mg HC/g en los primeros 250 m y 200 m arriba con un promedio S1 + S2 de 10 mg HC/g. El resultado total SPI es entonces de 16,5 t/m2. El Carbonífero (Grupo Retama) es delgado y tiene poco potencial. El Pérmico es también delgado con solo pocos metros de roca madre. Agregando las influencias totales, el SPI final de la cuenca alcanza 20 t/m2."

Based on the little information available, a complete analysis if the area’s potential was submitted by Moretti et al. (1995), with the following results: “The Lower Paleozoic is absent, and the Upper Silurian is only a few meters thick. The Lower and Middle Devonian (Tequeje Formation) has low potential (S1 + S2 average of 3 mg HC/g), and reduced thickness (300 m at the Pando X-1 well). Since the basin gets deeper towards the south, a series’ thickness of about 500 m represents better the drainage area. This leads to a SPI of de 3 t/m2 (80% of the layers is shale). The Upper Devonian (Tomachi Formation) has an excellent potential, with a S1 + S2 average over 25 mg HC/g, in the first 250, and 200 m above, a S1 + S2 average of 10 mg HC/g. Thus, the total SPI result is 16,5 t/m2. The Carboniferous (Retama Group) is thin and has little potential. The Permian is also thin, with only a few meters of source rock. Adding up the total influences, the basin’s final SPI amounts to 20 t/m2."

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Capítulo 6

Introducción

Introducción

De forma previa a la descripción de esta comarca geológica se debe aclarar, para evitar malos entendidos, que ésta no corresponde a una provincia geológica definida. Se trata por el contrario, de la superposición de varias provincias, que por sus características de borde de cuenca contra el Cratón de Guaporé, guardan estrechas relaciones estratigráficas y tectónicas.

To avoid misunderstandings, before describing this geological territory, it must be clarified that this territory does not pertain to a defined geological province. On the contrary, it is the superimposition of several units which, due to their characteristic of being basin border against the Guaporé Craton, have a close stratigraphic and tectonic relation.

En este capítulo serán consideradas las llanuras de la parte central y centro-oriental del país, es decir, las que quedan al sur de la Llanura Beniana, desde el Río Ichoa hasta las Sierras Chiquitanas, formando una faja que bordea el Cratón de Guaporé. Esta región por lo tanto abarca desde las llanuras del Chapare–Boomerang, hasta las Sierras Chiquitanas, comprendiendo además la llanura chiquitana adyacente, que continúa hacia el sur hasta la frontera con la República del Paraguay, quedando delimitada de la Llanura Chaqueña por el “Alto de Izozog”.

This chapter will consider the plains in the central and eastern central part of the country; that is, those located south of the Beni Plain, from the Ichoa River to the Chiquitos Ranges, forming a belt that borders the Guaporé Craton. Therefore, this region embraces the area from the Chapare – Boomerang plains to the chiquitano ridges, comprising as well the adjacent Chiquitos Plain, which continues southwards up to the border with Paraguay, thus being separated from the Chaco Plain by the “Alto de Izozog”.

Esta faja constituye el borde de la gran cuenca fanerozoica, especialmente de las secuencias paleozoicas marinas. Todas las formaciones siluro-devónicas se acuñan en esta región, presentando secuencias ligeramente diferentes a las del interior de la cuenca, motivo que lleva a considerar a esta región en un capítulo diferente. Otro aspecto que se tomó en consideración, es su relación directa con las rocas del basamento Proterozoico infrayacente, de las que derivan en su mayoría. La posición de borde de cuenca fue también un factor importante para la generación, migración y acumulación de hidrocarburos en la región de la faja Chapare-Boomerang. La cuenca del Paleozoico superior no alcanzó en su plenitud esta región, solo están registrados reducidos espesores de sedimentos del Carbonífero en algunos pozos del área del Boomerang. Según la leyenda que acompaña al mapa geológico del Precámbrico del año 1984, las areniscas y conglomerados de la restringida Formación El Prado, en el noroeste del área, podrían ser de edad carbonífera. Sedimentos cretácicos y cenozoicos están mejor representados en la región del Chapare-Boomerang, y algunas de sus formaciones constituyen excelentes rocas reservorias de petróleo. En el sector chiquitano tienen un desarrollo menor.

This belt is the border of a large Phanerozoic basin, specially of the Paleozoic marine sequences. In this region, all the SilurianDevonian formations are wedged displaying sequences that are slightly different to those inside the basin. This is the reason for considering this region in a different chapter. Another aspect that was considered is their direct relation to the rocks of the underlying Proterozoic basement, from which most of them come. The basin border’s position was also an important factor in the generation, migration and accumulation of hydrocarbons in the Chapare – Boomerang belt region. The Upper Paleozoic basin did not reach its peak in this region. Only reduced Carboniferous sediment thicknesses were recorded at some of the Boomerang area wells. According to the legend accompanying the 1984 geological map of the Pre-Cambrian, the sandstones and conglomerates of the restricted El Prado Formation, to the northwest of the area, could be of Carboniferous age. The Cretaceous and Cenozoic sediments are better represented in the Chapare – Boomerang area, and some of the formations are excellent reservoir oil-bearing rocks. In the chiquitano sector, they have been less developed.

Para describir las secuencias de esta región, se considerarán dos áreas con características ligeramente diferentes. La primera está al ESE del país, comprendiendo las Sierras Chiquitanas y la llanura

To describe this region’s sequences, two areas with slightly different features will be considered. The first area is ESE of the country, and includes the Chiquitano Ridges and the adjacent plain, 111


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adyacente, hasta la frontera con el Paraguay. La segunda constituye la prolongación nor-occidental de la anterior hacia el sector central del país, es decir la faja de la llanura Chapare-Boomerang colindante al borde meridional-central del Cratón de Guaporé.

reaching up to the border with Paraguay. The second area constitutes the northwestern extension of the former into the central part of the country; that is, the Chapare – Boomerang plain belt, adjacent to the meridional and central border of the Guaporé Craton.

SIERRAS CHIQUITANAS Y LLANURA ADYACENTE

CHIQUITOS RANGES AND THE ADJACENT PLAIN

El nexo estratigráfico entre el Cratón de Guaporé y las Sierras Chiquitanas, corresponde al Ciclo Brasiliano. En el capítulo correspondiente al Cratón de Guaporé se efectuarán las consideraciones estratigráficas en detalle de las rocas que forman este ciclo. La relación siguiente pretende efectuar una introducción al análisis geológico de estas sierras y llanura circunvecina.

The stratigraphic nexus between the Guaporé Craton and the Chiquitos Ranges pertains to the Brazilian cycle. The chapter on the Guaporé Craton will include detailed stratigraphic considerations of the rocks that make up this cycle. The purpose of the follwoing relation is to introduce a geological analysis of these ridges and the surrounding neighbor plain.

Ciclo Brasiliano

Brazilian Cycle

Las rocas del Ciclo Brasiliano fueron depositadas en tres cuencas superpuestas, pero con diferente configuración morfológica y extensión areal. Montemurro (1991a; 1991b) sintetizó esta situación mediante la interpretación de las líneas sísmicas de la llanura chiquitana procesadas por YPFB. Estas cuencas corresponden al relleno de los grupos Boquí y Tucavaca, y de la Formación Murciélago.

The rocks of the Brazilian Cycle were deposited in three overlying basins, each with different morphological configuration and area extension. Montemurro (1991a; 1991b) summarized this situation by making an interpretation of the Chiquitos Plain seismic lines processed by YPFB. These basins pertain to the infill of the Boqui and Tucavaca groups and the Murciélago Formation.

No se efectuará un análisis sobre la controvertida diferenciación estratigráfica de las unidades del Ciclo Brasiliano. Los autores a menudo ubicaron formaciones en uno u otro grupo, o confundieron eventos. Como ejemplo, las calizas de la Formación Pororó fueron asignadas tanto al Grupo Boquí como al Grupo Tucavaca, y a su vez confundidas con las calizas de la Formación Murciélago (Yacuces).

An analysis of the controverted stratigraphic differentiation of the Brazilian Cycle units will not be carried out. Often, the authors placed the formations in one group or the other, or got the events confused. For instance, the Pororó Formation’s limestones were assigned both to the Boquí and Tucavaca groups, and at the same time, they were mistaken for Murciélago (Yacuces) Formation’s limestones.

El presente trabajo se limitará a presentar la secuencia brasiliana a la luz de los últimos trabajos realizados en el marco del Proyecto Precámbrico (GEOBOL-BGS).

In light of the latest work carried out within the Pre-Cambrian Project’s framework (GEOBOL-BGS), this paper will be limited to the presentation of the Brazilian sequence.

La más antigua de las cuencas brasilianas corresponde a la rellenada por rocas del Grupo Boquí (Mitchell et al. , 1979). En el corte longitudinal presentado por Montemurro (1991a), la cuenca del Grupo Boquí está separada en dos sectores por un alto Proterozoico. El sector occidental (Boquí-Cahama) es el de mayor extensión areal. En cambio, el del sector oriental, ubicado junto a la frontera con el Brasil, es de menor amplitud.

The oldest of the Brazilian basins was filled by the rocks of the Boquí Group (Mitchell et al., 1979). In a longitudinal cut presented by Montemurro (1991a), the Boquí Group basin is divided in two sectors by a Proterozoic height. The western sector (Boquí – Cahama) has the greatest area extension. On the other hand, located next to the Brazilian border, the eastern sector is narrower.

En el sector occidental de la cuenca se reconocen las formaciones San Francisco, Colmena y Cahama. En el límite fronterizo sólo se diferenciaron las formaciones San Francisco y Mutún.

At the basin’s western border are the San Francisco, Colmena and Cahama formations. At the border limit, only the San Francisco and Mutún Formations were distiguished.

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GRUPO BOQUI SECTOR BOQUI-CAHAMA

SECTOR MUTUN

Formación Cahama Formación Colmena Formación San Francisco

Formación Mutún Formación San Francisco

Fig. 6.1 Cuadro de correlación del Grupo Boquí entre Boquí-Cahama y el Mutún. Boquí Group correlation chart among Boquí-Cahama and the Mutún

La secuencia se inicia con las areniscas conglomerádicas de la Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967). Corresponde a areniscas arcósicas de grano grueso y conglomerados polimícticos, con algunas concentraciones de hierro. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente fluvio-eólico. El espesor en el sector occidental supera los 1000 m. En cambio al este, en la región del Mutún, el espesor no sobrepasa los 50 m.

The sequence starts with the conglomeradic sandstones of the San Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967). It pertains to coarse grained arkosic sandstones and polymictic conglomerates, with a few iron concentrations. These rocks were deposited in a fluvio-aeolian environment. In the western sector, the thickness exceeds 1000 m. In the east, on the other hand, in the Mutún region, the thickness does not exceed 50 m.

La Formación Colmena (Litherland et al., 1986) se sobrepone a la anterior unidad, está constituida por una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas que presentan un espesor de más de 900 m.

The Colmena Formation (Litherland et al., 1986) lies over the previous unit. It is made up by an alternation of sandstones, siltstones and thin limestones, with a thickness exceeding 900 m.

El Grupo Boquí concluye en este sector con las sedimentitas de la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979). Esta unidad está formada por diamictitas de color gris verdoso a marrón, intercaladas con algunos niveles de areniscas y limolitas, representa flujos de lodo submarinos. Se descartó que correspondan a tilitas y que por consiguiente hubieran tenido un origen glacial (Litherland et al., 1986). Esta unidad fue denominada en YPFB como Fm. Puttatoe (López et al., 1982).

In this sector, the Boquí Group ends with the sedimentites of the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979). This unit is made up by greenish gray to brown diamictites, interbedded with a few sandstone and siltstones levels, and represents submarine mud flows. The idea of these being tillites, and therefore having a glaciar origin was discarded (Litherland et al., 1986). At YPFB, this unit was called Puttatoe Formation (López et al., 1982).

En territorio brasileño, los sedimentos equivalentes al Grupo Boquí son conocidos como Grupo Jacadigo (formaciones Urucum, Corrego das Pedras y Banda Alta). En el sector boliviano, la secuencia empieza con la Formación San Francisco, ya considerada líneas arriba, y continúa con la secuencia clástica ferruginosa denominada Formación Mutún (Weiss & Sweet, 1956; reactualizada por Montemurro, 1991b). La mayor parte de esta unidad está formada por areniscas con intercalaciones de lentes y capas de manganeso, así como por lentes ferruginosos y de jaspilita, y niveles productores de hierro en la región del Mutún.

In Brazilian territory, the sediments equivalent to the Boquí Group are known as the Jacadigo Group (Urucum, Corrego das Pedras and Banda Alta formations). In the Bolivian sector, the sequence starts with the above-mentioned San Francisco Formation, and continues with a ferruginous clastic sequence called the Mutún Formation (Weiss & Sweet, 1956; updated by Montemurro, 1991b). Most of this unit is made up by sandstones interbedded by manganese lenses and layers, as well as by ferruginous and jaspillite lenses and iron producing layers, in the Mutún region.

La segunda cuenca del Ciclo Brasiliano corresponde a la secuencia del Grupo Tucavaca (Hess, 1959). La secuencia asignada y la nomenclatura del Grupo Tucavaca sufrió cambios desde su nominación inicial. En las figuras 2 y 3 del Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se presenta un resumen de esas variaciones. En el presente trabajo se sigue la estratigrafía de Mitchell et al. (1979, 1981), que constituye una actualización del esquema de Hess (1959).

The second basin of the Brazilian Cycle pertains to a sequence of the Tucavaca Group (Hess, 1959). The assigned sequence and nomenclature of the Tucavaca Group underwent some changes since its initial naming. Figures 2 and 3 of the Stratigraphic Lexico of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) contains a summary of these variations. This paper follows the stratigraphy of Mitchell et al. (1979, 1981), which is an update of Hess’ scheme (1959).

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SNIA. SUNSAS Fm. Pesenema Fm. Bocamina Fm. Pororó Fm. Cuarrí

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SNIA. SANTIAGO

JUNIO 2000

SNIA. SAN JOSE



Fm. Pororó

Fm. Pororó Fm. Pacobillo

Fig. 6.2 Cuadro de correlación de rocas brasilianas entre las serranías de Sunsás, Santiago y San José. Correlation chart of the Brasilian rocks among the Sunsás, Santiago and San José belts. La posición estratigráfica de las calizas de la Formación Pororó es tema de discusión. Algunos autores (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987, 1992, entre otros) las ubican en el tope del Grupo Boquí. Otros (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro, 1991) las colocan en la base del Grupo Tucavaca. Los criterios de las dos posiciones son válidos. Como se indicó anteriormente, este trabajo seguirá la posición de los estudios realizados por el Proyecto Precámbrico. En ese entendido, el Grupo Tucavaca se inicia con areniscas conglomerádicas (formaciones Pacobillo o Cuarri), y continúa con las calizas de la Formación Pororó (Hess, 1959). Según Mitchell, et. al. (1979), estas últimas calizas corresponden a micritas porcelanizadas, altamente recristalizadas, depositadas en una plataforma carbonatada. Estas calizas tienen, en la Serranía Santiago (lado sur del Valle Tucavaca), un espesor entre 150 y 200 m, mientras que en la Serranía Sunsás (lado norte del valle), el espesor es menor a 60 m. Esta formación es el principal horizonte guía dentro del Grupo Tucavaca. Según Oller (1987), esta unidad tiene un importante contenido de hidrocarburos líquidos (rellenando grietas y porosidad secundaria), y constituyó uno de los objetivos principales en la perforación del pozo Otuquis-X1 en la llanura chiquitana.

The stratigraphic position of the Pororó Formation’s limestones is topic of debate. Some authors (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987, 1992, among others) place them at the top of the Boquí Group. Yet others (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro, 1991) place them at the base of the Tucavaca Group. The criteria of both positions are valid. As mentioned before, this paper will follow the position of the studies conducted by the PreCambrian Project. Bearing that in mind, the Tucavaca Group starts with conglomeradic sandstones (Pacobillo or Cuarri formations), and continues with the limestones of the Pororó Formation (Hess, 1959). According to Mitchell, et. al. (1979), the latter limestones pertain to highly crystallized porcelanized micrites, deposited in a carbonated shelf. At the Santiago Range (southern side of the Tucavaca Valley), these limestones have a thickness between 150 and 200 m, while at the Sunsás Range (northern side of the valley), the thickness does not exceed 60 m. This formation is the main guide horizon within the Tucavaca Group. According to Oller (1987), this unit has significant content of liquid hydrocarbons (filling in cracks and secondary porosity). Further, it was one of the main drilling objectives of the Otuquis –X1 well in the chiquitos plain.

La Formación Piococa (Hess, 1959) fue depositada en un ambiente de abanicos deltaicos posteriormente retrabajados por acción fluvial. Según O’Connor et al. (1979), corresponden a areniscas de grano medio a grueso, limpias y bastante recristalizadas. Fajas delgadas de conglomerados y separaciones lutíticas de unos cuantos milímetros de espesor son encontrados esporádicamente.

The Piococa Formation (Hess, 1959) was deposited in a deltaic fan environment, later overworked by fluvial action. According to O’Connor et al. (1979), they correspond to medium to coarse grained sandstones that are clean and quite recrystallized. Sporadically, thin conglomerate belts and shale separations a few millimeters thick can be found.

Finalmente, el Grupo Tucavaca concluye con el depósito de las pelitas de la Formación Pesenema (Hess, 1959). Esta unidad está constituida por filitas y lutitas gris claras de grano fino interestratificadas con bandas más oscuras de lutita con duras costillas calcáreas grises de menos de 3 cm de espesor (O’Connor et al., 1979).

Finally, the Tucavaca Groups ends with the pellite deposit of the Pesenema Formation (Hess, 1959). This unit is made up by phyllites and fine grained light gray shale, interbedded with darker strips of shale with less than 3 cm thick hard gray calcareous ribs (O’Connor et al., 1979).

Sobre los sedimentos del Grupo Tucavaca se asienta la tercera cuenca, que corresponde a una secuencia de plataforma carbonática, que fue categorizada inicialmente como “Serie” y luego como “Grupo”. Sin embargo, por sus características litológicas, espesor y el hecho de no agrupar formaciones diferentes, en este trabajo será considerada como Formación Murciélago (Meave del Castillo et al., 1971). Esta unidad es conocida en la literatura (informes internos de YPFB) con el nombre de “Formación Yacuses”, pero en consideración a regulaciones del Código de Nomenclatura Estratigráfica, tiene prioridad el nombre dado por Meave et al. (1971). El análisis regional de los cuerpos calcáreos del Ciclo

A third basin settles over the sediments of the Tucavaca Group, pertaining to a carbonatic shelf that was initially categorized as a “Series” and later as a “Group.” However, due to its lithological features, thickness, and the intention not to group different formations, this paper will consider it as the Murciélago Formation (Meave del Castillo et al., 1971). In the literature (YPFB internal reports), this unit is known by the name of “Yacuses Formation;” however, taking into account the regulations of the Stratigraphic Nomenclature Code, the name given by Meave et al. (1971) has priority. Conducted by Montemurro (1991), the regional analysis of the Brazilian Cycle calcareous bodies, enables the differentiation 114

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Brasiliano, realizado por Montemurro (1991), con la interpretación de líneas sísmicas y registros del pozo Otuquis, permite diferenciar dos cuerpos calcáreos bien definidos y de distinta edad, uno perteneciente al Grupo Tucavaca (Fm. Pororó), y el más joven correspondiente a la Formación Murciélago.

of two well defined calcareous bodies of different ages, one belonging to the Tucavaca Group (Pororó Formation), and the younger, belonging to the Murciélago Formation.

La Formación Murciélago, según los autores del nombre, se inicia con una delgada capa limolítica, seguida de dolomitas gris blanquecinas, areniscas feldespáticas, y calizas. Estas últimas, según Aguilera (1994), pueden diferenciarse entre arrecíferas y no arrecíferas. Las primeras depositadas en una plataforma marina, con calizas, dolomías y la presencia de algas con estructuras oncolíticas y estromatolíticas. Las calizas no arrecíferas, de borde de cuenca, están formadas por calcita, clásticos, oolitas de playa, dolomita y anhidrita. Estas rocas proporcionaron restos fósiles en territorio brasileño (Grupo Corumbá), algas estromatolíticas como Aulophicus lucianoi y Collenia, y los invertebrados scyphozoarios identificados como Corumbella werneri. Esta asociación fosilífera es atribuida al Cámbrico inferior.

According to the authors that named it, the Murciélago Formation starts with a thin siltstones layer, followed by whitish gray feldspathic sandstones, and limestones. According to Aguilera (1994), the latter can be classified as reef and non-reef limestones. The reef limestoneswere deposited in a sea shelf, with limestones, dolomites and presence of oncolitic and stromatolitic structure algae. The non-reef limestones, from the basin’s border, are made up by calcite, clastics, beach oolites, dolomite and anhydrite. These rocks provided fossil remanents in Brazilian territory (Corumbá Group), stromatolitic algae as Aulophicus lucianoi and Collenia, and the scyphozoan invertebrates identified as Corumbella werneri. This fossiliferous association is attributed to the Lower Cambrian.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Si bien fueron citadas anteriormente rocas ordovícicas en la región, de acuerdo a la nueva información éstas estarían ausentes en la zona. Sobre los sedimentos del Ciclo Brasiliano se depositaron directamente las secuencias siluro-devónicas del Ciclo Cordillerano. Estas rocas están relacionadas a fallamiento a lo largo de la Faja Tucavaca. Barbosa (1949) definió su “Serie Santiago” agrupando en ella a las formaciones El Carmen, Limoncito y La Torre. Ahlfeld & Branisa (1960) modificaron la serie, reemplazando el nombre de la unidad superior (Fm. La Torre) por la Formación Limoncito, y a la Fm. Limoncito de Barbosa le asignaron el nombre de Formación Roboré. Se desconocen los motivos que llevaron a Ahlfeld & Branisa para efectuar esos cambios. El uso posterior validó el cambio, y la única modificación posterior consistió en reemplazar el término “Serie” por Grupo Santiago. Estos cambios están reflejados en el siguiente cuadro. LópezPaulsen et al. (1982) propusieron restringir el nombre de Grupo Santiago a las formaciones devónicas Roboré y Limoncito.

Although Ordovician rocks have been previously quoted as present in the region, according to the latest information, such rocks would be absent in the area. Over the Brazilian Cycle sediments, the Silurian-Devonian sequences of the Cordilleran Cycle deposited directly. These rocks are related to the faulting along the Tucavaca Belt. Barbosa (1949) defined his “Santiago Series” by grouping the El Carmen, Limoncito and La Torre formations into it. Ahlfeld & Branisa (1960) modified the series, replacing the name of the upper unit (La Torre Formation) with Limoncito Formation, and assigning Barbosa’s Limoncito Formation the name of Roboré Formation. The reasons that led Ahlfeld & Branisa to make these changes are unknown. The subsequent usage validated the change, and the only later modification was to replace the term “Series” with Santiago group. These changes are shown in the following figure. López-Paulsen et al. (1982) proposed to restrict the name of Santiago Group to the Devonian Roboré and Limoncito Formations.

BARBOSA, 1949

Serie Santiago

Fm. La Torre Fm. Limoncito Fm. El Carmen

AHLFELD & BRANISA, 1960

Serie Santiago


YPFB

Grupo Santiago


Fig. 6.3 Cuadro de equivalencias estratigráficas del Grupo Santiago (Ciclo Cordillerano). Stratigraphic equivalences of the Santiago Group (Cordilleran Cycle). Las rocas del Ciclo Cordillerano en las Sierras Chiquitanas representan el depósito de una secuencia marina de plataforma somera en el borde estable de una cuenca de antepaís. Las formaciones inferiores El Carmen y Roboré, reflejan además una marcada influencia costera y deltaica. Las secuencias cordilleranas en este sector de la cuenca tienen faunas comunes a la Cuenca Andina y a las de la Cuenca del Paraná. El ciclo comienza en el Llandoveriano ? (Formación El Carmen) y concluye en el Frasniano (Formación Iquiri).

In the Chiquitos Ranges, the Cordilleran Cycle rocks represent the deposit of a shallow shelf sea sequence on the stable border of a foreland basin. The lower formations, El Carmen and Roboré, also reflect a marked coastal and deltaic influence. In this sector of the basin, the Cordilleran sequences have common faunas as those in the Andean Basin and the Paraná Basin. The cycle starts in the Llandovernian ? (El Carmen Formation) and ends in the Frasnian (Iquiri Formation).

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La secuencia se inicia con el depósito de la Formación El Carmen (Oliveira & Leonardos, 1943), unidad predominantemente arenosa con numerosas intercalaciones de conglomerados, y escasos y delgados niveles de rocas pelíticas. Las areniscas son sacaroides de grano medio a muy grueso, están bien estratificadas y presentan laminación entrecruzada. Esta formación contiene un horizonte hematítico bien estratificado, cuyo espesor varía entre 3 y 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Estos mismos autores reconocieron dos horizontes fosilíferos: el inferior con la asociación de Phragmolites suarezi y el superior con Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana Recientemente Edgecombe & Fortey (2000) estudiaron los trilobites de esta formación identificando dos nuevos géneros y cuatro nuevas especies: Awaria struvei n. gen., n. sp. y Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. y Australocaste oconnori n. sp. Completan esta lista Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., y un miembro del grupo de Maurotarion dereimsi. Otras especies identificadas en esta unidad corresponden a Harringtonina acutiplicata y Tentaculites sp. Esta asociación faunística es diagnóstica del Pridoliano (Silúrico superior), sin embargo no se descarta que se extienda a los niveles más bajos del Lochkoviano. Esta asociación permite efectuar una estrecha correlación con las formaciones Catavi y Tarabuco de la Cordillera Oriental. Una edad ludloviana fue establecida por palinología para estos horizontes.

The sequence starts with the deposit of the El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos, 1943). This unit is mainly arenaceous, with numerous conglomerate interbedding and scarce thin pellitic rock levels. The sandstones are sacaroidal, with medium to very coarse grain, and are well bedded, presenting crossbedded lamination. This formation contains a well bedded hematitic horizon, with a thickness ranging between 3 and 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Two fossiliferous horizons were recognized by the preceding authors: the lower with the Phragmolites suarezi, and the upper level with the Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana associations. Recently, Edgecombe & Fortey (2000) studied the trilobites of this formation and identified two new genera and four new species, which are: Awaria struvei n. gen., n. sp., Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. and Australocaste oconnori n. sp. This list is completed by Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., and a member of the Maurotarian dereimsi group. Other species in this unit correspond to Harrigtonina acutiplicata and Tentaculites sp. This fauna association is diagnostic of the Pridolian (Upper Silurian); however, its extending into the lowermost Lochkovian cannot be dismissed. This association allows to make a close correlation with the Catavi and Tarabuco formations of the Eastern Cordillera. A Ludlowian age was assigned to these horizons by palynology.

En continuidad sobre la Fm. El Carmen, y sin presentar un límite bien definido, prosigue la Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960), que constituye una unidad eminentemente arenosa, con escasos niveles conglomerádicos. El espesor de esta formación varía de 80 a 120 m, y su distribución areal es más restringida que la de la Formación El Carmen. En estas rocas fueron encontrados dos niveles de coquinas con braquiópodos y otros grupos fósiles pertenecientes a la biozona de Proboscidina arcei (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.). Esta fauna permite correlacionar a la Formación Roboré con las formaciones Vila Vila y Santa Rosa del sector andino.

Without a well defined limit, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues over the El Carmen Formation. It makes up an eminently arenaceous unit, with very few conglomeradic levels. The thickness in this formation ranges between 80 and 120 m, and its area distribution is more restricted than in the El Carmen Formation. Two coquine levels were found in these rocks, with brachiopods and other fossil groups belonging to the Proboscidina arcei biozone (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.). This fauna allows the correlation of the Roboré Formation with the Vila Vila and Santa Rosa formations of the Andean sector.

Culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano, con el depósito de los sedimentos predominantemente pelíticos de la Formación Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960). El tramo inferior corresponde a una intercalación de areniscas de grano fino y lutitas negras, y el tramo superior está exclusivamente conformado por lutitas negras (López-Paulsen op. cit.). En esta unidad han sido reconocidos varios horizontes fosilíferos. En los niveles inferiores está presente la asociación de Scaphiocoelia boliviensis, y en los niveles medio y superior, ostrácodos, pelecípodos, plantas fósiles y equinodermos. Pinto & Purper (1981) identificaron dos nuevas especies de ostrácodos en estos sedimentos. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) asignaron a estos sedimentos un amplio rango de edad (Emsiano a Eifeliano), aspecto que permitiría correlacionar a estas rocas con las formaciones Icla, Huamampampa y Los Monos de la región subandina. En otros sectores, especialmente en la región del Boomerang, sobreyace a la Formación Limoncito la Formación Iquiri, hecho que confirmaría la edad asignada a estos sedimentos.

The Cordilleran Cycle sequence ends with the deposit of predominantly pellitic sediments of the Limoncito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). The lower portion correspondsto an interbedding of fine grained sandstones and black shale; the upper portion is made up exclusively by black shale (López-Paulsen op. cit.). Several fossiliferous horizons have been recognized in this unit. The Scaphiocoelia boliviensis association is present in the lower levels, and the middle and upper levels contain ostracodes, pelecipods, fossil plants and echinoderms. In these sediments, Pinto & Purper (1981) identified two new ostracode species. YPFB’s palynological determinations (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) assigned a wide age range to these sediments (Emsian to Eifelian). This fact would allow the correlation of these rocks to the Icla, Huamampampa and Los Monos formations, of the Sub Andean region. In other sectors, particularly in the Boomerang area, the Iquiri Formation lies over the Limoncito Formation. This fact would confirm the age assigned to these sediments.

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Ciclo Subandino

Subandean Cycle

Fue reconocido en el subsuelo de la llanura, especialmente en los pozos de Otuquis, Sirimenquis y Tucavaca.

It was recognized in the plain’s subsurface, specially at the Otuquis, Sirimenquis and Tucavaca wells.

En el pozo Otuquis-X1, por debajo de las capas del Cuaternario, se atravesaron 130 m de sedimentos carboníferos, y por debajo de estos, una importante secuencia atribuida a las formaciones Limoncito, Roboré y El Carmen.

Beneath the Quaternary layers, 130 m of Carboniferous sediments were drilled through at the Otuquis–X1 well, and beneath these sediments, through an important sequence attributed to the Limoncito, Roboré and El Carmen formations.

En el pozo Sirimenquis-X1, por debajo de la secuencia mesozoica se atravesaron más de 1405 m de sedimentos carboníferos: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) y Tupambi (498 m). La secuencia continúa luego de la discordancia con rocas de la formaciones Iquiri y Los Monos

Underneath the Mesozoic sequence, at the Sirimenquis-X1 well, more than 1405 m of Carboniferous sediments were drilled through: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) and Tupambi (498 m). After the unconformity, the sequence continues with rocks of the Iquiri and Los Monos formations.

El carbonífero en el pozo Tucavaca-X1 es similar al de Sirimenquis.

The Carboniferous at the Tucavaca-X1 well is similar to that of Sirimenquis.

Ciclo Andino

Andean Cycle

Las rocas mesozoicas de la región chiquitana están restringidas a los afloramientos presentes en las serranías al sureste de ChochisRoboré, y en los afloramientos aislados hacia el Fortín Ravelo y las Salinas de Santiago. Estas areniscas son atribuidas al Jurásico por semejanza a las de la Formación Botucatú de Brasil, cuyos diques de diabasa fueron datados como jurásicos. Sin embargo, en opinión de geólogos de YPFB, sólo la parte inferior de la Formación Chochís sería de edad jurásica. La parte superior y la Formación Tobité son consideradas de edad cretácica, equivalentes de la Formación Cajones del Subandino.

The Chiquitos region Mesozoic rocks are restricted to the outcrops existing at the ridges to the southeast of Chochís-Roboré, and to the isolated outcrops towards the Ravelo Fort and the Santiago Salinas. These sandstones are attributed to the Jurassic due to their likeness with those of the Botucatú Formation in Brazil, the diabase dikes of which were dated as being Jurassic. However, in the opinion of YPFB geologists, only the lower part of the Chochís Formation would be of Jurassic age. The upper part and the Tobité Formation are considered as being of Cretaceous age, and equivalent to the Subandean Cajones Formation.

La nomenclatura de las areniscas jurásicas tiene dos interpretaciones diferentes, la del grupo de trabajo del Proyecto Precámbrico que considera al Grupo Portón dividido en las formaciones Chochis y Tobité, y el criterio de los geólogos de YPFB que nominan Grupo Chochis y lo dividen en las formaciones El Portón y Tobité. El nombre de El Portón fue introducido por Oliveira & Leonardos (1943), y Hess (1960) lo elevó a la categoría de grupo. El término de Grupo Chochis fue propuesto por Pareja en 1971. Si bien en el Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se siguió el ordenamiento de YPFB, por razones de prioridad en este trabajo se efectúa la enmienda y se utilizará la categoría de Hess.

The nomenclature of the Jurassic sandstones has two different interpretations: first, the interpretation of the Pre-Cambrian Project work group, which considers the Portón Group as being divided in the Chochís and Tobité formations; and second, the criterion of YPFB’s geologists that call it Chochís Group, and divide it in the El Portón and Tobité formations. The name of El Portón was introduced by Oliveira & Leonardos (1943), and Hess (1960) raised it to the group category. The term Chochís Group was proposed by Pareja in 1971. Although the Stratigraphic Lexico of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) followed YPFB’s order, for priority purposes, the corresponding ammends will be made in this paper, and Hess’ category will be used.

El Grupo El Portón (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960) corresponde a una secuencia areno-conglomerádica que aflora en forma de pequeñas islas en las sierras y llanura adyacente. Esta formada predominantemente por areniscas conglomerádicas de grano grueso, color amarillo a rojizo. Corresponden a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en ambiente desértico. Las rocas de este grupo forman farallones y acantilados de un color rojo intenso, que destacan sobre la llanura circundante. Esta unidad está formada por las formaciones Chochís y Tobité.

The El Portón Group (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960) pertains to a arenacous-conglomeradic sequence that outcrops in the shape of small islands at the ridges and adjacent plain. Its is made up mainly by coarse grained conglomeradic sandstones of yellow to reddish color. They correspond to aeolian and fluvial sandstones which deposited in a dessert environment. This group’s rocks form bluffs and cliffs of a intense red color, standing out over the surrounding plain. This unit is made up by the Chochís and Tobité formations.

De forma discordante sobre las fangolitas y limolitas de la Formación Limoncito, o sobre otras rocas proterozoicas, se dispone la Formación Chochis (Pareja, 1971). La secuencia se inicia con una delgada capa de arenisca blanquecina, seguida de areniscas

The Chochís Formation (Pareja, 1971) is laid out in unconformity over the mudstones and siltstones of the Limoncito Formation, or over the Proterozoic rocks. The sequence starts with a thin layer of whitish sandstones, followed by partially conglomeradic reddish 117


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ferruginosas rojizas, parcialmente conglomerádicas. Corresponden a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en una cuenca de intraplaca.

ferruginous sandstones. They pertain to aeolian and fluvial sandstones that were deposited in a intra-plate basin.

La unidad superior del Grupo El Portón corresponde a la Formación Tobité (Cabrera, 1966), unidad constituida por conglomerados y areniscas rojizas, de grano medio a grueso. En contradicción con la supuesta equivalencia con la Formación Botucatú del Brasil, los geólogos de YPFB sostienen que los conglomerados de la Formación Tobité constituyen una facies distal (areniscas carbonáticas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la Cordillera Oriental (Guía de Campo. Primera Conferencia sobre el Gondwana Sudoccidental, 1987). Según Oller (com.epist.) los conglomerados de la Formación Tobité se asientan directamente sobre los sedimentos de la Formación Ichoa, en relación discordante erosiva, faltando por erosión la Formación Yantata. En general estas areniscas corresponden a un ambiente fluvial y eólico, con influencia lacustre, depositadas en una cuenca de rift de trasarco.

The upper unit of the El Portón Group correspond to the Tobité Formation (Cabrera, 1966). This unit is made up by medium to coarse grained conglomerates and reddish sandstones. Contradictory to the assumed equivalency with the Botucatú Formation of Brazil, YPFB geologists claim that the conglomerates of the Tobité Formation constitute a distal facies (carbonatic sandstones and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Range (Field Guide. First Conference on the Southwestern Gondwana, 1987). According to Oller (written communication), the conglomerates of the Tobité Formation settle in erosive unconformity directly over the sediments of the Ichoa Formation; thus, the Yantata Formation is missing due to the erosion. In general, these sandstones pertain to a fluvial and aeolian environment, with lacustrine influence, and were deposited in a backarc rift basin.

Según la explicación del Mapa Geológico del Precámbrico (1984), “Los complejos alcalinos de Velasco y Candelaria fueron las manifestaciones iniciales en el área del fracturamiento del Supercontinente de Gondwana durante el Mesozoico. El Complejo de Velasco, datado a 140 Ma, consiste de una serie de plutones interferidos entre ellos, variando en composición desde foyaita (sienita nefelínica), por pulaskita, nordmarkita y sienita cuarzosa hasta granitos de biotita y aegirina. El alterado y silicificado Complejo Carbonático de Manomó, y la mayoría de los filones de cuarzo brechoso - pequeños cerros elongados de cuarzo y roca madre silicificada, hematizada y caolinizada - están relacionados a un evento de fracturamiento regional, probablemente más joven que la areniscas rojas cretácicas continentales del Grupo El Portón.”

According to the explanation in the Pre-Cambrian Geological Map (1984), “ The alkaline complexes of Velasco and Candelaria were the initial manifestations, in the area, of the Gondwana Supercontinent’s fracture during the Mesozoic. Dated at 140 Ma, the Velasco Complex consists of a series of plutons interfering with each other, and with a composition ranging from foyalite (nepheline syenite), through pulaskite, nordmarkite, and quartz syenite, to biotite and aegirine granites. The altered and silicified Manomó Carbonatic Complex, and most of the breccial quartz lodes – small elongated quartz hills and silicified, hematitized and kaolinized source rock – are related to a regional fracturing event, probably yonger than the continental Cretaceous red sandstones of the El Portón Group.”

Las secuencias cenozoicas están representadas por lateritas, areniscas eólicas, depósitos aluviales, y otras variedades de litologías. Una descripción sintética de estas secuencias es transcrita de la leyenda del mapa geológico de 1984. “Las superficies de erosión lateríticas de edad Terciaria temprana a media de Pega Pega y Paucerna, están extensamente preservadas en el tope de la Serranía Huanchaca, mientras que en otras partes solo existen pequeñas mesas e inselbergs como relictos. También hay remanentes de pedernales y silcretas del Terciario medio en Serranía Huanchaca y Rincón del Tigre. La Unidad Laterítica San Ignacio de más bajo nivel, de probable edad Mioceno-tardío, forma la más extensa superficie de erosión preservada. Esta fue combeada a lo largo de una serie de fracturas ortogonales en tiempos pliopleistocenos que produjo la presente morfología, formando una zona levantada con drenaje radial cerca de San Ignacio de aproximadamente 600 msnm, disminuyendo hasta 100-300 m a lo largo de las cuencas de deposición cuaternarias del margen del escudo. Lineamientos neotectónicos se relacionan a reajustes del mismo sistema de fracturas, probablemente heredados del Mesozoico.”

The Cenozoic sequences are represented by laterites, aeolian sandstones, alluvial deposits, and other varieties of lithologies. A summarized description of these sequences has been copied from the legend on the 1984 Geological Map. “The Early to Middle Tertiary lateritic erosion surfaces of Pega Pega and Paucerna are widely preserved at the top of the Huanchaca Range, while in other places, only small tables and inselbergs exist as relicts. At the Huanchaca Range and Rincón del Tigre, there are also Middle Tertiary chert and silcrete remanents. Probably of the Late Miocene, the San Ignacio Lateritic Unit, of a lower level, is the most extensive erosion surface preserved. In Plio–Pleistocene times, it was downwarped along a series of orthogonal fractures, producing the current morphology. It also forms an elevated area of approximately 600 masl with radial drainage near San Ignacio, decreasing down to 100 – 300 m along the Quaternary deposition basins of the shield’s margin. The neotectonic lineaments are related to readjustments of the same fracture system, probably inherited form the Mesozoic.”

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FAJA CHAPARE – BOOMERANG

CHAPARE – BOOMERANG BELT

Se considera aquí la faja que bordea el Cratón de Guaporé en la parte central del país, en la llanura límite entre los departamentos de Cochabamba y Santa Cruz. En los últimos años, esta región cobró importancia debido al descubrimiento de importantes estructuras con hidrocarburos. Como se expuso anteriormente, esta faja continúa con dirección NW-SE, hasta las sierras y llanura chiquitanas, en el extremo oriental del país.

Here, the belt is considered as encompassing the Guaporé Craton in the central part of the country, at the limiting plain between the Departments of Cochabamba and Santa Cruz. In recent years, this region gained importance due to the discovery of important structures containing hydrocarbons. As mentioned before, this belt continues with NW-SE trend up to the Chiquitano ridges and plain at the eastern end of the country.

En esta llanura sólo afloran sedimentos del Neógeno y Cuaternario. La secuencia, entre el basamento cristalino y la cubierta actual, pudo ser investigada sólo por medio de líneas sísmicas y de los numerosos pozos realizados con fines petroleros en la región. Sobre la base de esta información se evidencia que por encima del basamento Proterozoico (prolongación del cratón aflorante al noreste), se asientan rocas cordilleranas, subandinas y andinas. No fue establecida la presencia de sedimentos tacsarianos en la región.

Only a few Neogene and Quaternary sediments outcrop in this plain. Between the crystalline basement and the current cover, it was possible to investigate the sequence only through the seismic lines and the numerous wells that were drillled for oil-related purposes in the region. On the basis of this information, it is evident that over the Proterozoic basement (extension of the outcropping craton to the northeast), the Cordilleran, Sub Andean and Andean rocks are settled. The presence of Tacsarian sediments in the region was not established.

Como se indicó en la introducción, esta faja constituye el borde de cuenca de la mayoría de las secuencias fanerozoicas, hecho que confiere a esta comarca un gran interés petrolero, debido a la presencia de buenas rocas madre, migración producida por marcada pendiente regional, y la presencia de excelentes rocas reservorio en trampas, tanto estratigráficas (por acuñamiento) como estructurales.

As mentioned in the introduction, this belt constitutes the basin border of most of the Phanerozoic sequences. This fact makes this territory of important oil-related interest, due to the presence of good source rocks, the migration produced by the marked regional slope, and the presence of both, excellent stratigraphic (from wedging) and structural reservoir rocks in the traps.

Ciclo Tacsariano

Tacsarian Cycle

La cuenca ordovícica aparentemente no alcanzó el sector ChapareBoomerang, así como tampoco está presente al este en las Sierras Chiquitanas. Ocasionalmente se citan en subsuelo rocas de esta edad, que posiblemente correspondan a la base del Silúrico. Sin embargo no se descarta que en algunos sectores los niveles superiores de la secuencia tacsariana estén presentes.

Apparently, the Ordovician basin did not reach the ChapareBoomerang, and is absent to the east at the Chiquitos Ranges, as well. Ocassionally, rocks this age have been quoted in the subsurface, likely pertaining to the Silurian’s base. However, the probability of there being upper levels of the Tacsarian sequence in some sectors is not dismissed.

Ciclo Cordillerano

Cordilleran Cycle

Un resumen de la estratigrafía del Ciclo Cordillerano en la llanura de la Faja Chapare–Boomerang se presenta en el siguiente cuadro generalizado, sin que ello signifique que las unidades detalladas estén presentes en toda el área, debido principalmente a efectos de acuñamiento. La formaciones Cancañiri / Sacta y El Carmen son atribuidas generalmente al Silúrico, aunque existen indicios de que la primera podría haberse iniciado en el Ashgilliano tardío. Las formaciones Roboré, Limoncito e Iquiri, fueron depositadas durante el Devónico.

The following generalized table includes a summary of the Cordilleran Cycle stratigraphy at the Chapare–Boomerang belt plain. However, this does not imply that the units listed therein are present in the entire area, due mainly to the wedging effects. The Cancañiri/Sacta and El Carmen formations are generally attributed to the Silurian, although there are some indications that the former may have started during the Late Ashgillian. The Roboré. Limoncito and Iquiri formations were deposited during the Devonian.

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FORMACION

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MIEMBRO

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ARENA

IQUIRI

LIMONCITO

Remanso Montecristo San Juan Chapare

Yapacaní

Arenisca No. 1 Arenisca No. 2 Arenisca Ayacucho Arenisca No. 3 Arenisca No. 4 Arenisca Piraí

Boomerang

(cuello pelítico)

ROBORÉ

Ar. Sara

EL CARMEN CANCAÑIRI / SACTA

Fig. 6.4 Cuadro estratigráfico de las unidades del Ciclo Cordillerano en la región Chapare-Boomerang. Stratigraphic chart of Cordilleran Cycle units in the Chapare-Boomerang region.

Sedimentos del Ciclo Cordillerano no afloran en el área. Su presencia, extensión y espesor ha sido establecida con el desarrollo de la perforación exploratoria. La mayoría de los pozos no atravesaron la secuencia cordillerana completa, debido a la profundidad a la que se encuentra la base. Casi todos ellos se limitaron a perforar sólo hasta los objetivos petroleros: como la Arenisca Sara y los reservorios de la Formación Roboré.

No sediments of the Cordilleran Cycle outcrop in this area. Their presence, extension, and thickness was established with the development of exploratory perforation. Due to the depth of the base, most of the wells did not go through the complete Cordilleran sequence. Almost all of the perforations were limited to drilling only as far as the oil objectives, such as the Sara Sandstone and the reservoirs of the Roboré Formation.

En muchos pozos del área Boomerang se ha inferido la presencia de rocas de la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), por encima de rocas del basamento Brasiliano. Estos sedimentos se presentan tanto en facie diamictítica como carbonática (pozos Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 y otros). Esta secuencia fue también denominada “pre-Silúrico”, “Silúrico-A” y “pre-Sara”.

In many of the Boomerang area wells, over the rocks of the Brazilian basement, the presence of rocks of the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), has been inferred. These sediments are present both as diamictite and carbonatic facies (Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 wells, and others). This sequence was also called “Pre-Silurian,” “Silurian-A,” and “Pre-Sara.”

En la mayoría de los campos petroleros del sector, la perforación exploratoria alcanzó a las areniscas de la Formación El Carmen (Oliveira & Leonardos, 1943). Esta unidad toma el nombre de la estación ferroviaria homónima, en la Serranía de Chiquitos, y una relación completa de sus características se describió al desarrollar la estratigrafía del área chiquitana (p. 116). La secuencia allí descrita continúa hacia el norte hasta la faja Chapare-Boomerang, donde solamente fue reconocida en el subsuelo. La secuencia elaborada sobre la base de testigos, recortes y registros eléctricos, permite indicar la presencia de intercalaciones rítmicas de lutitas, limolitas y areniscas. Algunos niveles arenosos se constituyen en reservorios de interés, como la arenisca Sara (productora en este campo). Estos cuerpos arenosos en general tienen características petrofísicas similares, presentan colores blanquecinos y grisáceos, son de grano grueso en la base y fino en el tope, están bien seleccionados, subredondeados, matriz arcillosa, cemento silíceo, presentan textura cuarcítica, bien compactas, algunas veces muestran microfracturas rellenadas con arcilla de color gris y/o calcita, y la porosidad es regular. La arenisca Sara registró lecturas

In most of the sector’s oil fields, exploratory perforation reached the sandstones of El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos, 1943). This unit takes on the name of the homonymous train station in the Chiquitos Ranges. A complete relation of its features was described during the development of the stratigraphy of the Chiquitano area (p.116). The sequence described therein, continues northwards up to the Chapare – Boomerang belt, where it was only recognized in the subsurface. The sequence ellaborated on the basis of cores, cuttings and electric logs allows to indicate the presence of rhythmic interbedding of shale, siltstones, and sandstones. In reservoris of interest, some arenaceous levels are formed, such as the Sara sandstone (producer in this field). In general, these arenaceous bodies have similar petro-physical features, presenting whitish and grayish colors, coarse grain at the base and fine grain at the top; they are well selected, subrounded, and have argillaceous matrix, siliceous cement, quartzitic texture; they are very compact, sometimes displaying microfractures filled with gray clay and/or calcite, and have regular porosity. The Sara Sandstone registered good gas readings, with C1 to C5 components, and whitish 120

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA buenas de gas, con componentes de C1 a C5 con fluorescencia blanquecina en forma de manchas. Resultó productora de gas en las pruebas de formación. Las limolitas y lutitas son de color gris, micromicáceas, laminadas, y ligeramente calcáreas. A esta unidad se le asigna un ambiente sedimentario marino de plataforma (YPFB, 1995).

fluorescence in the shape of blots. In the formation tests, it came out as gas producer. The siltstones and shale are gray, micromicaceous, laminated and slightly calcareous. This unit is assigned a sedimentary marine shelf environment (YPFB, 1995).

La Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960) fue definida, como se indicó precedentemente, en reemplazo de la Fm. Limoncito de Barbosa (1949). En el subsuelo de la faja ChapareBoomerang, representa a la intercalación areno-arcillosa que se ubica entre la Arenisca Sara de la Formación El Carmen, y las pelitas de la Formación Limoncito suprayacente. Las areniscas de esta formación tienen condiciones buenas de porosidad y permeabilidad, motivo por el que son consideradas buenas rocas reservorio. Esta formación se divide en dos miembros, el basal, mayormente arcilloso es denominado Miembro Boomerang, también conocido como “miembro pelítico”. El miembro superior, denominado Miembro Yapacaní corresponde a una intercalación de areniscas y horizontes pelíticos. En el subsuelo, las areniscas del Miembro Yapacaní fueron denominadas, de base a tope: Arenisca Piraí, areniscas 4 y 3, Arenisca Ayacucho, y areniscas 2 y 1. Estos niveles arenosos son productores de hidrocarburos en la mayoría de los pozos del área.

As mentioned before, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) was defined in replacement of Barbosa’s (1949) Limoncito Formation. In the Chapare–Boomerang belt’s subsurface, it represents an arenaceous–argillaceous interbedding located between the El Carmen Formation’s Sara sandstone and the pellites of the overlying Limoncito Formation. This formation’s sandstones have good porosity and permeability conditions, thus being considered as good reservoir rocks. This formation is divided in two members: the basal member, mostly argillaceous, is called the Boomerang Member, also known as “pellitic member.” The upper member, called the Yapacaní Member, pertains to an interbedding of sandstones and pellitic horizons. In the subsurface, from base to top, the Yapacaní member’s sandstones were called: Piraí Sandstone, sandstones 4 and 3, Ayacucho Sandstone, and sandstones 2 and 1. In most of the area’s wells, these arenaceous levels are hydrocarbon producers.

Por lo general, la secuencia cordillerana concluye con la Formación Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde aproximadamente a 700 m de lutitas micáceas de color gris oscuro, físiles, finamente estratificadas, y limolitas macizas, micáceas, muy compactas. Según Ardaya (1996), pueden reconocerse cuatro unidades, que de base a tope corresponden a los miembros Chapare, San Juan, Montecristo y Remanso.

Generally, the Cordilleran sequence ends with the Limoncito Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to approximately 700 m of dark gray micaceous shale, fissil, finely bedded, and massive micaceous and very compact siltstones. According to Ardaya (1996), four units can be recognized. From base to top they refer to the Chapare, San Juan, Montecristo and Remanso members.

Rocas de la Formación Iquiri (White, 1925) no siempre están presentes en el área. Las areniscas de la Formación Ichoa por lo general sobreyacen a las pelitas de la Formación Limoncito. Cuando están presentes los sedimentos de plataforma marina de la Formación Iquiri, como por ejemplo en los campos de San Juan y Santa Rosa, corresponden a bancos arenosos intercalados por limolitas y arcilitas.

The rocks of the Iquiri Formation (White, 1925) are not always present in the area. The Ichoa Formation sandstones generally lie over the Limoncito Formation pellites. When present, the marine shelf sediments of the Iquiri Formation, for instance at the San Juan and Santa Rosa fields, correspond to arenaceous banks interbedded by siltstones and claystones.

En algunos sectores de la faja, como por ejemplo en el sector del campo Patujusal, no se depositaron sedimentos de edad devónica, y los sedimentos de la Formación Ichoa sobreyacen directamente a las rocas silúricas.

In some of the belt’s sectors, in the Patujusal field sector, for instance, no Devonian sediments were deposited, and the sediments of the Ichoa Formation lie directly over Silurian rocks.

Subandean Cycle

Ciclo Subandino

In this region, the presence of Subandean rocks is not constant since the basin’s border is located more to the inner part of the basin. These sediments have been observed only in the Boomerang area, for instance, at the Caimanes, Palomentas, Santa Rosa, Palacios and Yapacaní wells. The sequence’s formational identity has been establisehd definitively; generally, it is attributed to units of the Macharetí Group.

La presencia de rocas del Ciclo Subandino no es constante en esta región debido a que su borde de cuenca queda más al interior de cuenca. Estos sedimentos han sido observados solamente en el área del Boomerang, por ejemplo en los pozos Caimanes, Palometas, Santa Rosa, Palacios y Yapacaní. La identidad formacional de la secuencia tampoco ha sido definitivamente establecida, por lo general se atribuyen a unidades del Grupo Macharetí.

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Ciclo Andino

Andean Cycle

Los sedimentos continentales mesozoicos del área se depositaron en una cuenca de trasarco. En la región del Chapare-Boomerang el Ciclo Andino se inicia con el depósito de la Formación Ichoa (Chamot & Perry, 1962). Estas rocas sobreyacen discordantemente en el área tanto a sedimentos de edad silúrica, como devónica. La secuencia presenta espesores variables entre 100 y 400 m, y está constituida por un conglomerado basal oligomíctico, seguido de areniscas de grano medio a fino, esporádicamente intercaladas por niveles limolíticos. Por el rasgo que presenta en los registros eléctricos, se concluye que fue depositada en ambientes fluviales y eólicos, con cierta influencia lacustre. La edad no está definida, existiendo opiniones divergentes que la asignan tanto al Jurásico como Cretácico. La base de la unidad presenta en algunos pozos detección de gas seco.

The area’s Mesozoic continental sediments deposited in a backarc basin. In the Chapare - Boomerang region, the Andean Cycle starts with the deposit of the Ichoa Formation (Chamot & Perry, 1962). In the area, these rocks lie in unconformity over both Silurian and Devonian sediments. The sequence displays variable thicknesses between 100 and 400 m, and is made up by an oligomictic basal conglomerate, followed by medium to fine grained sandstones, sporadically interbedded by siltstones levels. Due to the feature its displays in the electric logs, it can be concluded that the sequence was deposited in fluvial and aeolian environments, with certain lacustrine influence. The age is not defined, as there are diverging opinions that assign ages from Jurassic to Cretaceous to it. In some of the wells, dry gas was detected at the unit’s base.

De forma concordante se asientan las areniscas fluviales de la Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962). En el subsuelo del área Chapare-Boomerang se estima un espesor variable entre 50 y 120 metros. La base presenta en algunos sectores de la cuenca, areniscas calcáreas, intercalaciones de limolitas, y niveles con calcedonia. Al igual que en la Formación Ichoa, en estas areniscas se detectó gas seco.

The fluvial sandstones of the Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) are settled in conformity. In the Chapare – Boomerang area’s subsurface, a variable thickness between 50 and 120 meters is estimated. In some of the basin’s sectors, the base displays calcareous sandstones, siltstones interbedding and levels containing chert. Just like at the Ichoa Formation, dry gas was detected in these sandstones.

En la mayoría de los campos petroleros del área, la Formación Petaca sobreyace a la Formación Yantata. En sectores de mayor profundidad, es decir más distantes del borde de cuenca, como en el campo de San Juan, se registra el depósito de las areniscas calcáreas de la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922). Estas rocas, atribuidas al Cretácico terminal por correlación con sus similares del Subandino y Cordillera Oriental, fueron depositadas en un ambiente deltaico.

In most of the area’s oil fields, the Petaca Formation lies over the Yantata Formation. In deeper sectors, that is, those that are the farthest from the basin’s border, there are records of the deposit of the calcareous sandstones of the Cajones Formation (Heald & Mather, 1922). Atrributed to the Upper Cretaceous by correlation with their likes in the Subandean and Eastern Cordillera, these rocks were deposited in a deltaic environment.

Discordante sobre las unidades cretácicas, se asientan las areniscas, conglomerados y areniscas conglomerádicas de la Formación Petaca (Birkett, 1922) que tiene un espesor promedio de 60 a 70 metros. Con esta unidad se da inicio a la sedimentación cenozoica en la región. Esta formación fue datada de edad oligocena superior–miocena inferior por los restos de mamíferos fósiles que contiene. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente aluvial y fluvial de ríos entrelazados, en los que la acción de los canales muestra un acción erosiva importante. Las planicies fluviales corresponden a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. Los niveles arenosos de esta unidad tienen buena porosidad y permeabilidad, y por ello constituyen una excelente roca reservorio en la región. Las arenas de esta formación tienen una importante producción de hidrocarburos en campos como Surubí y Patujusal.

The sandstones, conglomerates and conglomeradic sandstones of the Petaca Formation (Birkett, 1922) are setted in unconformity over the Cretaceous units. This formation has an average thickness of 60 to 70 meters. With this unit, the region’s Cenozoic sedimentation gets started. Because of the fossil mammal remanents it contains, this formation was dated as being of Upper Oligocene – Lower Miocene age. These rocks were deposited in an river alluvial and fluvial environment of braided rivers, which display and important erosive action due to the action of the canals. The fluvial plains correspond to a foreland basin of the Eastern Cordillera. This unit’s arenaceous levels have good porosity and permeability, thus being excellent reservoir rocks in the region. This formation’s sands are important hydrocarbon producers in fields such as Surubí and Patujusal.

En la secuencia normal de los pozos de la región, continúa una secuencia de espesor promedio de 400 m de pelitas de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958). Estos sedimentos corresponden a limolitas y arcilitas, ligeramente calcáreas, depositadas en ambientes deltaicos y costeros, someros y salobres, producto de una marcada influencia marina. En las Sierras Subandinas está presente una abundante fauna de invertebrados y vertebrados que permitieron asignarle una edad miocena superior.

A sequence with an average thickness of 400 m of pellites of the Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958), continues in the normal sequence of the region’s wells. These sediments pertain to slightly calcareous siltstones and claystones, deposited in deltaic and coastal, shallow and brackish environments, which are a product of the marked sea influence. Abundant invertebrate and vertebrate fauna is present in the Subandean Ranges, allowing a Upper Miocene age to be assigned to it.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA La secuencia neógena concluye por lo general en la región con la potente secuencia pelítico-arenosa de la Formación Tariquía (Ayaviri, 1964), que presenta espesores superiores a los 1.000 m de limolitas, areniscas, arcillas, y esporádicos niveles conglomerádicos. Algunos niveles arenosos son ligeramente calcáreos. Al igual que con los sedimentos de la Formación Yecua, no se detectaron niveles con contenido de hidrocarburos.

Generally, the Neogene sequence ends in the region with the pellitic – arenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964), which displays thicknesses exceeding 1,000 m of siltstones, sandstones, clays and sporadic conglomeradic levels. Some of the arenaceous levels are slightly calcareous. Just like in the sediments of the Yecua Formation, no levels containing hydrocarbons were detected.



Las estructuras tectónicas originadas en los cinturones orogénicos proterozoicos del Cratón de Guaporé (San Ignacio, Sunsás y Brasiliano) controlaron la sedimentación durante todo el fanerozoico. La dirección general de las estruturas tiene un rumbo NWSE, que es también la dirección de la Cordillera de los Andes desde el Perú hasta el norte de Aiquile. La orogenia Chiriguana (eoHercínica) tuvo la misma dirección a nivel continental. Esta tendencia también está presente en el “Alto de Izozog”

The tectonic structures originated in the Proterozoic orogenic belts of the Guaporé Craton (San Ignacio, Sunsás and Brazilian) controlled the sedimentation during the entire Phanerozoic. The general trend of the structures is NW-SE, which is also the trend of the Andean Range, from Peru to the north of Aiquile. The Chiriguano orogeny (eo-Hercynic) had the same trend at thecontinental level. This trend is also present at the “Alto de Izozog.”

La mayoría de las estructuras del área Chapare-Boomerang están definidas como pliegues anticlinales suaves, orientados con una dirección que varía ligeramente entre el noroeste-sureste y el oesteeste. El plegamiento pre-andino fue tenue y causado por fuerzas interiores que flexuraron suavemente los sedimentos, o formaron monoclinales, debido tanto a la extensión de la cuenca, como por efecto del borde de los bloques tensionales del Silúrico temprano.

Most of the Chapare – Boomerang area structures are defined as soft anticline folds, with an orientation that varies slightly from northwest – southeast to west-east. Due to both, the basin’s extension and the effect of the edge of the Early Silurian stress blocks, the Pre-Andean folding was soft and caused by inner forces that softly bent the sediments, or formed monoclines.

Estas estructuras monoclinales han sido reconocidas en la parte occidental de Boomerang, así como también al norte de esta área como Patujusal y Calavera, y hacia el este en San Ignacio, Chané y Caimanes. Posiblemente este tipo de estructuras se extienden hacia la zona chiquitana (Welsink et al., 1995). Algunas de éstas fueron perforadas con resultados positivos como Patujusal, Calavera y San Ignacio.

These monocline structures have been recognized in the western part of the Boomerang, also to the north of this area as Patujusal and Calavera, and to the east in San Ignacio, Chané and Caimanes. It is likely that this type of structures extend into the Chiquitos area (Welsink et al., 1995). Some of them were drilled with positive results, such as Patujusal, Calavera and San Ignacio.

Recursos Minerales

Mineral Resources

Los principales recursos minerales producidos por las rocas brasilianas de la región chiquitana, están limitados a materiales de construcción. El más importante de ellos constituye el yacimiento calcáreo de Yacuces, que proveerá de materia prima a la fabrica de cemento de la localidad homónima.

The main mineral resources produced by the Brazilian rocks of the Chiquitos area are limited to construction material. The most important resource is the Yacuces calcareous ore, which will supply raw materials to the cement factory in the locality of the same name.

En la región Chapare-Boomerang, aparte de la producción de materiales de construcción, especialmente de arcillas, la principal actividad económica está relacionada con los campos productores de hidrocarburos, que se constituyeron en los últimos años en los mayores productores de petróleo del país. Las principales roca madre de petróleo del área provienen de las formaciones silurodevónicas El Carmen, Roboré (Boomerang) y Limoncito.

Other than the production of construction material, particularly clays, in the Chapare – Boomerang region the main economic activity is related to the hydrocarbon fields. In the last few years, these fields were the largest oil producers in the country. The main source rock of oil in the area comes from the Silurian – Devonian El Carmen, Roboré (Boomerang), and Limoncito formations.

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Capítulo 7

Introducción

Introduction

Hasta 1983, todos los mapas geológicos de Bolivia representaban el Cratón de Guaporé como una indefinida mancha roja, delimitada al oeste y sur por el borde de afloramientos proterozoicos, y al norte y este por la frontera con el Brasil. El esfuerzo realizado por BGS-GEOBOL durante los últimos 15 años, permite ahora contar con una provincia geológica bien definida, y con el detalle de información necesaria para realizar una interpretación geológica correcta del Cratón de Guaporé y mejor aprovechamiento de sus recursos minerales.

Up until 1983, all the geological maps of Bolivia represented the Guaporé Craton as an indefinite red blot, delimited to the west and south by the Proterozoic outcrops border, and to the north and east by the Brazilian border. The efforts of BGS-GEOBOL during the last 15 years, gave place to a well defined geological province, and to the necessary detailed information to make a correct geological interpretation of the Guaporé Craton, and better use of its mineral resources.

El sector boliviano del Cratón de Guaporé representa tan sólo el borde occidental del protolito cratónico de Sudamérica, conocido como el Escudo Central Brasilero. La historia geológica de esta provincia muestra una complejidad de eventos metamórficos, ígneos y tectónicos, que finalmente hoy es interpretada y cronológicamente ordenada.

In the Bolivian portion of the Guaporé Craton, it represent only the western border of the South American cratonic protolith, known as the Central Brazilian Shield. The geological history of this unit displays complex metamorphic, igneous and tectonic events, which are finally interpreted and chronologically arranged today.

En la actualidad, y desde el punto de vista geomorfológico, la región puede ser considerada como un glacis de erosión, con alturas variables de 700 a 400 msnm, o como una penillanura laterítica formada a fines del Terciario y sobrepuesta a toda la secuencia proterozoica. Sobresaliendo a este glacis, se presenta una serie de serranías de rumbo general NW-SE y WNW-ESE, como las de Ricardo Franco y San Simón en el norte, y Sunsás, Santo Corazón y La Cal, entre otras, en la parte meridional, formadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, afectadas por diferentes eventos orogénicos. En algunos sectores sólo es posible observar afloramientos de rocas precámbricas en pequeños cortes de algunos ríos y en esporádicos inselberg o cerros isla, debido a la cubierta vegetal y paleosuelos.

At present, and from the geomorphological point of view, the region can be considered as an erosion glacis, with variable heights ranging between 700 and 400 masl, or as a lateritic peneplain formed towards the end of the Tertiary and overlying the entire Proterozoic sequence. Sticking out from this glacis are a series of ridges with general NW-SE and WNW-ESE trend, such as the Ricardo Franco and San Simón ridges, to the north, and the Sunsás, Santo Corazón and La Cal ranges, among others, in the meridional part. These ridges are made up by sedimentary and metasedimentary rocks that were affected by different orogenic events. Due to the plant cover and the paleosols, in some sectors, only the PreCambrian rock outcrops can be seen in small cuts in some of the rivers and in sporadic inselbergs or island hills.

En el borde meridional del Cratón de Guaporé, se desarrollan sobre las rocas proterozoicas, otras serranías de rumbo WNW-ESE, denominadas Sierras Chiquitanas, constituidas por secuencias paleozoicas y mesozoicas. Estas serranías, si bien están estrechamente relacionadas al cratón, forman parte, junto con la llanura adyacente, de la provincia geológica Sierras y Llanura Chiquitana, que es desarrollada en el Capítulo 6.

In the Guaporé Craton’s meridional border, other ranges with WNW-ESE, called the Chiquitos Ranges, unfold over the Proterozoic rocks. These ridges are made up by Paleozoic and Mesozoic sequences. Although these ridges are closely related to the craton, together with the adjacent plain they make up the Chiquitos Ranges and Plain geological province discussed in Chapter 6.

Con el auxilio de la geocronología se definieron diferentes eventos metamórficos, ígneos, tectónicos y sedimentarios, tanto en territorio brasileño (Almeida et al., 1976), como en nuestro país

With the help of geochronology, different metamorphic, igneous, tectonic and sedimentary events were defined both in Brazilian territory (Almeida et al., 1976) and in our country (Litherland &

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(Litherland & Bloomfiled, 1981). En base a esos resultados y al posterior ordenamiento de las secuencias, se reconocieron los siguientes ciclos tectosedimentarios, que permitirán desarrollar una comprensible relación geológica del Cratón de Guaporé.

CICLO

Ma

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Bloomfiled, 1981). Based on those results and the subsequent ordering of the sequences, the following tectosedimentary cycles were recognized, allowing the development of a comprehensible geological relation of the Guaporé Craton.

EVENTOS TECTO-OROGENICOS Orogenia Brasiliana

520 BRASILIANO 900 Orogenia Sunsás

900 SUNSAS 1280 Orogenia San Ignacio

1280 SAN IGNACIO 1600 1600 TRANSAMAZONICO

2500

Fig. 7.1 Cuadro estratigráfico de los ciclos proterozoicos del Cratón de Guaporé. Stratigraphic chart of Proterozoic cycles in Guaporé Cratón

CICLO TRANSAMAZÓNICO ( 2500 - 1600 Ma)

TRANSAMAZONIC CYCLE (2500 - 1600 Ma)

Nuevas evidencias de campo y reinterpretación de las secuencias proterozoicas, así como la adecuación a los nuevos términos estratigráficos para las rocas metamórficas, permiten modificar la posición cronológica y la categoría de algunos de los complejos más antiguos del Cratón de Guaporé.

New field evidence and reinterpretation of the Proterozoic sequences, as well as the adaption to new stratigraphic terms for the metamorphic rocks, enable the modification of the chronological position and category of some of the oldest complexes of the Guaporé Craton.

Las rocas del Ciclo Transamazónico de Bolivia (> 2000–1600 Ma), serán consideradas bajo el siguiente ordenamiento:

The rocks of the Transamazonic Cycle in Bolivia (> 2000–1600 Ma), will be considered according to the following order:

Complejos:

Chiquitanía - Santa Rita - Río Fortuna - Aventura Complejo Lomas Manechis

En Bolivia, las rocas previas a la Orogenia San Ignacio son conocidas como el Basamento Metamórfico. Este basamento está formado por todos los complejos metamórficos de los ciclos Transamazónico y San Ignacio.

In Bolivia, the rocks prior to the San Ignacio Orogeny are known as the Metamorphic Basement. This basement is made up by all the metamorphic complexes of the Transamazonic and San Ignacio cycles.

El más antiguo de los complejos aflorantes en la parte boliviana del Cratón de Guaporé corresponde al Complejo Lomas Manechis (Grupo de Granulita y Paragneis Lomas Maneches de Litherland et al., 1979). Estas rocas proporcionaron edades Rb/Sr cercanas a los 2000 Ma, por consiguiente están relacionadas al Ciclo Trans-

The oldest of the outcropping complexes in the Bolivian part of the Guaporé Craton is the Lomas Manechis Complex (Lomas Maneches Granulite and Paragneis Group of Litherland et al., 1979). These rocks gave ages near 2000 Ma, thus being related to the Transamazonic Cycle established in Brazil. Nevertheless, since

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA amazónico establecido en Brasil. Sin embargo, esta edad define sólo la etapa de metamorfismo, por lo que las rocas originales que dieron origen a las granulitas, son indudablemente más antiguas, posiblemente pertenecientes al Arqueano (> 2500 Ma).

this age only defines the metamorphis stage, the original rocks that gave place to the granulites are undoubtedly older, possibly belonging to the Archean (> 2500 Ma).

Estas rocas constituyen un cinturón orogénico formado por rocas de medio a alto grado metamórfico, que inicialmente fueron denominadas “Grupo Lomas Maneches”. Los últimos trabajos de SERGEOMIN (incluido el Mapa Geológico del Precámbrico, 1994), modifican el nombre y la categoría a Complejo Lomas Manechis. Esta unidad, también conocida como “Grupo Granulitas”, está constituida por neises de cuarzo feldespático, granulitas de hipersteno, granulitas de cordierita, granulitas de calcosilicatos y leptitas (granulitas cuarzo feldespáticas).

These rocks make up an orogenic belt formed by medium to high metamorphic grade rocks, which were called initially the “Lomas Maneches Group.” The latests work done by SERGEOMIN (including the Pre-Cambrian Geological Map, 1994) change the name and category to Lomas Manechis Complex. Also known as the “Granulite Group,” this unit is made up by feldspathic quartz gneisses, hyperstene granulites, cordierite granulites, calc-silicate and leptite granulites (feldspahtic quartz granulites).

En la región de San Ignacio de Velasco, se reconocieron cuatro unidades dentro del Complejo Lomas Manechis que, de base a tope, corresponden a Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos y Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). En cambio, en la zona de Las Petas - San Matías, se reconocieron solo tres: Río Tunás, Río Urucú y San Bartolo (Pitfield et al., 1979).

In the San Ignacio de Velasco region, four units were recognized within the Lomas Manechis Complex, namely the Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos and Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). On the other hand, in the Las Petas – San Matías area, only three units were recognized: the Río Tunás, Río Urucú and San Bartolo (Pitfield et al., 1979).

Las rocas del Complejo Lomas Manechis no están reportadas en la región norte del cratón, es decir en las áreas de Magdalena, Puerto Villazón y la Serranía de Huanchaca.

Rocks of the Lomas Manechis Complex have not been reported in the northern region of the craton; that is, in the Magdalena, Puerto Villazón and Huanchaca Ridge areas.

Desarrollados con una mayor extensión areal que la anterior unidad, debido a que se encuentran a lo largo de todo el cratón, se sobreponen sobre el Complejo Lomas Manechis, una serie de complejos metamórficos denominados: Chiquitanía (en la zona norte y este: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción y San Ramón), Santa Rita (en San Ignacio de Velasco), Río Fortuna (en Las Petas-San Matías) y Aventura (en San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré).

Lying over the Lomas Manechis Complex, a series of metamorphic complexes called: Chiquitanía (in the northern and eastern area: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción and San Ramón), Santa Rita (in San Igancio de Velasco), Río Fortuna (in Las Petas – San Matías) and Aventura (in San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré) unfolds with greater area extension that the previous unit, since these complexes are located along the entire craton.

El Complejo Chiquitanía (Litherland & Bloomfield, 1981) corresponde principalmente a neises micáceos, cuarzo feldespáticos, variablemente migmatizados.

The Chiquitanía Complex (Litherland & Bloomfield, 1981) pertains mainly to micaceous and variably migmatized quartzfeldspathic gneisses.

En la región de San Ramón, como base de esta secuencia fue definido el Complejo o Dominio migmatítico Momene/Las Madres (Fletcher et al., 1979 y Adameck et al., 1996) para un conjunto de migmatitas no diferenciadas, neises y granitos, así como otros cuatro dominios, relacionados al Complejo La Bella, cuya ubicación estratigráfica aún no está claramente definida, debido a su posición intermedia entre el Complejo Chiquitanía y el Supergrupo San Ignacio. Estos dominios, cuyos nombres se entremezclan con los del Complejo La Bella, son de base a tope, el Dominio Paquío que corresponde a metasamitas con biotitamuscovita-cuarzo y esquistos con sillimanita-granate; el Dominio Zuruquizo integrado por dos secuencias, la basal por neises samíticos bandeados, ortoneises leptíticos, anfibolitas e intercalaciones de rocas calcosilicatadas, y la secuencia superior por esquistos micáceos, también bandeados, y rocas calcosilicatadas. El Dominio San Francisco, representado en la base por para- y ortoneises no diferenciados, neises leptíticos, anfibolitas y rocas calcosilicatadas; en la parte superior esquistos micáceos en transición a neises con sillimanita e intercalación de rocas calcosilicatadas bandeadas. Finalmente, el Dominio San Ramón, integrado también por dos secuencias, la inferior con para y

As base of this sequence, in the San Ramón region, the migmatic Momene/Las Madres Complex or Domain (Fletcher et al., 1979 and Adameck et al., 1996) was defined for a set of undifferentiated migmatites, gneisses and granites, as well as other four domains that are related to the La Bella Complex, and whose stratigraphic location is not defined clearly due to its intermediate position between the Chiquitanía Complex and the San Ignacio Supergroup. With their names intermingled with those of the La Bella Complex, from base to top, these domains are: the Paquío Domain, corresponding to metasamites with biotite-muscovite-quartz, and sillimanite . garnet schists; the Zuruquizo Domain is integrated by two sequences: the basal sequence is made up by banded samitic gneisses, leptitic orthogenisses, amphibolites and interbedding of calc-silicated rocks, and the upper sequence by micaceous schists that are banded as well, and calc-silicated rocks. The San Francisco Domain is represented at the base by undifferentiated para- and orthogneisses, leptitic gneisses amphibolites and calcsilicated rocks; in the upper part, by micaceous schists shifting to gneisses, with sillimanite and interbedding of calc-silicated banded rocks. Finally, the San Ramón Domain is also made up two sequences: the lower one, with biotite-sillimanite para- and ortho-

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ortoneises de biotita-sillimanita, anfibolitas migmatitas, así como granodioritas y cuarzodioritas neísicas; la secuencia superior por esquistos micáceos con numerosas intercalaciones de anfibolita hornbléndica (Adameck et al., 1996).

gneisses, migmatite amphibolites, as well as gneissic granodiorites and quartzdiorites; the upper sequence is made up by micaceous schists with a large number of hornblende amphibolite interbedding (Adameck et al., 1996).

El Complejo Santa Rita (Litherland et al., 1979) aflora en la región de San Ignacio de Velasco. Tiene una posición intermedia entre el Complejo Lomas Manechis y el Supergrupo San Ignacio. Según Berrangé & Litherland (1982), las principales litologías incluyen a un conjunto de neises de biotita, granate-biotita, muscovita-biotita y muscovita-granate-biotita, así como de cuarcita, metasamita y anfibolita.

The Santa Rita Complex (Litherland et al., 1979) outcrops in the San Ignacio de Velasco region. It is positioned inbetween the Lomas Manechis Complex and the San Ignacio Supergroup. According to Berrangé & Litherland (1982), the main lithologies include a set of biotite, garnet-biotite, muscovite-biotite and muscovite-garnet-biotite gneisses, as well as by quartzite, metasamite and amphibolite.

En el área de Las Petas – San Matías, se dispone por encima del Complejo Lomas Manechis otro conjunto metamórfico, equivalente a los complejos Chiquitanía y Aventura. Esta unidad fue denominada por Pitfield et al. (1979) como Complejo Río Fortuna. Es un conjunto de metasedimentos y paraneises que se asientan de forma transicional sobre las rocas del subgrupo San Bartolo del Complejo Lomas Manechis. En la región están ausentes rocas del Supergrupo San Ignacio y las metamorfitas del Complejo Río Fortuna están cubiertas por rocas del Grupo Sunsás. La unidad más alta del Complejo es la Formación Ascensión (Pitfield et al., 1979), constituida por neises con meta-arcosas.

Lying over the Lomas Manechis Complex, in the Las Petas – San Matías area, there is another metamorphic set which is equivalent to the Chiquitanía and Aventura complexes. This unit was called Río Fortuna Complex by Pitfield et al. (1979). It is a set of metasediments and paragneisses that settle transitionally over the rocks of the San Bartolo subgroup in the Lomas Manechis Complex. The rocks of the San Ignacio Supergroup are absent in this region, and the metamorphites of the Río Fortuna Complex are covered by the rocks of the Sunsás Group. The Complex’s highest unit is the Ascensión Formation (Pitfield et al., 1979), which is made up by genisses with metarkoses.

En el borde sur del Cratón de Guaporé (área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré), sobre el Complejo Lomas Manechis, se presentan en forma concordante los esquistos y neis del Complejo Aventura (Grupo Aventura de Mitchell et al., 1979). Esta unidad fue inicialmente ubicada en el Ciclo San Ignacio por el autor del nombre. Curro et al. (1997, en prensa) y Landívar et al. (1997, en prensa) lo asignan al Ciclo Transamazoniano y le dan la categoría de Complejo, en consideración a que no sólamente está formado por metasedimentos, sino también por ortoneises. En este complejo fueron emplazados cuerpos granitoides durante la Orogenia San Ignacio, y posteriormente, al inicio del Proterozoico superior (Orogenia Sunsás), fue intruido por pegmatitas, diques de rocas máficas, granitos y vetas de cuarzo. El Complejo Aventura está dividido en tres unidades, que de base a tope corresponden al Dominio Patujú, la Secuencia Cristal y la Secuencia Bahía La Tojas.

On the southern border of the Guaporé Craton (the area of San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré), the schists and gneisses of the Aventura Complex (Aventura Group of Mitchell et al., 1979) are present in conformity over the Lomas Manechis Complex. This unit was initially placed in the San Ignacio Cycle after the author´s name taking into consideration that it is not only made up by metasediments but also by orthogneisses, Curro et al. (1997, in press) and Landívar et al. (1997, in press) assign it to the Tranzamazonic Cycle and give it the category of Complex. During the San Ignacio Orogeny, granitoid bodies were bedded in this complex, and later, at the beginning of the Upper Proterozoic (Sunsás Orogeny), the complex was intruded by pegmatites, mafic rock dikes, granites, and quartz veins. From the base to the top, the Aventura Complex is divided into three units: the Patujú Domain, the Cristal Sequence and the Bahía Las Tojas Sequence.

La unidad basal, el Dominio Patujú (Formación Gneis Patujú de Mitchell et al, 1979), corresponde a un neis de biotita-plagioclasa, que se presenta como amplias bandas de hasta 8 km de ancho. Intrusiones posteriores de cuerpos granitoides, y un metasomatismo de feldespato potásico, afecta a esta unidad. Se pueden diferenciar tres conjuntos (Landívar et al., 1997): migmatitas de diversas estructuras y formas; ortoneises foliados, augengneis y granitoides no diferenciados, y finalmente paraneises.

The basal unit, the Patujú Domain (Patujú Gneiss Formation of Mitchell et al, 1979) pertains to a biotite-plagioclase gneiss, displaying wide bands up to 8 km of width. This unit was affected by later intrusions of granitoid bodies and a potasic feldspar metasomatism. Three sets can be differentiated (Landívar et al., 1997): migmatites of diverse structures and forms; foliated orthogneisses, augengneisses and undifferentiated granitoids; and finally, paragneisses.

La Secuencia Cristal (Formación Esquistos Cristal de Mitchell et al., 1979) está constituida en la base por esquistos conglomerádicos. Siguen esquistos samíticos pobremente micáceos, esquistos de muscovita, neises cuarzo feldespáticos, cuarcitas y otras variedades de esquistos. Todas estas rocas son ricas en mica y presentan metamorfismo de grado medio. La Secuencia Cristal es frecuentemente intruida por pegmatitas dispuestas de forma paralela a la esquistosidad.

At the base, the Cristal Sequence (Cristal Schist Formation of Mitchell et al., 1979) is made up by conglomeradic schists, followed by poorly micaceous samitic schists, muscovite schists, quartz-feldspathic gneisses, quartzites and other schist varieties. All these rocks are rich in mica and display a medium grade metamorphism. The cristal Sequence is frequently intruded by pegmatites laid out parallel to the schistosity.

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Finalmente, la Secuencia Bahía Las Tojas (Formación Gneis Bahía Las Tojas de Mitchell et al., 1979) es la unidad metasedimentaria de bajo grado, correspondiente a una facies de esquistos verdes, cuarcitas micáceas de color gris claro, metaarenitas y meta-arcosas de color gris verdoso, con relaciones gradacionales entre sí. El ambiente original de esta unidad correspondió a un ambiente litoral (Landívar et al., 1997).

Finally, the Bahía Las Tojas Sequence (Bahía Las Tojas Gneiss Formation of Mitchell et al., 1979) is the low grade metasedimentary unit, pertaining to a facies of greenschist, light gray micaceous quartzites, greenish gray meta-arenites and metaarkoses, with gradation relations among each other. This unit’s original environment was an offshore environment (Landívar et al., 1997).

El Grupo San Pablo (formaciones San Diablo, San Juanama o Sanjuanema, Los Huasos y Tarumá) es considerado dentro del Complejo Aventura.

The San Pablo Group (San Diablo, San Juanama or Sanjuanema, Los Huasos and Tarumá formations) is considered within the Aventura Complex.

Para el área de Concepción, existen diferentes criterios respecto a la posición estratigráfica del Grupo La Bella. Tradicionalmente fue ubicado en el siguiente ciclo, es decir, en el Supergrupo San Ignacio. Sin embargo, como se explicará más adelante, existe la tendencia a considerarla parte del Complejo Chiquitanía.

There are different criteria regarding the stratigraphic position of the La Bella Group for the Concepción area. Traditionally, this group was placed in the subsequent cycle, that is, in the San Ignacio Supergroup. However, as explained further ahead, the trend to consider it as part of the Chiquitanía Group exists.

Las unidades definidas para el Grupo La Bella (Fletcher et al., 1979) corresponden a la Formación Porvenir (Fletcher et al., 1979), formada por metasedimentos arenáceos, principalmente cuarcíticos, y bandas de silicatos cálcicos, derivados del metamorfismo dinamotérmico de sedimentos arcillosos y dolomíticos. Fletcher (1979, p. 12) postula una transición de las metasamitas a paragneises feldespáticos y neises graníticos de biotita. Continúa la Formación Quiser (Fletcher et al., 1979), representada por una sucesión alternada de esquistos de muscovita, biotita y anfíboles. Al sur de la Estancia El Prado, esta unidad contiene horizontes de silicatos ferrosos de ambiente marino. Finalmente, se encuentra la Formación Dolorida (Fletcher et al., 1979), constituida por esquistos semipelíticos con abundante cuarzo y muscovita, biotita minoritaria, granate y estaurolita, así como esquistos grafíticos y rocas de silicatos cálcicos.

The units defined for the La Bella Group (Fletcher et al., 1979) refer to the Porvenir Formation (Fletcher et al., 1979), made up by mainly quartzitic arenaceous metasediments and calcic silicate bands, derived from the dynamothermal metamorphism of the argillaceous and dolomitic sediments. Fletcher (1979, p. 12) suggests a transition of the metasamites to biotite granitic paragneisses. The Quiser Formation (Fletcher et al., 1979) follows, represented by an alternated succession of muscovite, biotite and amphibol schists. South of Estancia El Prado, this unit contains marine environment ferrous silicate horizons. Finally, the Dolorida Formation (Fletcher et al., 1979) is present. It is made up by semipellitic schists with plenty of quartz and muscovite, a minor portion of biotite, garnet and staurolite, as well as graphitic schists and calc-silicate rocks.

Conforme se indicó líneas arriba, la posición estratigráfica del Grupo La Bella es tema de discusión. Para Fletcher & Litherland (1981) es intermedia entre los complejos. Para López & Bernasconi (1988) pertenece al Supergrupo San Ignacio, y está por encima del Grupo Naranjal. Finalmente, para Adameck et al. (1996), pertenece al Complejo Chiquitanía. En este trabajo se considera una posición intermedia entre los dos grandes complejos.

As indicated above, the stratigraphic position of the La Bella Group is topic of discussion. For Fletcher & Litherland (1981), its position is intermediate between both complexes. For López & Bernasconi (1988), it belongs to the San Ignacio Supergroup, and is placed over the Naranjal Group. Finally, for Adameck et al. (1996), it belongs to the Chiquitanía Complex. This paper takes on an intermediate position between the two big complexes.

También se asignan al Grupo La Bella las formaciones Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) y Zapocoz (Fletcher et al., 1979).

The Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) and Zapocoz (Fletcher et al., 1979) formations are also assigned to the La Bella Group.

CICLO SAN IGNACIO (1600 - 1300 Ma)

SAN IGNACIO CYCLE (1600 - 1300 Ma)

Los afloramientos más extensos del sector boliviano del Cratón de Guaporé están constituidos por las secuencias del Ciclo San Ignacio, referidos tanto a los metasedimentos del sector central y meridional, como a los cuerpos intrusivos de la orogenia, localizados principalmente en el sector septentrional. Durante este ciclo se diferencian dos eventos, el ciclo inferior depositacional (1600-1400 Ma), correspondiente a las extensas e importantes secuencias sedimentarias, metasedimentarias y metamórficas, reunidas en el Supergrupo San Ignacio, y el evento superior

The most extensive outcrops in the Bolivian sector of the Guaporé Craton are made up by the San Ignacio sequences, referring to both, the metasedimentites of the central and meridional sectors, and the intrusive bodies of the orogeny, located mainly in the northern sector. Two events are differentiated in this cycle: the lower depositional cycle (1600–1400 Ma), corresponding to extensive and important sedimentary, metasedimentary and metamorphic sequences, joined in the San Ignacio Supergroup; and the upper orogenic event (1400 to 1280 Ma), pertaining to the San

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orogénico (1400 a 1280 Ma), que corresponde a la Orogenia San Ignacio, cuyos granitoides cubren gran parte del sector septentrional. La diferencia más importante con las rocas del Ciclo Transamazónico es que las rocas del Ciclo San Ignacio fueron afectadas por un metamorfismo de menor grado.

Ignacio Orogeny, the granitoids of which cover great part of the northern sector. The most important difference between the San Ignacio and the Transamazonic Cycle rocks is that the former were affected by a lower degree of metamorphism.

Supergrupo San Ignacio

San Ignacio Supergroup

Entre los 1600 y 1400 Ma se desarrolló en el oriente boliviano una secuencia metamórfica aflorante en el norte y oeste del cratón. Rocas del supergrupo no están presentes hacia el este, es decir en el área de La Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré.

Outcropping to the north and west of the craton, between 1600 and 1400 Ma, a metamorphic sequence developed in eastern Bolivia. Rocks of the Supergroup are absent to the east, that is, in the areas of Las Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré.

Los afloramientos más septentrionales del Supergrupo San Ignacio están desarrollados en el norte en el área de Magdalena - Puerto Villazón, colindantes con el Río Iténez o Guaporé. En este sector se puede observar la siguiente secuencia:

The northernmost outcrops of the San Ignacio Supergroup developed to the north of the Magdalena – Puerto Villazón area, adjacent to the Itenez or Guaporé River. In the sector, the following sequence can be observed:

++ + +++++++ + + OROGENIA + + + SAN IGNACIO + +++++++++++ +++++++++++

SUPERGRUPO SAN IGNACIO


Tres Picos Padre Eterno San Cristobal Piso Firme Bella Vista

Grupo San Simón

Fm. Bonanza Fm. El Colorado Fm. El Cerrito

Grupo Serranía Martínez

Div. Cerro Azul Div. Paquiosal

Fig. 7.2 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)

Sobre las rocas del Complejo Chiquitanía se disponen dos conjuntos sedimentarios pertenecientes al Supergrupo San Ignacio. El conjunto inferior, de sedimentos marinos someros, es denominado Grupo Serranía Martínez (Pitfield et al., 1983), e integrado por dos divisiones menores: Paquiosal, en la base, y Cerro Azul en el tope.

The sedimentary sets belonging to the San Ignacio Supergroup are laid over rocks of the Chiquitanía Complex. The shallow marine sediment lower set is called Serranía Martínez Group (Pitfield et al., 1983), and is made up by two lower smaller divisions: Paquiosal at the base, and Cerro Azul at the top.

Continúa otro conjunto metasedimentario denominado Grupo San Simón, depositado en un ambiente fluvial a deltaico. Este grupo comprende, de base a tope, a las formaciones El Cerrito, El Colorado y Bonanza, todas ellas nominadas por Pitfield en la obra citada.

The other metasedimentary set follows. It is called the San Simón Group, and was deposited in the fulvial to deltaic environment. From base to top, this group comprises the El Cerrito, El Colorado and Bonanza formations, all named by Pitfield in the work quoted above.

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Posteriormente, se produjeron en el área de Villazón, las intrusiones de granitoides y los efectos dinamotérmicos del Complejo Granitoide Pensamiento, de la Orogenia San Ignacio, cuya actividad y efectos se discutirán a continuación.

In the Villazón area, later on took place the granitoid intrusions and the dynamothermal effects of the Pensamiento Granitoid Complex, of the San Ignacio Orogeny. The activity and effects of the latter will be discussed as follows.

Al sur de Puerto Villarroel se encuentra la Serranía de Huanchaca. Aquí el Supergrupo San Ignacio tiene un desarrollo similar, aunque en ese sector se adoptaron nombres locales para los grupos que lo integran. El siguiente cuadro ilustra esta situación:

South of Puerto Villarroel is the Huanchaca Ridge. Here, the San Ignacio Supergroup has a similar development, although in this sector, local names were adopted for the groups that are part of it. This situation is illustrated by the following table:

+ + Orogenia + + + San Ignacio + + Supergrupo San Ignacio


Grupo Dalriada Grupo Primavera

Fig. 7.4 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton) A manera de megaxenolitos (roof pendants) dentro del Complejo de granitoides Pensamiento, afloran los grupos Primavera y Dalriada, que corresponden también a rocas sedimentarias, volcanosedimentarias y metasedimentarias de bajo grado metamórfico.

The Primavera and Dalriada groups outcrop as megaxenoliths within the Pensamiento Granitoid Complex, pertaining also to low metamorphic grade sedimentary, volcanosedimentary, and metasedimentary rocks.

El Grupo Primavera (Litherland et al., 1982) está constituido por una secuencia arcósica, esquistos, cuarcitas y meta-areniscas, incorporados como grandes cuerpos dentro de los granitoides Pensamiento. Por encima, el Grupo Dalriada (Litherland et al., 1982) está formado por metacuarcitas, filitas y metavolcanitas, de bajo grado. La anterior secuencia está afectada por la orogenia sanignaciana.

The Primavera Group (Litherland et al., 1982) is made up by an arkosic sequence, schists, quartzites and meta-sandstones, all incorporated as large bodies withing the Pensamiento granitoids. Above the former, the Dalriada Group (Litherland et al., 1982) is made up by metaquartzites, phyllites and low grade metavolcanites. The sequence above is affected by the San Ignacio Orogeny.

En el área de Concepción, San Javier y San Ramón, sobrepuesto al Complejo Chiquitanía, se presenta el Supergrupo San Ignacio (Litherland et al., 1979), al que inicialmente se le atribuyeron los grupos La Bella (descrita lineas arriba) y Naranjal. En vista de las consideraciones insertas al final de la descripción del Complejo Chiquitanía, acá se describirá solamente el Grupo Naranjal.

In the Concepción, San Javier, and San Ramón area, lying over the Chiquitanía Complex is the San Ignacio Supergroup (Litherland et al., 1979), to which the La Bella (described above) and Naranjal groups were initially attributed. In view of the considerations included at the end of the description of the Chiquitanía Group, only the Naranjal Group will be described in this section.

El Grupo Naranjal (Fletcher et al., 1979) se caracteriza, según el autor del nombre, por una sucesión de sedimentos argiláceos y arenáceos afectados por metamorfísmo de bajo grado, que formó filitas, metasamitas y esquistos. El Grupo Naranjal comprende las siguientes unidades: en la base la Formación Sutó (Fletcher et al., 1979), formada por cuarcitas feldespáticas verdosas alternadas con cuarcitas micáceas, meta-arenitas líticas y filitas grises. La Formación La Honda (Fletcher et al., 1979), constituida por filitas grises o verdosas, con bandas intercaladas de cuarcitas feldespáticas negruzcas y cuarcitas micáceas. Esta unidad contiene horizontes de rocas metavolcánicas, tales como tobas y flujos basálticos, y rocas volcanocásticas. Culmina la secuencia con la Formación Santa Rosa (Fletcher et al., 1979), configurada por

According to the author of its name, the Naranjal Group (Fletcher et al., 1979) features a succession of argillaceous and arenacous sediments that were affected by a low grade metamorphism which formed phyllites, metasamites and schists. The Naranjal Group comprises the following units: at the base, the Sutó Formation (Fletcher et al., 1979), made up by greenish feldspathic quartzites, alternated by micaceous quartzites, lithic meta-arenites and gray phyllites. The La Honda Formation (Fletcher et al., 1979) is made up by gray or greenish phyllites with bands interbedded by blackish feldspathic quartzites and micaceous quartzites. This unit contains metavolcanic rock horizons, such as tuffs and basaltic flows, and volcanoclastic rocks. The sequence ends with the Santa Rosa Formation (Fletcher et al., 1979), which is made up by a series of

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA series de filitas negras de exfoliación fina y frecuente silicificación, que incluye además algunas bandas de anfibolita vinculadas a esquistos muscovíticos.

black phyllites, with fine exfoliation and frequent silicification, it also includes some amphibolite bands, linked to muscovitic schists.

En el área de San Ramón (Adameck et al., 1996), el Grupo Naranjal tiene una conformación ligeramente diferente. Está constituido por nueve unidades: una cuarcita basal (Formación San Pablo); seguida por las metatobas bandeadas de la Formación Taporo; una tufita-filita máfica; volcanitas félsicas; prosiguen filitas negras de la Formación Santa Rosa; continúan filitas a volcanitas máficas; cuarcitas y riolitas; volcanitas máficas a filitas; metavolcanitas riolíticas de la Formación Guapomó, y culmina con filitas y tufitas félsicas.

In the San Ramón area (Adameck et al., 1996), the Naranjal Group has a slightly different composition. It is made up by nine units: a basal quartzite (San Pablo Formation), followed by the banded metatuffs of the Taporo Formation; a mafic tuffite-phyllite; felsic volcanites; continuing with the black phyllites of the Santa Rosa Formation; followed by the phyllites to mafic volcanites; quartzites and rhyolites; mafic volcanites to phyllites; rhyolitic metavolcanites of the Guapomó Formation, and ending with felsic phyllites and tuffites.

En la parte más alta del supergrupo, en la región de San Ramón, se ubica la Sucesión Aguas Calientes (Adameck et al., 1996), en la que se reconocieron dos unidades, esquistos y anfibolitas, y las meta-turbiditas de la Formación San José Obrero.

In the San Ramón region, the Aguas Calientes Succession (Adameck et al., 1996) is located at the Supergroup’s highest part, where two units were recognized: schists and amphibolites, and the meta-turbidites of the San José Obrero Formation.

Finalmente, en el área de San Ignacio de Velasco, el Supergrupo San Ignacio está representado por las formaciones: San Rafael, Motacú, Suponema y Los Patos (Litherland et al., 1979).

Finally, in the San Ignacio de Velasco area, the San Ignacio Supergroup is represented by the San Rafael, Motacú, Suponema and Los Patos formations (Litherland et al., 1979).

En el borde sureste del Cratón de Guaporé (área de San José de Chiquitos, Santo Corazón, Roboré y Rincón del Tigre) no afloran rocas del Supergrupo San Ignacio.

No rocks of the San Ignacio Supergroup outcrop on the Guaporé Craton’s southeastern border (area of San José de Chiquitos, Santo Corazón, Roboré and Rincón del Tigre).

Orogenia San Ignacio

San Ignacio Orogeny

Como conclusión del Ciclo San Ignacio, entre los 1400 y 1280 Ma, se desarrolló un importante evento ígneo, que corresponde a la primera orogenia documentada en Bolivia, caracterizada por el emplazamiento e intrusión de cuerpos granitoides, complejos granofíricos y otras manifestaciones magmáticas. Los más importantes ejemplos de esta actividad intrusiva son los siguientes.

As an end to the San Ignacio Cycle, between 1400 and 1280 Ma, an important igneous event took place, corresponding to the first orogeny documented in Bolivia. It features the bedding and intrusion of granitoid bodies, granophyric complexes, and other magmatic manifestations. The most important examples of this intrusive activity are the following:

En el área de Puerto Villazón (norte del cratón), luego del depósito de los metasedimentos del Grupo San Simón, y a partir de los 1400 Ma, como se indicó líneas arriba, sobrevino la actividad plutónica y la deformación dinamotérmica producida por la orogenia San Ignacio.

As indicated above, after the deposition of the metasediments of the San Simón Group, and starting at 1400 Ma, plutonic activity and dynamothermal deformation produced by the San Ignacio Orogeny took place in the Puerto Villazón area (north of the craton).

Todos estos cuerpos granitoides fueron agrupados dentro del Complejo Granitoide Pensamiento (Litherland & Klinck, 1981), en el que se reconocieron cinco cuerpos diferentes: La suite del microgranito foliado Bella Vista, la suite del granófiro Piso Firme, el metagranito San Cristobal, el granito Padre Eterno y la suite del granito Tres Picos.

All these granitoid bodies were grouped within the Pensamiento Granitoid Group (Litherland & Klinck, 1981). Five different bodies were distinguished in this complex: the Bella Vista foliated microgranite suite, the Piso Firme granophyre suite, the San Cristobal metagranite, the Padre Eterno granite, and the Tres Picos granite suite.

El Complejo Pensamiento tiene el mayor desarrollo áreal de los granitoides de la Orogenia San Ignacio. Alcanza la Serranía de Huanchaca, y más al sur hasta el paralelo 15º 30’.

The Pensamiento Complex holds the largest area development of the San Ignacio Orogeny granitoids. It encompasses the Huanchaca Range, and further south, it reaches the 15º 30’ parallel.

En el área de San Ignacio de Velasco, las rocas granitoides y migmatitas pueden ser divididas en dos amplios grupos cronológicos: el temprano y el tardío (Litherland et al., 1979). El grupo “temprano” define a aquellos relacionados esencialmente con las fases de deformación Di1 y Di2 que son eventos estructurales “preSunsas” (pre-1.300 Ma). Los granitoides y migmatitas “tardíos” están relacionados con las fases de deformación Di3 y Di4 (1.050 –

In the San Ignacio de Velasco area, the granitoid and migmatic rocks can be divided into two wide chronological groups: late and early (Litherland et al., 1979). The “early” group refers to all of those that are esentially related to the Di1 and Di2 deformation phases, which are the ”Pre-Sunsás” structural events (before 1300 Ma). The “late” granitoids and migmatites are related to the Di3 and Di4 (1.050 – 950 Ma) deformation phases. Another example of

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950 Ma). Otro ejemplo de la etapa temprana constituye el Granito Cañón Colina. Como ejemplo de la etapa tardía se cuenta con los plutones de Metagranito San Rafael y Espíritu, y los granitos anatécticos de Motacucito y Santa Catalina.

the early stage is the Cañón Colina Granite. As example for the late stage, the plutons of the San Rafael and Espíritu Metagranite, and the anatectic granites of Motacucito and Santa Catalina can be quoted.

En el área de Santo Corazón - Serranía Los Tajibos fueron emplazados durante esta orogenia los siguientes cuerpos granitoides: Porfiroclástico, Lucma, Tauca, Correreca, e intrusiones máficas de anfibolitas (Curro et al., 1997, en prensa).

In the Santo Corazón–Los Tajibos Range area, the following granitoid bodies were embedded during this orogeny: Porphyroclastic, Lucma, Tauca, Correreca, and mafic amphibolite intrusions (Curro et al., 1997, in press).

En el área de San José - San Diablo, son atribuidos a esta orogenia los granitoides Colmena, Tauca, Ataito, San Pablo, así como pequeñas intrusiones máficas (Landívar et al., en prensa).

In the San José – San Diablo area, the Colmena, Tauca, Ataito, and San Pablo granitoids, as well as small mafic intrusions are attributed to this orogeny (Landívar et al., in press).

La explicación sobre este evento contenida en el Mapa del Precámbrico de 1983, es ilustrativa de las deformaciones producidas, por lo que se la transcribe a continuación: “Este evento tectono-metamórfico estableció esencialmente el patrón de división de las mayores unidades de roca del área: las superunidades del Basamento Metamórfico y el amplio emplazamiento de los granitos. Han sido establecidas dos fases mayores de deformación penetrativa acompañada por metamorfismo regional de bajo a alto grado. El evento Do2 de rumbo N a NE involucró plegamiento vertical con recumbencia en el NE. Fue acompañado por amplia migmatización y probablemente estableció isogrados casi horizontales posteriormente plegados por Do3, por lo que las granulitas, gneises y esquistos conforman los anticlinorios, las regiones de los flancos y los sinclinorios de Do3 respectivamente. El plegamiento Do3, esencialmente vertical y de rumbo general NO, fue acompañado por la generación de granitos sin-cinemáticos de megacristales de feldespato potásico datados a ca 1,350 Ma, especialmente en el norte, donde el extensivo desarrollo de los granitos podría representar un manto batolítico enraizado en el sud en gneises y granulitas de alto grado, y techado en el norte por esquistos de bajo grado. También fueron formados complejos granofíricos de más alto nivel e intrusiones máficas menores. Do3 fue seguida por fases de deformación no penetrativa las cuales controlaron en cierto grado el remplazamiento de los granitoides tardios y post-cinemáticos, de edad ca 1,300 Ma, que comprenden plutones graníticos de alto nivel con xenolitos tonalíticos, y en un sector, un complejo alcalino bandeado en el cual las nordmarkitas exponen estructuras de estratificación cruzada. Es probable que el Orógeno San Ignacio se extienda dentro del Brasil hasta una línea de rumbo NO por Pimenta Bueno. Al NE de esta lineas, ocurren secuencias supracorticales relativamente no perturbadas datadas en ca 1,600 Ma y cortadas por granitos anorogénicos de ca 1,300 Ma.”

The explanation of this event contained in the 1983 Pre-Cambrian Map illustrates the deformations that were produced; thus, the following section is transcribed: “Esentially, this tectonic metamorphic event established the division pattern of the largest rock units in the area: the superunits of the Metamorphic Basement and the extensive bedding of the granites. Two major penetrative deformation phases accompanied by low to high grade regional metamorphism have been established. With a N to NE trend, the Do2 involved vertical folding with recumbence in the NE. It was accompanied by an extensive migmatization and it likely established almost horizontal isogrades that were later folded by Do3. Thus, the granulites, gneisses and schists make up the anticlinoria, the flank regions and the sinclinoria of Do3, respectively. The Do3 fold is esentially vetical and ahs a general NO trend. It was accompanied by the generation of syn-kinematic granites of potasic feldspar megacrystals, dated at c. 1,350 Ma, particularly to the north, where the granites’ extensive development could represent a batolitic mantle, rooted south in the gneisses and high grade granulites, and covered north by low grade schists. In addition, higher level granophyric and minor mafic intrusions were also formed. Do3 was followed by non-penetrative deformation phases which, to some extent, controlled the re-emplacement of late and post-kinematic granitoids. With an age of c. 1,300 Ma, these granitoids comprise high level granitic plutons with tonalitic xenoliths, and in one sector, a banded alkaline complex in which the nordmarkites display crossbedding structures. In Brazil, it is likely that the San Ignacio Orogen extends up to a NO trend line in the Pimienta Bueno area. NE of these lines, there are relatively undisturbed supracortical sequences dated at c. 1,600 Ma, and sheared by anorogenic granites of c. 1,300 Ma.”

CICLO SUNSAS (1280 - 900 Ma)

SUNSAS CYCLE (1280 - 900 Ma)

Al igual que el anterior ciclo, está diferenciado en dos grandes eventos, el primero de carácter sedimentario y el segundo, orogénico. Las rocas del primer evento fueron depositadas por ríos provenientes del norte, sobre la superficie peneplanizada del Orógeno San Ignacio. El segundo evento, al final del ciclo (entre los 1000 y 900 Ma), produjo el emplazamiento de granitoides y otras rocas ígneas, así como alteraciones producidas por metamorfismo.

Just like the previous cycle, this cycle is separated into two large events: the nature of the first event is sedimentary, and orogenic in the case of the second one. The rocks of the first event were deposited by the rivers coming from the north, on a peneplanated surface of the San Ignacio Orogen. At the end of the cycle (between 1000 and 900 Ma), the second event caused the emplacement of granitoids and other igneous rocks, as well as alterations brought on by metamorphism.

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El primer evento de este ciclo, producido entre los 1280 y 1000 Ma, está representado principalmente por las secuencias sedimentarias pertenecientes a los grupos Huanchaca, Sunsás, Vibosi y Tajibos.

The first event in this cycle, which occurred between 1280 and 1000 Ma, is represented mainly by the sedimentary sequences that belong to the Huanchaca, Sunsás, Vibosi and Tajibos groups.

En el sector norte, en la Serranía de Huanchaca, en discordancia sobre las rocas previas del Ciclo San Ignacio (grupos Primavera y Dalriada, y Complejo Pensamiento), se desarrolla otra unidad de ambiente aluvial y deltaico, equivalente al Grupo Sunsás del sur, que toma el nombre de la serranía homónima. El Grupo Huanchaca (Ahlfeld, 1946) está integrado de base a tope por las formaciones Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas y Río Verde.

In the northern sector, in the Huanchaca Range, another unit develops in unconformity over the prior rocks of the San Ignacio Cycle (Primavera and Dalriada groups, and Pensamiento Complex). It is an alluvial and deltaic environment unit, equivalent to the Sunsás Group in the south, taking on the name of the homonymous ridge. From base to top, the Huanchaca Group (Ahlfeld, 1946) is made up by the Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas and Río Verde formations.

La unidad basal, la Formación Arco Iris (Litherland et al., 1982), está constituida por areniscas con intercalaciones de conglomerados y lutitas; la Formación Buena Vista (Litherland et al., 1982), por areniscas con estratificación cruzada tabular-planar; y la Formación Cuatro Carpas (Litherland et al., 1982), formada por cuarcitas intercaladas por delgados niveles de conglomerados. Finalmente, el Grupo Huanchaca concluye con la Formación Río Verde (Litherland et al., 1982), que representa una alternancia de lutitas y cuarcitas.

The basal unit, the Arco Iris Formation (Litherland et al., 1982), is made up by sandstones with conglomerate and shale interbedding; the Buena Vista Formation (Litherland et al., 1982) is made up by sandstones with tabular-plane crossbedding; and the Cuatro Carpas Formation (Litherland et al., 1982), by quartzites interbedded by thin conglomerate levels. Finally, the Huanchaca Group ends with the Río Verde Formation (Litherland et al., 1982) which represents a shale and quartzite alternation.

El Grupo Sunsás (Oviedo & Justiniano, 1967) fue definido en la serranía del mismo nombre. El Grupo Sunsás está compuesto de cuarcitas, areniscas, lutitas y conglomerados oligomícticos de cuarzo, de 1.000 a 6.000 m de espesor, depositados por ríos maduros fluyendo al sud después de la peneplanización del Orógeno San Ignacio.

The Sunsás Group (Oviedo & Justiniano, 1967) was defined in the range of the same name. The Sunsás Group is made up by quartzites, sandstones, shale and oligomictic quartz conglomerates, 1000 to 6000 m thick, which deposited by the mature rivers flowing south after the peneplanation of the San Ignacio Orogen.

En la región de Concepción, San Javier y San Ramón, el Grupo Sunsás está constituido por las siguientes unidades, de base a tope: Formación Cachuela (López & Bernasconi, 1989), unidad metasedimentaria con horizontes volcanoclásticos interestratificados hacia el tope de la secuencia; por encima, la Formación Tusequis (Matos & Jacobs, 1994), secuencia clástica en la base y volcano sedimentaria en la parte superior, formada por conglomerado basal, areniscas y lavas. La secuencia del Grupo Sunsás continúa con la Sucesión Los Tajibos (Hess, 1960), integrada por las formaciones Zapocoz, Laguna y León. Adameck et al. (1996) prefieren denominar a estas rocas con el nombre informal de “Sucesión Los Tajibos”. La unidad basal, Formación Zapocoz (Fletcher et al, 1979), está constituida por metaconglomerados, areniscas cuarcíticas y arcósicas. La Formación Laguna (Fletcher et al, 1979), por esquistos micáceos y esquistos grafíticos, y finalmente la Formación León (Fletcher et al, 1979), por cuarcitas micáceas, meta-arcosas y esquistos cuarzo-micáceos.

In the Concepción, San Javier and San Ramón area, from base to top, the Sunsás Group is made up by the following units: the Cachuela Formation (López & Bernasconi, 1989), a metasedimentary unit with interbedded volcanoclastic horizons towards the top of the sequence; over the preceding unit, the Tusequis Formation (Matos & Jacobs, 1994), is a clastic sequence at the base, and volcanosedimentary at the top, made up by basal conglomerate, sandstones and lavas. The Sunsás Group sequence continues with the Los Tajibos Succession (Hess, 1960), made up by the Zapocoz, Laguna and León formations. Adameck et al. (1996) prefer to call these rocks by the informal name of “Los Tajibos Succession.” The basal unit, the Zapocoz Formation (Fletcher et al, 1979), is made up by metaconglomerates, and quartzitic and arkosic sandstones. The Laguna Formation (Fletcher et al, 1979) is made up by micaceous and graphitic schists, and finally, the León Formation (Fletcher et al, 1979), by micaceous quartzites, meta-arkoses and quartz-micaceous schists.

El Grupo Vibosi (Fletcher & Aguilera, 1978) corresponde a una secuencia de areniscas y arcosas de aproximadamente 2000 m de espesor, que supuestamente sobreyace en discordancia al Grupo Sunsás en el SE del área. Está constituido, de base a tope, por las siguientes unidades: Formación Santa Isabel (Fletcher & Aguilera, 1978), Formación San Marcos (Fletcher & Aguilera, 1978) y por la Formación Santo Colombo (Mitchell et al., 1979).

The Vibosi Group (Fletcher & Aguilera, 1978) refers to a sequence of sandstones and arkoses, approximately 2000 m thick, assumed to lie in unconformity over the Sunsás Group, SE of the area. From base to top, it is made up by the following units: the Santa Isabel Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), the San Marcos Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), and the Santo Colombo Formation (Mitchell et al., 1979).

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En la región de Las Petas – San Matías, el Grupo Sunsás tiene la siguiente conformación (de base a tope) : Formación El Puquío (Pitfield et al., 1979), Formación El Elución (Pitfield et al., 1979), y por arriba la Formación Cabecera (Pitfield et al., 1979). Concluye este ciclo en la zona con las rocas de la Sucesión El Encanto.

In the Las Petas – San Matías region, the Sunsás Group has the following configuration (from base to top): the El Puquío Formation (Pitfield et al., 1979), the El Elución Formation (Pitfield et al., 1979), and over the above, the Cabecera Formation (Pitfield et al., 1979). In the area, this cycle ends with the rocks of the El Encanto Succession.

En el área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, el Grupo Sunsás está constituido, de base a tope, por las formaciones Guapama (Mitchell et al., 1979), conglomerados oligomícticos con matriz limosa y esquistosa, Tacuaral (Curro et al., 1995), esquistos arenosos, biotíticos, con delgadas intercalaciones de meta-areniscas y filita negra, Peñasco (Curro et al.,1995), cuarcitas de grano fino, color gris claro y meta-areniscas, y Guanaco (Curro et al., 1995), filitas con abundante granate y muscovita.

In the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, from base to top, the Sunsás Group is made up by the Guapama Formation (Mitchell et al., 1979), of oligomictic conglomerates with a silty and schistose matrix; the Tacuaral Formation (Curro et al., 1995), of arenacous, biotitic schists with thin meta-sandstone and black phyllite interbedding; the Peñasco Formation (Curro et al., 1995), of fine grained light gray quartzites and metasandstones; and the Guanaco Formation (Curro et al., 1995), of phyllites with abundant garnet and muscovite.

Orogenia Sunsás

The Sunsás Orogeny

Casi al final del ciclo, hacia los 1000 Ma, tiene lugar un nuevo evento ígneo que continúa hasta los 900 Ma aproximadamente. Corresponde a la Orogenia Sunsás, que emplaza nuevos cuerpos intrusivos, que modifica y altera las rocas previas. Con este evento orogénico concluye el Ciclo Sunsás. Este proceso ígneo produjo el emplazamiento de granitoides como los complejos de Rincón del Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita, Manantial, El Cedro, y otros grandes cuerpos magmáticos.

Almost at the end of the cycle, towards 1000 Ma, a new igneous event took place, running approximately into 900 Ma. This refers to the Sunsás Orogeny, which emplace new intrusive bodies modifying and altering the previous rocks. The Sunsás Cycle ends with this orogenic event. This igneous process produced the emplacement of granitoids such as the Rincón del Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita, Manantial, El Cedro and other large magmatic bodies.

Describir a todos estos complejos de rocas ígneas, gabros, dioritas, granitos, granodioritas, diques de pegmatitas y vetas de cuarzo, ocuparía una monografía completa. Para ilustrar el evento, y a modo de ejemplo, sólo se referirá el más conocido de ellos, el Complejo ígneo Rincón del Tigre (Webb et al., 1976), que corresponde a una estructura de 62 km de logitud y 26 km de ancho, con un suave plegamiento de dirección NW-SE y un espesor superior a los 3000 m. La intrusión no está metamorfizada y tiene una secuencia, de base a tope, formada por dunita, broncita, norita, gabro toleítico, y granófido. Siguiendo a Annels et al. (1981): “Las texturas ígneas indican que las zonas ultramáficas y máficas se han diferenciado por procesos de asentamiento de cristales después de varias inyecciones de magma básico. El granófido se cree que ha sido formado por la fundición de la parte o techo superior de las rocas arcósicas y posterior hibridación menor por líquidos gábricos. Las rocas por encima del granófido han sufrido un notable metamorfísmo de contacto.”

It would take an entire monograph to describe of all these complexes of igneous rocks, gabbros, diorites, granites, granodiorites, pegmatite dikes, and quartz veins. As an example and to illustrate the event, this section will focus only on the best known of them, the Rincón del Tigre Igneous Complex (Webb et al., 1976), which refers to a 62 km long and 26 km wide structure, with soft NW-SE trend folding, and a thickness exceeding 3000 m. The intrusion is not metamorphized, and from base to top, the sequence is made up by dunite, bronzite, norite, tholeitic gabbro and granophyd. After Annels et al. (1981): “The igneous textures indicate that the ultramafic and mafic areas have been differentiated by crystal settleing processes, after several injections of basic magma. The granophyd is believed to have formed by the melting of the upper part or roof of the arkosic rocks, and the ensuing minor hybridation by gabbric liquids. Over the granophyd, the rocks have suffered a remarkable contact metamorphism.”

La relación efectuada en la leyenda del Mapa del Precámbrico de 1983, describe esta orogenia como sigue: “La Orogenia Sunsás, datada en ca 1,000 a 950 Ma, estuvo confinada a las fajas Sunsás y Aguapei. El terreno entre estas fajas, el Cratón de Paraguá, permaneció estable, como lo atestigua la meseta de la Serranía de Huanchaca, con estratos prácticamente horizontales del Grupo Sunsás. La Faja Sunsás, paralela al Orógeno San Ignacio, está segmentada por una serie de mayores zonas de cizalla curvilineares, a veces miloníticas. Dentro de la faja, el Grupo Sunsás ha sido afectado por varias fases de deformación, produciendo en algunos lugares refoliación de los esquistos infrayacentes, acompañados por metamorfismo hasta el grano medio. Los gneises y

The relation of the legend on the 1983 Pre-Cambrian Map describes this orogeny as follows: “The Sunsás Orogeny, dated at c. 1000 to 950 Ma, was confined to the Sunsás and Aguapei belts. The land between these belts, the Paraguá Craton, remained stable, as evidenced by the Huanchaca Range plain, which has almost horizontal strata of the Sunsás Group. Parallel to the San Ignacio Orogen, the Sunsás Belt is segmented by a series of major curvilinear, sometimes mylonitic, shear zones. Within the Belt, the Sunsás Group has been affected by several deformation phases, causing re-foliation of the underlying schists in some sites, accompanied by a metamorphism up to the medium size grain. The basement’s gneisses and granulites were sheared and

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA granulitas del basamento fueron cizallados y migmatizados junto con la generación de granitos sincinemáticos paralelos a las mayores zonas de cizalla, seguidos por granitos alineados a través de ellos.” “La fase máfica-ultramáfica está representada en Bolivia por el bandeado y diferenciado Complejo Rincón del Tigre, de 3.000 a 4.000 m de espesor. Los intrusivos tholeíticos de la Serranía de Huanchaca con edades K/Ar de ca 900 Ma, y el conjunto de diques doleríticos Marrimia cerca de San Ignacio, probablemente pertenecen a esta fase.”

migmatized, together with the generation of synkinematic granites parallel to the major shear areas, and followed by granites that are aligned accross them.” “In Bolivia, the mafic–ultramafic phase is represented by the 3000 to 4000 m thick, banded and differentiated Rincón del Tigre Complex. With K/Ar ages of c. 900 Ma, the tholeitic instrusives of the Huanchaca Range and the Marrimia doleritic dike set, near San Ignacio, probably belong to this phase.”

CICLO BRASILIANO (900 - 500 Ma)

BRAZILIAN CYCLE (900 - 500 Ma)

Restringidos a la región de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, en discordancia sobre la secuencia deformada por la Orogenia Sunsás, se asientan los sedimentos clásticos gruesos del Ciclo Brasiliano. Rocas de este ciclo no están presentes en el norte (Magdalena, Huanchaca), ni en la parte oeste y central (Concepción, San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco y La PetasSan Matías), con excepción de una secuencia arenosa atribuida a la Formación Piococa en el área de Concepción.

Restricted to the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, the coarse clastic sediments of the Brazilian Cycle settle in unconformity over the sequence deformed by the Sunsás Orogeny. This cycle’s rocks are absent in the north (Magdalena, Huanchaca), as well as in the western and central parts (Concepción, San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco, and Las Petas – San Matías), with the exception of an arenacous attributed to the Piococa Formation in the Concepción area.

Estos sedimentos están constituidos principalmente por conglomerados, diamictitas, areniscas arcósicas, y rocas pelíticas y carbonáticas.

These sediments are made up mainly by conglomerates, diamictites, arkosic sandstones, and pellitic and cabonatic rocks.

Las rocas de este ciclo están reunidas en tres grupos. La secuencia más antigua corresponde al Grupo Boquí, siguen las rocas del Grupo Tucavaca y concluyen las secuencias carbonáticas de la Formación Murciélago. Estas estructuras tienen una orientación WNW.

This cycle’s rocks are clustered in three groups. The oldest sequence pertains to the Boquí Group, followed by the Tucavaca Group, and finally the carbonatic sequences of the Murciélago Formation. These structures have a WNW orientation.

CICLO

GRUPO -

BRASILIANO

Tucavaca

Boquí

FORMACION Murciélago Pesenema Bocamina Pororó Cuarrí

Piococa Motacú Pacobillo

Cahama Colmena San Francisco

Fig. 7.5 Cuadro estratigráfico del Ciclo Brasiliano (Cratón de Guaporé). Stratigraphic chart of Brasilian Cycle (Guaporé Craton) El Grupo Boquí (Mitchell et al., 1979) es una unidad restringida al área de Santo Corazón. Está constituida por areniscas arcósicas, conglomerados polimícticos, alternancia de areniscas limolitas y delgadas calizas, así como de diamictitas intercaladas por areniscas y limolitas. Este grupo está dividido, de base a tope, en las siguientes unidades. Se inicia con la Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967), que corresponde a un potente conglomerado polimíctico con clastos de cuarzo, cuarcita, granito y anfibolita, con

The Boquí Group (Mitchell et al., 1979) is a unit that is restricted to the Santo Corazón area. It is made up by arkosic sandstones, polymictic conglomerates, alternation of sandstones, siltstones and thin limestones, as well as by diamictites interbedded by sandstones and siltstones. From base to top, this group is divided into the following units. It starts with the San Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967), a potent polymictic conglomerate with quartz, quartzite, granite and amphibolite clasts, and some

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algunas intercalaciones de areniscas. Son abundantes las rocas bandeadas de hierro hematítico, de enorme interés económico. Por su parte la Formación Colmena (Litherland et al., 1986) consiste de una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas. Finalmente, la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979), que representa a un conglomerado o diamictita, con clastos más pequeños que los de la Formación Colmena, es una unidad pobremente estratificada. En la parte superior se presentan delgados niveles de areniscas arcósicas.

sandstone interbedding. The banded hematitic iron rocks are abundant and of great economic interest. On the other hand, the Colmena Formation (Litherland et al., 1986) consists of an alternation of sandstones, siltstones and thin limestones. Finally, the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979) represents a conglomerate or diamictite, with smaller clasts than those in the Colmena Formation. This unit is poorly bedded. The upper part displays thin arkosic sandstone levels.

El Ciclo Brasiliano prosigue con el depósito de una secuencia sedimentaria marina, no fosilífera, formada por rocas carbonáticas en la base, clástica gruesa en la parte media y predominantemente pelítica en la parte superior. Esta secuencia fue reunida por Hess (1959) bajo el nombre de Grupo Tucavaca. Este conjunto, de rumbo preferente WNW, se dispone de forma discordante, tanto sobre el basamento neísico como de los conglomerados del Grupo Boquí. En el sector de San José de Chiquitos–San Diablo, se diferenciaron las formaciones Pororó, Piococa y Pesenema, mientras que en el área de Santo Corazón–Serranía Los Tajibos sólo se reconocen las dos últimas.

The Brazilian Cycle continues with the deposit of a nonfossiliferous marine sedimentary sequence, formed at the base by carbonatic rocks; it is coarsely clastic in the middle portion, and mainly pellitic in the upper part. This sequence was clustered by Hess (1959) under the name of Tucavaca Group. With preferably WNW trend, this set is laid out in unconformity over both, the gneissic basement and the conglomerates of the Boquí Group. In the San José de Chiquitos – San Diablo area, the Pororó, Piococa and Pesenema formations were differentiated, while in the Santo Corazón – Los Tajibos area, only the last two formations are recognized.

Si bien se reconocen otras formaciones en este grupo, como Cuarri, Motacú, Bocamina, etc., en este análisis sólo se considerarán las definidas por Hess.

Although other formations are recognized within this group, such as the Cuarri, Motacú, Bocamina, among others, this analysis will only consider those defined by Hess.

La Formación Pororó (Hess, 1960), de aproximadamente 100 m de espesor, está formada por brechas en la base, y una secuencia dolomítica en la parte superior. La Formación Piococa (Hess, 1960) está formada por rocas clásticas gruesas, diamictitas, conglomerados y areniscas arcósicas. Los clastos de esta formación están constituidos principalmente por rodados de rocas ígneas y metamórficas de los ciclos previos.

With a thickness of approximately 100 m, at the base, the Pororó Formation (Hess, 1960) is made up by breccias, and by a dolomitic sequence in the upper part. The Piococa Formation (Hess, 1960) is made up by coarse clastic rocks, diamictites, conglomerates and arkosic sandstones. In this formation, the clasts are constituted mainly by metamorphic and igneous rock boulders from the previous cycles.

Finalmente, la secuencia del Grupo Tucavaca concluye con una unidad pelítica, la Formación Pesenema (Hess, 1960), constituida principalmente por lutitas bandeadas, físiles, y fangolitas. Estos sedimentos finos están intercalados por algunos lentes de areniscas arcósicas y conglomerados

Finally, the Tucavaca Group sequence ends with a pellitic unit, the Pesenema Formation (Hess, 1960), made up mainly by banded fissil shale and mudstones. These fine sediments are interbedded by some arkosic sandstone lenses and conglomerates.

De forma restringida al área sureste del Cratón de Guaporé, el Ciclo Brasiliano concluye con los sedimentos depositados en una plataforma carbonatada: las rocas de la Formación Murciélago (Serie de Murciélago de Meave del Castillo et al, 1971). Estas rocas corresponden a calizas arrecifales y no arrecifales (Aguilera, 1994), tienen una amplia extensión areal tanto en territorio boliviano como brasilero, y sobreyacen discordantemente a los sedimentos del Grupo Boquí. Los últimos hallazgos de restos fósiles, en rocas equivalentes de Brasil, permiten asignar estas rocas al Cámbrico inferior (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug, 1985).

Restricted to the area southeast of the Guaporé Craton, the Brazilian Cycle ends with the sediments deposited in a carbonated shelf: the rocks of the Murciélago Formation (Murciélago Series of Meave del Castillo et al, 1971). These rocks pertain to reef and non-reef limestones (Aguilera, 1944). Their area extension is wide in both, Bolivian and Brazilian territory, and they lie in unconformity over the sediments of the Boquí Group. The latest fossil remanent findings in equivalent Brazilian rocks, enable to assigne these rocks to the Lower Cambrian (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug, 1985).

Sobre los carbonatos de la Formación Murciélago se asientan las secuencias del Grupo Santiago (Barbosa, 1949) que pertenecen al Ciclo Cordillerano. Estas rocas están descritas en el capítulo correspondiente a las Sierras y Llanura Chiquitana (p. 115-116), así como las del Ciclo Andino (Portón y siguientes) (p. 117-118).

Belonging to the Cordilleran Cycle, the sequences of the Santiago Group (Barbosa, 1949) settle over the carbonates of the Murciélago Formation. These rocks, as well as those of the Andean Cycle (Portón and the following), are described in the chapter corresponding to the Chiquitos Ranges and Plain (p. 115-116 and 117118).

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Orogenia Brasiliana

Brazilian Orogeny

Varios cuerpos ígneos son atribuidos a una actividad orogénica brasiliana, aunque su actividad no tuvo la magnitud e importancia de las anteriores orogenias (San Ignacio y Sunsás), e incluso existen dudas que las edades obtenidas no reflejen la verdadera edad de la roca. Un ejemplo de esta actividad está reflejada en el enjambre de diques de dolerita de composición gabroica Marrimia, restringidos a la parte meridional del cratón (597 Ma).

Several igneous bodies have been attributed to a Brazilian orogenic activity, although their activity did not have the magnitude nor the importance of the preceding orogenies (San Ignacio and Sunsás). There are even doubts as to whether the ages obtained reflect the actual age of the rock. An example of this activity is reflected in the gabbroic composition Marrimia dolerite dike swarm, which is restricted to the meridional part of the craton (597 Ma).

Recursos minerales

Mineral Resources

Según la leyenda del Mapa Geológico del Area del Proyecto Precámbrico (1976-83), “La más antigua (presencia) mostrada en el mapa es el horizonte grafítico en la Faja de Esquistos de San Ignacio. Oro fue concentrado en venas de cuarzo intruyendo las fajas de esquisto durante la Orogenia San Ignacio. Concentraciones secundarias en aluvio Cuaternario (formaron concentraciones) en pequeña escala. Venas ricas en manganeso están presentes en Serranía San Simón. Columbita-tantalita, berilo y grandes placas de muscovita se encuentran en algunas pegmatitas que fueron intruidas durante la Orogenia Sunsás en las fajas de esquistros del Supergrupo San Ignacio dentro de los límites del Orógeno. La meteorización posterior en ellas produjo reservas sustanciales de caolín. En las mismas pegmatitas, en el área de Ascención de Guarayos, se encuentra casiterita y depósitos aluviales derivados. Bandas de gabro magnetito-cuprífero trazables por más de 10 km conteniendo bornita y calcosina fueron formadas en el Complejo Rincón del Tigre durante la misma orogenia. En el Ciclo Brasiliano, cuerpos estratiformes de manganeso-hierro fueron desarrollados en el Grupo Boquí, y depósitos de amatista/citrino de alta calidad, fueron producidos en zonas de silicificación a lo largo de fallas mayores cortando (la Formación) Murciélago. La pequeña mineralización cuprífera cercana a la discordancia del Grupo Tucavaca en las proximidades de San José, está provisionalmente asignada a este ciclo. El Complejo Carbonático Mesozoico del Cerro Manomó contiene concentraciones de uranio, torio, tierras raras, niobio y fosfatos, mientras que la mineralización de manganeso, ocurre en un filón silíceo de la Serranía Huanchaca. Ciclos de erosión terciarios han producido concentraciones secundarias de niquel sobre rocas ultramáficas del Complejo Rincón del Tigre. No se muestran en el mapa la (presencia) de bauxita ferruginosa, cromita, granates tipo piropo de afinidad kimberlítica; las concentraciones de granate, cianita, sillimanita, estaurolita, feldespato y cuarzo, y los recursos de agregados balastro, piedras de construcción, piedras ornamentales y de afilar, arcilla, caliza, arena y grava.”

According to the legend in the Geological Map of the PreCambrian Project Area (1976-83): “The oldest occurrence shown in the map is a graphitic horizon in the San Ignacio Schist Belt. Gold concentrated in the quartz veins, intruding into the schist belts during the San Ignacio Orogeny. Small scale mining of secondary concentrations in a Quaternary alluvium took place. There are rich manganese veins in the San Simón Ridge. Within the Orogen’s boundaries, there is columbite-tantalite, berylium, and large muscovite plates in some of the pegmatites that intruded into the schists of the San Ignacio Supergroup during the Sunsás Orogeny. In them, the subsequent meteorization produced substantial kaolin reserves. In the Ascención de Guarayos area, there is cassiterite and derived alluvial deposits in these same pegmatites. During the same orogeny, magnetite-cupriferous gabbro bands, traceable for over 10 km and containing bornite and calcosine were formed in the Rincón del Tigre Complex. In the Brazilian Cycle, manganese– iron stratiform bodies developed in the Boquí Group, and high quality amethist/citrine deposits were produced in silicification areas along the major faults that shear the Murciélago (Formation). The little cupriferous mineralization near the unconformity of the Tucavaca Group in the San José surroundings, has been temporarily assigned to this cycle. The Mesozoic Carbonatic Complex of Manomó Hill contains concentrations of uranium, thorium, rare earth, niobium, and phosphates, while the manganese mineralization takes place in a siliceous lode in the Huanchaca Range. Tertiary erosion cycles produced secondary concentrations of nickel over the ultramafic rocks of the Rincón del Tigre Complex. The map does not show the occurrences of ferruginous bauxite, chromite, pyrope-type garnet with kimberlitic affinity, the concentations of garnet, cyanite, sillimanite, staurolite, feldspar and quartz, and the aggregate ballast resources, construction rocks, ornamental and sharpening rocks, clay, limestone, sand and gravel.”

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por / by

CARLOS OVIEDO GOMEZ RICARDO MORALES LAVADENZ BERTRAND HEUSCHMIDT VITALIANO MIRANDA ANGLES REINHARD RÖSLING


Capítulo 8

POTENCIAL DE HIDROCARBUROS HYDROCARBON POTENTIAL Carlos Oviedo Gómez (1) & Ricardo Morales Lavadenz (2)

Introducción

Introduction

El presente capítulo es la compilación sucinta de datos emanados de informes inéditos de YPFB, y de trabajos publicados por ésta y otras compañías, cuyo listado se encuentra al final.

This chapter is a succint compilation of data resulting from unpublished YPFB reports and other papers published by YPFB and other companies. A list of such works is included at the end of this chapter.

El objetivo principal, es brindar una explicación resumida sobre el potencial petrolero existente en cada una de las áreas exploratorias regionales definidas en el país. Los capítulos precedentes de esta Memoria, contienen una descripción completa de las provincias geológicas del país, en cuanto a su morfología, tectónica y ciclos sedimentarios, por lo que al referirnos a estos, solo mencionaremos tópicos relevantes y/o complementarios.

The main objective is to provide a summarized explanation of the oil potential that exists in each of the regional exploration areas defined in the country. The preceding chapters in this Memoir contain a complete description of the country’s geological units, in terms of their morphology, tectonics, and sedimentary cycles. Thus, when we refer to these units, we will only mention relevant or complementary topics.

La primera concesión petrolera en el Subandino Sur fue adjudicada en 1867 a dos alemanes, en una región rica en emanaciones de petróleo. Las primeras perforaciones exploratorias fueron realizadas sin éxito por varias compañías entre 1916 a 1921.

In 1867, the first oil concession in the souther Subandean was awarded to two germans, in a region rich in oil emanations. The first exploratory perforations were carried out with no success between 1916 and 1921.

Una exploración sistemática comienza con la llegada de la Standard Oil en 1922, que hegemónicamente trabaja durante 15 años hasta la creación de YPFB en 1936, descubriendo en ese período los campos Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri (1927) y Camatindi (1929).

A systematic exploration starts with the arrival of Standard Oil in 1922. The company worked hegemonically for 15 years, until the creation of YPFB in 1936. During that period, the Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri (1927) and Camatindi (1929) fields were discovered.

La actividad petrolera desarrollada por YPFB cambia de rumbo la política petrolera del país, recibiendo por decreto todas las concesiones de la Standard Oil. Este nuevo período trascurre hasta la aprobación del código Davenport (1955).

Oil-related activities carried out by YPFB changed the direction of oil policies in the country, whereby Standard Oil was awarded all the concessions by means of a decree. This new period lasted until the approval of the Davenport Code (1955).

El nuevo Código del Petróleo (1956), sobre la base del código Davenport, abrió las puertas a la inversión extranjera. Este período es de gran producción, mayormente por la compañía Bolivian Gulf Oil, sin embargo concluye con la nacionalización de ésta (1969), previa anulación del Código del Petróleo en 1968.

On the basis of the Davenport Code, the new Oil Code (1956) opened the doors to foreign investment. This was a period of great production, mostly by Bolivian Gulf Oil; however, it ends with the nationalization of the above company (1969), with prior annulment of the 1968 Oil Code.

---------(1) (2)

Consultor en Geología, Casilla 1124 - Santa Cruz, Bolivia Consultor en Geofísica, Casilla 3122 - Santa Cruz, Bolivia

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Estos hechos marcan una nueva etapa en la historia petrolera con una inicial hegemonía de YPFB por algunos años. Esta situación termina con la promulgación de una nueva Ley de Hidrocarburos (1972), la cual incentiva nuevamente el ingreso al país de compañías petroleras como Unión Oil, Occidental, Phillips, Lone Star, etc. Con el decreto de Capitalización (1997), YPFB se convierte en un ente fiscalizador, traspasando a la empresa privada las áreas de exploración y producción.

These facts marked a new stage in the oil history, with an initial hegemony by YPFB for some years. This situation ends with the promulgation of a new Hydrocarbon Law (1972), which promotes the entry into the country of oil companies such as Union Oil, Occidental, Phillips, Lone Star, etc. With the Capitalization Decree (1997), YPFB turns into an inspection and control entity, transfering the exploration and production areas to private enterprises.

La producción de hidrocarburos estuvo condicionada al mercado internacional del gas natural. Las variaciones entre 1997 y 1999 son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):

The production of hydrocarbons was conditioned by the international market of natural gas. The variations among 1997 and 1999 are the following (YPFB-VPNC,2000):

PRODUCCION

1997

1998

1999

PETROLEO / CONDENSADO (bpd)

32.625

37.799

32.460

GAS NATURAL (mmpcd)

517,1

519,5

484,1

La variación de las reservas de hidrocarburos del país, entre los años 1997 a 2000, son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):

The variation of the country´s hydrocarbons reserves, among the years 1997 to 2000, are the following (YPFB-VPNC, 2000):

RESERVAS DE PETROLEO/CONDENSADO (Millones de barriles) 1997 PROBADAS (P1) PROBABLES (P2) P1 + P2 POSIBLES

(P3)

P1 + P2 + P3

1998

1999

2000

116

142

152

397

85

75

89

295

201

217

241

692

110

44

97

345

311

260

337

1037

RESERVAS DE GAS NATURAL (Billones (1012) de pies cúbicos) 1997

1998

1999

2000

PROBADAS (P1)

3.75

4.16

5.28

18.31

PROBABLES (P2)

1.94

2.46

3.30

13.90

P1 + P2

5.69

6.62

8.58

32.21

POSIBLES (P3)

4.13

3.17

5.47

17.61

P1 + P2 + P3

9.82

9.79

14.05

49.82

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Aproximadamente 535.000 km2 del territorio nacional (48%), son considerados como áreas con potencial hidrocarburífero. De esta superficie, 124.297 km2 se encuentran en posesión de las empresas privadas, y 410.703 km2 están consideradas como áreas libres, destinadas a futuras adjudicaciones.

Approximately 535,000 km2 of Bolivian territory (48%) are considered as areas with hydrocarbon potential. Out of this surface, 124,297 km2 are in the hands of private companies, and 410,703 km2 are considered as free areas, intended for future concessions.

El desarrollo de las cuencas sedimentarias de importancia petrolera ha estado controlado por los siguientes elementos geotectónicos (Fig. 8.3): Cratón de Guaporé, Macizo Paraguayo o Chaqueño, Macizo Pampeano, Macizo de Arequipa, Alto de Madidi, Alto del Izozog y Alto de Michicola. Los cinco primeros de edad paleoproterozoica y los restantes de edad Jurásico-Neógeno.

The development of sedimentary basins with oil significance has been controlled by the following geotectonic elements (Fig. 8.3): the Guaporé Craton, The Paraguayan or Chaco Massif, the Pampa Massif, the Arequipa Massif, the Madidi Height, the Izozog Height, and the Michicola Height. The first five are of Paleo-Proterozoic age, and the remaining, of Jurassic-Neogene age.

Provincias Geológicas de Bolivia

Geological Provinces of Bolivia

Tomando como base los eventos geológicos comunes, y la similitud de rasgos fisiográficos que caracterizan a las diferentes regiones del país, se establecieron las siguientes provincias geológicas (Fig. 8.2): Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental, Subandino, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal y Cratón de Guaporé.

Taking as basis the common geological events and the similarity of the physiographic features that characterize the different regions in the country, the following geological units were established (Fig. 8.2): Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal plains and Guaporé Craton.

Areas de Exploración

Exploratory Plays

Desde el punto de vista de la exploración hidrocarburífera, se han definido en el país varias áreas de exploración de carácter regional (Fig. 8.1), las que coinciden con algunas provincias geológicas o son parte de ellas. De acuerdo al objetivo de este trabajo, a continuación se describe de manera sucinta el potencial hidrocarburífero correspondiente a cada una de ellas.

From the hydrocarbon exploration point of view, several exploration plays of regional nature have been defined in the country (Fig. 8.1), which coincide with some of the geological units or are part of them. According to this paper’s objective, following is a succint description of the oil potential associated to each of them.

Area Madre de Dios

Madre de Dios Play

Esta área se encuentra ubicada al norte del país (Fig. 8.1), coincide con la provincia geológica del mismo nombre y la cuenca de antepaís Madre de Dios que es la prolongación oriental de su homóloga peruana. En su sector sur, está separada del área exploratoria Beni, por el Alto de Madidi. Su acceso es posible por vía aérea (aeropuerto de Puerto América), o a través de los ríos Madre de Dios, Abuná y Orton. Comprende una superficie aproximada de 61.000 km2.

This area is to the north of the country (Fig. 8.1). It coincides with the geological unit of the same name and with the Madre de Dios foreland basin, which is the eastern extension of its homologue in Peru. In the southern sector, it is separated from the Beni play by the Madidi Height. Access is possible by air (Puerto América airport), or by the Madre de Dios, Abuná and Orton rivers. It comprises a surface area of approximately 61,000 km2.

Esta área cuenta con importantes estudios de prospección aeromagnética, geoquímica y sísmica. La red de líneas sísmicas cubre un 50 % del área. Se perforaron cuatro estructuras (cinco pozos) con buenos indicios de hidrocarburos en los sistemas Devónico y Carbonífero (pozo Pando-X1), véase el Capítulo 5.

Important aeromagnetic, geochemical, and seismic prospecting was carried out it this area. The seismic line network covers 50% of the area. Four structures were bored (five wells), resulting in good indications of hydrocarbons in the Devonian and Carboniferous systems (Pando-X1 well), see Chapter 5.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial de baja altitud y estructuralmente está caracterizada por plegamientos suaves, formando anticlinales de baja amplitud con tendencia de orientación noroeste-sudeste, generados por reactivación moderada de fallas distensivas pre-andinas de basamento. Por interpretación sismoestratigráfica se infiere en la región la presencia de trampas arrecifales y estratigráficas.

Morphologically, this exploratory play corresponds to a low altitude alluvial plain, and structurally features slight folds, forming low amplitude anticlines with a northwest–southeast trend, generated by the moderated jostling of the Pre-Andean distensive basement faults. From the seismostratigraphic interpretation, the presence of reef and stratigraphic traps can be inferred in the region.

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La secuencia estratigráfica en esta área comprende los sistemas Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en las figuras 8.4 a 8.9. La secuencia ordovíciconeógena mencionada, acuña desde el sector oeste, por traslapamiento sobre el basamento hacia el borde de cuenca, y por erosión en diferentes niveles.

In this area, the stratigraphic sequence comprises the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems. The area distribution of the above can be seen in Figures 8.4 through 8.9. The aforementioned Ordovican-Neogene sequence is wedged starting in the western sector by overlapping over the basement near the basin’s border, and by erosion at different levels.

Las características de cuenca cerrada en tres direcciones, y su tectonismo, aunque suavemente plegado, definen a esta área como propicia a la prospección de hidrocarburos, prueba de ello son los trabajos iniciales desarrollados por YPFB y otras compañías.

The feature of basin closed in three of the directions, and its tectonism, though slightly folded, define this area as propicious for hydrocarbon prospecting. The aforementioned is backed by the initial works carried out by YPFB and other companies.

Por análisis de laboratorio de muestras de subsuelo, se determinó en el Devónico y Permocarbonífero la existencia de rocas madre de buena calidad, cuya generación de hidrocarburos ha sido demostrada por el hallazgo de importantes indicios de petróleo y gas, en estos sistemas. Se infiere que la migración es principalmente en sentido lateral, desde la parte profunda de la cuenca hacia su borde, sin descartar la posibilidad de una migración vertical.

Through a lab analysis of subsurface samples, the existence of good quality source rocks was determined during the Devonian and Permian-Carboniferous, the hydrocarbon generation of which has been proved by the finding of important oil and gas indications in those systems. The migration is inferred to be mainly sidewise, from the deep part of the basin towards the border. However, the possibility of vertical migration is not dismissed.

El estudio petrográfico de muestras de pozo determinó buena porosidad y permeabilidad en algunos reservorios arenosos y limolíticos del Devónico y Permocarbonífero. También se consideran como reservorios potenciales las areniscas del Jurásico y Cretácico.

The petrographic study of well samples determined good porosity and permeability in some arenaceous reservoirs and Devonian and Permian-Carboniferous siltstones. The Jurassic and Cretaceous sandstones are also considered as potential reservoirs.

Area Beni

Beni Play

Area exploratoria ubicada en la llanura, entre el Cratón de Guaporé y el Subandino Norte (Fig. 8.1). Tiene una extensión de 89.000 km2, y coincide con la provincia geológica del mismo nombre. Cuenta con accesos terrestre (caminos secun-darios), fluvial (río Beni y Madre de Dios) y aéreo (aeropuerto de Ixiamas).

This exploratory play is located in the plain, between the Guaporé Craton and the North Subandean (Fig. 8.1). It has an extension of 89,000 km2, and coincides with the geological unit of the same name. It is equipped with access by land (secondary roads), river (Beni and Madre de Dios rivers), and air (Ixiamas airport).

En la región se efectuaron trabajos de prospección aeromagnética y sísmica, cuya red de líneas cubre un 40 % del área. En el sur, límite con el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills), se perforaron tres estructuras, habiéndose descubierto hidrocarburos en dos de ellas.

In the region, aeromagnetic and seismic prospecting works were carried out, with a netword of lines covering 40% of the area. To the south, at the boundaries with the Piedmont exploratory play (Boomerang Hills), three structures were bored, and hydrocarbons were found in two of them.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial de poca altitud, caracterizada por numerosos lagos poco profundos, orientados según un sistema de fallas de basamento. En su sector occidental presenta una antefosa (foredeep) que bordea el Subandino Norte, importante por el desarrollo de una secuencia siluro-devónica posible generadora de hidrocarburos. Estructuralmente el área esta caracterizada por plegamientos suaves, formando anticlinales dómicos de baja amplitud, generados por reactivación moderada de fallas pre-andinas de basamento. Sismoestratigráficamente se infieren en la región posibles trampas estratigráficas.

Morphologically, this exploratory play pertains to an alluvial plain of rather low altitude, featured by numerous shallow lakes, which are oriented according to the basement’s fault system. In the western sector, there is a foredeep that borders the North Subandean. The significance of this foredeep is the development of a Silurian-Devonian sequence which could possibly generate hydrocarbons. Structurally, this area features slight folds, forming low amplitude dome sinclines, generated by the moderate jostling of Pre-Andean basement faults. Seismostratigraphically, possible stratigraphic traps can be inferred in the region.

La secuencia estratigráfica representativa de esta área, muestra su máximo desarrollo en la región de antefosa contigua al Subandino Norte, donde se espera una secuencia casi completa, OrdovícicoNeógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9. Esta secuencia acuña por traslapamiento sobre un basamento inclinado hacia el oeste, como por la erosión en diferentes niveles.

This area’s representative stratigraphic sequence displays maximum development in the foredeep region adjacent to the North Subandean, where an almost complete Ordovician - Neogene sequence is expected. The area distribution of such can be observed in the maps in Figures 8.4 through 8.9. This sequence is wedged by overlapping over the basement tilted to the west, and by erosion at different levels.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Dada la presencia de la cuña paleozoica en la zona de la antefosa, donde es posible la generación de hidrocarburos, se considera a esta área como una región potencialmente prospectiva. De acuerdo a los análisis de roca madre y reservorio, efectuados en diferentes lugares del Subandino Norte, así como también a los análisis de rocas paleozoicas atravesadas por pozos en la cuenca del Madre de Dios, se espera para esta área prospectiva la presencia de rocas madre y reservorios en los sistemas Devónico, Jurásico y Neógeno.

Due to the presence of the Paleozoic wedge in the foredeep area, where hydrocarbon generation is possible, this area is considered as a potentially prospective region. According to source and reservoir rock analyses carried out in different locations of the North Subandean, as well as the analysis of Paleozoic rocks crossed through by the well in the Madre de Dios basin, the presence of source rocks and reservoirs in the Devonian, Jurassic and Neogene systems is expected in this prospective area.

En su limite sur, contra el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills) existe una zona denominada "Tierras Bajas", donde se perforaron las estructuras de Patujusal y Los Cusis, productoras de hidrocarburos en la Formación Petaca (Oligoceno superior). Estas estructuras supratenues están relacionadas en su formación, a fallas distensivas pre-andinas de basamento reactivadas, clasificándose como trampas de falla.

At its southern limit, against the Piedmont exploratory play (Boomerang Hills), there is an area called “Lowlands,” in which the Patusujal and Los Cusis structures were bored, both of them being hydrocarbon producers of the Petaca Formation (upper Oligocene). In their formation, these supra-thin structures are related to jostled Pre-Andean distensive basement faults, having been classified as fault traps.

Area Chaco

Chaco Play

Es el área exploratoria de mayor extensión con 119.000 km2 (Fig. 8.1), ubicada al sudeste del país en una llanura cubierta por material aluvial con bajos lomerios de arena del Neógeno y Cuaternario. En esta región se encuentra la zona pantanosa de los Bañados del Izozog, ubicada en la parte central, y que presenta dos sistemas de drenaje fluvial pertenecientes a las cuencas hidrográficas del Amazonas y del Plata. La región dispone de buenas vías de acceso, tanto aérea como por ferrocarril y numerosos caminos secundarios.

With 119,000 km2, this is the exploratory play with the largest extension (Fig. 8.1). It is located southeast, in a plain covered by washout material with low Neogene and Quaternary sand hills. The Bañados de Izozog swampy area is located in this region. It is located in the central part, and presents two fluvial drainage systems that belong to the Amazon and del Plata hydrographic basins. There is good access in the region, both by air and train, as well as by numerous secondary roads.

La zona cuenta con trabajos de prospección aeromagnética, y una red de líneas sísmicas que cubre casi toda el área, así mismo se dispone de información gravimétrica en algunos sectores. Se han perforado cerca de una veintena de estructuras con descubrimiento de hidrocarburos en cuatro de ellas.

The area has been subject to aeromagnetic prospecting works, and the seismic line network covers almost the entire area. Likewise, there is gravimetric information available on some of the sectors. Nearly twenty structures have been bored, having found hydrocarbons in four of them.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura aluvial baja, caracterizada al sudeste por colinas aisladas de poca altitud, correspondientes a afloramientos del Devónico, Carbonífero y Jurásico.

Morphologically, this exploratory play pertains to a low alluvial plain, featured by isolated, low altitude hills, to the southeast, pertaining to Devonian, Carboniferous and Jurassic outcrops.

Desde el punto de vista estructural, la Llanura Chaqueña puede ser dividida por el Alto del Izozog en dos zonas: En la primera, al norte, se presentan grandes estructuras de baja amplitud con orientación NW-SE, generadas posiblemente por reactivación de fallas pre-andinas de basamento y por el levantamiento JurásicoNeógeno del Alto del Izozog. Cuatro de estas estructuras corresponden a campos descubiertos. Sobre la base de estudios sismoestratigráficos, se han localizado en el área zonas de interés para la prospección de trampas estratigráficas. Esta zona comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, que acuñan contra el Cratón de Guaporé, tanto por traslapamiento como por erosión en diferentes niveles.

From the structural point of view, the Chaco Plain can be divided into two areas, separated by the Izozog Height. The first area, to the north, displays large structures of low amplitude and NW_SE orientation. They were probably generated by the jostling of PreAndean basement faults and by the Jurassic-Neogene uplift of the Izozog Height. Four of these structures are open fields. On the basis of seismostratigarphic studies, interest areas for stratigraphic trap prospecting have been located in the area. This area comprises the Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems that are wedged against the Guaporé Craton by both, overlapping and erosion at different levels.

La zona sur corresponde mayormente a un homoclinal que levanta hacia el este, contra el Alto del Izozog y el Alto de Michicola. Si bien la zona es pobre en cantidad de estructuras, existen condiciones favorables para la investigación de trampas estratigráficas.

The southern area pertains mostly to a homocline that rises to the east against the Izozog Height and the Michicola Height. Although this area is poor in structures, there are favorable conditions for the investigation of stratigraphic traps.

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La secuencia estratigráfica de la zona sur presenta los mejores desarrollos en su borde occidental, limítrofe con el área exploratoria Pie de Monte. Está formada por sedimentos de los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Triásico, Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, apreciándose un franco acuñamiento del Triásico al Neógeno hacia el noreste, y al este contra los altos de Izozog y Michicola respectivamente. La distribución areal de los sistemas mencionados en la región se muestra en las figuras 8.4 a 8.9.

The stratigraphic sequence in the southern area displays the best development on its western border, which is the limit with the Piedmont exploratory play. It is made up by sediments of the Silurian, Devonian, Carboniferous, Triassic, Jurassic, Late Paleogene and Neogene systems, displaying a frank wedging of the Triassic to the Neogene, against the Izozog and Michola Heights, in the northeast and in the east, respectively. The area distribution of the aforementioned systems in the region is shown in figures 8.4 through 8.9.

La extensa cuenca siluro-devónica que abarca esta área, alberga unidades marinas con condiciones favorables para la generación, migración y acumulación de hidrocarburos. A su vez se presentan en el Mesozoico y Cenozoico, buen desarrollo de rocas reservorio y sello. Las rocas madre de mayor potencial generador, corresponden al Devónico medio y superior, y según análisis de contenido orgánico se clasifican de pobres a buenas. La generación se produjo desde el Pérmico al Neógeno.

The extensive Silurian-Devonian basin encompassing this area shelters marine units with favorable conditions for the generation, migration and accumulation of hydrocarbons. At the same time, in the Mesozoic and Cenozoic, there is a good development of reservoir and seal rocks pertaining to the Middle and Upper Devonian. According to an organic content analysis, these rocks are classified as poor through good. Generation occured from the Permian to the Neogene.

Una característica especial de esta área, es la presencia de grandes canales en el Carbonífero, los cuales se desarrollaron tanto al norte como al sur y corren de SE a NW en el norte, y S-N en la región sur (Fig. 8.10). Estos canales están rellenados por areniscas macizas, diamictitas y conglomerados que constituyen buenas vías para la migración de petróleo, las mismas que en combinación con rocas sello y una componente estructural pueden constituir excelentes trampas para hidrocarburos.

A special feature in this area is the presence of large canals in the Carboniferous. Such canals developed both in the north and south, and run from SE to NW in the north, and S-N in the southern region (Fig. 8.10). These canals are filled by massive sandstones, diamictites and conglomerates that constitute good migration roads for oil, and in combination with seal rocks and a structural component, they can construct excellent hydrcarbon traps.

Area Subandino Norte

North Subandean Play

Ubicada al NW del país (Fig. 8.1), con una extensión de 44.000 km2, coincide con la provincia geológica del mismo nombre, su límite oriental con el área exploratoria Beni está claramente demarcado tectónica y morfológicamente. El acceso a la región es posible por vía terrestre y aérea, su diseño de drenaje es del tipo enrejado de ríos antecedentes con un gran colector como es el río Beni.

Located to the NW of the country (Fig. 8.1), with an extension of 44,000 km2, it coincides with the geological unit that goes by the same name. Its eastern limit with the Beni play is clearly marked, both tectonically and morphologically. Access to the region is possible by land and air. Its drainage design is of a river grid type, with a large collector like the Beni River.

Se han efectuado en el área algunos trabajos sísmicos de serranía por compañías privadas. Se realizaron también muchos trabajos de prospección geológica de superficie, a cargo tanto de YPFB como de compañías privadas, habiéndose perforado a la fecha cinco estructuras sin éxito.

In the area, private companies have carried out some seismic works on the ridges. Several surface geological prospecting works have also been carried out by both YPFB and private companies. To date, five structures have been bored unsuccessfully.

Morfológicamente esta área corresponde a una zona montañosa de flancos abruptos con amplios valles sinclinales, resultado de una fuerte tectónica de corrimientos, ocurridos entre fines del Mioceno al Plioceno. El área se caracteriza por presentar estructuras comprimidas y complicadas tectónicamente en superficie, y amplias en profundidad.

Morphologically, this area pertains to a mountainous area with abrupt flanks and extensive sincline valleys, resulting from the strong thrust tectonics that took place towards the end of the Miocene to the Pliocene. This area features compressed and tectonically complicated structures on the surface, and extensive ones at depth.

La secuencia estratigráfica de interés petrolero dentro de esta área exploratoria, comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal está indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

Within this exploratory play, the stratigraphic sequence that holds oil-related interest comprises the following systems: Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene. The area distribution of the above systems is shown in the maps pertaining to figures 8.4 through 8.9.

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Estudios geoquímicos efectuados por YPFB y compañías privadas, confirman que en esta área existen rocas madre de buena calidad en el Devónico, Carbonífero y Pérmico, las cuales habrían generado hidrocarburos durante el Neógeno. Así mismo, estudios petrofísicos en estos sistemas, revelan la presencia de reservorios arenosos de buena porosidad. También se considera la existencia de reservorios en el Cretácico y Paleógeno tardío. Las rocas reservorio anteriormente mencionadas cuentan con excelentes rocas sello.

Geochemical studies carried out by YPFB and private companies confirm that there are good quality source rocks in this area, which would have generated hydrocarbons during the Neogene. Likewise, petrophysical studies carried out in these systems reveal the presence of arenaceous reservoirs with good porosity. The existence of Cretaceous and Late Paleogene reservoirs is also considered. The aforementioned reservoir rocks have excellent seal rocks.

Area Subandino Sur

South Subandean Play

Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 75.000 km2, coincide con gran parte del sector sur de la provincia geológica subandina, su limite oriental con el área Pie de Monte es de carácter tectónico y morfológico. El acceso a esta región es posible por vía férrea, aérea, y terrestre con caminos principales y secundarios. El drenaje está controlado por los flancos de las serranías y los valles sinclinales norte-sur, como también por ríos principales de carácter antecedente como los ríos Grande, Parapetí, Pilcomayo y Bermejo.

Located to the south of the country (Fig. 8.1), with an extension of 75,000 km2, this area coincides with a large part of the southern sector of the Subandean geological unit. Its eastern limit with the Piedmont area is of tectonic and morphological nature. Access to this region is possible by train, air, and land, through main and secondary roads. Drainage is controlled by the ridges’ flanks and the north-south sincline valleys, as well as by the main preceding rivers, such as the Grande, Parapetí, Pilcomayo and Bermejo rivers.

El sector oriental sur es parte del área tradicional; dispone de información geológica de superficie y de subsuelo, desde los inicios de la exploración petrolera en Bolivia en 1922, y en ella se encuentran los primeros campos descubiertos como Bermejo, Sanandita, Camiri y Camatindi. Incluyendo esta zona, en toda el área exploratoria se han efectuado hasta hoy numerosos trabajos de prospección geológica de superficie y perforatoria, destacándose la zona sudoccidental como un área promisoria por su contenido de estructuras y condiciones geológicas favorables. En los últimos años, se llevaron a cabo trabajos sísmicos de serranía, así como también estudios geoquímicos. La parte correspondiente al área tradicional tiene un índice de riesgo menor al resto del área.

The south eastern sector is part of the traditional area; there is geological information available regarding the surface and subsurface since the beginning of the oil exploration in Bolivia in 1922, and the earliest open fields, such as Bermejo, Sanandita, Camiri and Camatindi, are located in it. In the entire exploratory play, this area included, numerous surface and perforation geological prospecting works have been carried out to date, among which, the south-western area stands out as a promising area for its structure content and favorable geological conditions. In recent years, seismic works of the ranges and geochemical studies have been carried out. The part pertaining to the traditional area has a lesser risk index than the rest of the area.

Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a las serranías subandinas formadas por una serie de cadenas paralelas norte-sur, con elevaciones entre 1000 y 2000 m, las que están relacionadas a pliegues elongados asimétricos, generados por la orogenia andina dentro de la clásica faja cordillerana plegada y corrida. Los anticlinales, de oeste a este, pasan de muy comprimidos a poco comprimidos. Las edades varían sucesivamente en el mismo sentido, desde el Mioceno medio hasta el Plioceno.

Morphologically, this exploratory play corresponds to the Subandean ranges formed by a series of north-south parallel chains, with elevations ranging between 1000 and 2000 m, which are related to elongated assymetrical folds generated by the Andean orogeny, within a classical range fold-thrust belt. From west to east, the sinclines shift from very compressed to little compressed. The ages vary successively in the same direction, from the Middle Miocene to the Pliocene.

La secuencia estratigráfica de interés de esta área comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal esta indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

In this area, the stratigraphic sequence of interest comprises the Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems. Their area distribution is shown in the maps pertaining to figures 8.4 though 8.9.

Esta área se extiende sobre el sector occidental de la cuenca marina siluro-devónica, en la que las formaciones pelíticas negras del Devónico, fueron las principales generadoras de hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas en las formaciones arenosas. Todas las pelitas mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.

This area extends over the western sector of the Silurian-Devonian sea basin, in which the Devonian black pellitic formations were the main hydrocarbon generators during the Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter proportion.

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Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica, alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La Formación Iquiri tiene reservorios productivos a profundidad media, mientras que las formaciones Santa Rosa y Huamampampa contienen reservorios profundos, tanto productivos como potenciales. Arcillas intercaladas con los reservorios mencionados, son excelentes rocas sello. Existen también reservorios productivos en el Carbonífero, Pérmico, Triásico y Jurásico.

During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos formations alternated with progradation episodes of deltas related to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations, which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri Formation has productive reservoirs at medium depth, while the Santa Rosa and Huamampampa Formations contains deep reservoirs, both productive and potential. The clays interbedded with the above-mentioned reservoirs are excellent seal rocks. There are also productive reservoris in the Carboniferous, Permian, Triassic and Jurassic.

Area Pie de Monte

Piedmont Play

Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 33.000 km2, corresponde en gran parte a la faja oriental del sector sur de la provincia Subandina. Esta área exploratoria en su parte norte (área Santa Cruz-Boomerang) inflexiona hacia el noroeste, extendiéndose hasta las cercanías de Villa Tunari. Se trata de una faja relativamente delgada, de 30 a 60 km de ancho, cuyos limites oriental y occidental con las áreas Subandino Sur y Chaco, respectivamente, son de carácter tectónico y morfológico.

Located in the southern part of the country (Fig. 8.1), with an extension of 33,000 km2, to a great extent this area pertains to a eastern belt of the southern sector of the Subandean unit. In its northern part (Santa Cruz – Boomerang area), this exploratory play bends northwest, extending into the Villa Tunari surroundings. It is a relatively thin belt, approximately 30 to 60 km wide, of which the eastern and western boundaries with the South Subandean and Chaco areas, respectively, are tectonic and morphological in nature.

Por su importancia petrolera esta área cuenta con numerosos estudios de prospección geológica, geofísica y geoquímica. Desde el punto de vista de la actividad exploratoria es considerada como un área madura, siendo la región que contiene el mayor número de campos descubiertos.

Due to its economic importance, this area has been subject of much geological, geophysical and geochemical prespecting. From the point of view of exploratory activity, it is considered as a mature area, containing the largest number of open fields.

La región presenta colinas bajas, que reflejan la menor deformación tectónica del ultimo frente de la orogenia andina, donde son comunes estructuras de baja amplitud con fallamientos de moderado rechazo, constituyendo trampas estructurales abiertas en el Neógeno propicias para el entrampamiento de hidrocarburos.

The region presents low hills, reflecting the lesser tectonic deformation of the Andean orogeny’s last front. Here, low amplitude structures with moderate rejection faultings are common, and constitute open structural traps in the Neogene, which are fit to trap hydrocarbons.

Morfológicamente la zona central-oriental de esta área, corresponde a una llanura semejante a la del área Chaco y solo sus características tectónicas las separan de ella. Desde el punto de vista estratigráfico-estructural, la región se divide en una zona norte y otra sur separadas por el Río Grande.

Morphologically, the central-western part of this area pertains to a plain similar to that of the Chaco area, differing only their tectonic features. From the stratigraphic-structural point of view, the region is divided into a northern area and a southern area, separated by the Grande River.

La secuencia estratigráfica en la zona sur comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, mientras que en la zona norte, esta secuencia se repite hasta el Carbonífero, sobre el cual apoya el Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, ver figuras 8.4 a 8.9.

In the southern area, the stratigraphic sequence comprises the Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene systems, while in the northern area, this sequence repeats itself up to the Carboniferous, over which lean the Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene, see figures 8.4 through 8.9.

La zona norte, limite con el área Beni, conocida como área Boomerang, está caracterizada por ser una zona de transferencia del último frente de deformación andina, donde predominan las trampas de falla, principalmente en su sector central correspondiente a los lomerios de Santa Rosa o Boomerang Hills, cuyas estructuras están alineadas en forma de un arco. Otra particularidad es la presencia de reservorios silúricos, además de los reservorios presentes en los sistemas anteriormente citados .

Limiting with the Beni play, the northern area is known as the Boomerang area. Its feature is being a transference area of the last Andean deformation front, where fault traps prevail mainly in the central sector, which pertains to the Santa Rosa Hills or Boomerang Hills. These hills’ structures are aligned in the shape of an arc. Other distinguishing feature is the presence of Silurian reservoirs, other than the reservoirs present in the aforementioned systems.

Esta área se extiende sobre el sector central de la cuenca marina siluro-devónica (Fig. 8.5), en la que los sedimentos pelíticos de color negro del Devónico fueron los principales generadores de

This area extends over the central sector of the Silurian-Devonian marine basin (Fig. 8.5), in which the Devonian black pellitic sediments were the main hydrocarbon generators during the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas de las formaciones arenosas, todas las pelitas mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.

Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter proportion.

Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica, alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La Formación Iquiri tiene reservorios productivos solo en el sector sur, mientras la Formación Huamampampa contiene reservorios potenciales para algunas estructuras. El mayor volumen de producción de esta área exploratoria proviene de reservorios carboníferos, sin embargo existen producciones importantes en reservorios pérmicos, triásicos, jurásicos, cretácicos y del Paleógeno tardío (estos tres últimos mayormente en el área Boomerang).

During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos formations alternated with progradation episodes of deltas related to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations, which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri Formation has productive reservoirs only in the southern sector, while the Huamampampa Formation contains potential reservoirs for some structures. The largest production volume in this exploratory play comes from Carboniferous reservoirs; however, there is significant production in Permian, Triassic, Jurassic, Cretaceous, and late Paleogene reservoirs (The latter three mainly in the Boomerang area).

Area Altiplano

Altiplano Play

El Altiplano boliviano, es una extensa área exploratoria ubicada entre la Cordillera Oriental y Occidental coincidente con la provincia geológica del mismo nombre. Tiene una extensión de 95.000 km2 (Fig. 8.1) y una variedad de vías de acceso.

The Bolivian Altiplano is an extensive exploratory play located between the Eastern and Western Cordilleres, and coinciding with the geological unit that goes by the same name. It has an extension of 95.000 km2 (Fig. 8.1), and a variety of access routes.

A partir de 1960 tanto YPFB como compañías privadas, efectuaron gran actividad exploratoria relacionada a geología, geofísica, geoquímica y perforación exploratoria, esta ultima consistente en ocho perforaciones dispersas en toda la región, que proporcionaron valiosa información para efectuar una mejor evaluación de los parámetros del sistema hidrocarburífero de la región, también cuenta con fotografías aéreas convencionales e imágenes satelitales.

Since 1960, both YPFB and private companies carried out a great deal of exploratory activity related to the geology, geophysics, geochemistry, and exploratory perforation. The latter refers to eight scattered perforations in the whole region, which provided valuable information to make a better evaluation of the region’s hydrocarbon system parameters. There are also conventional aereal photographs and satellite images.

El Altiplano es una extensa planicie elevada de 150 km de ancho por 800 km de largo, cuya altitud fluctúa entre los 3.650 a 4.000 m, constituida por profundas fosas y depresiones neógenas rellenadas con sedimentos sinorogénicos neógenos y cuaternarios. En esta planicie emergen serranías aisladas con alturas que llegan a los 4.800 m, integradas por rocas sedimentarias proterozoicas, paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas, de esta última edad también se presentan rocas ígneas. Colectores del sistema de drenaje son los lagos Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m) y los salares de Uyuni (3730 m) y Coipasa (3653).

The Altiplano is an extensive elevated plain of a width of 150 km by a length of 80 km. Its altitude ranges between 3,650 and 4,000 m. It is made up by deep trenches and Neogene depressions infilled with synorogenic Neogene and Quaternary sediments. In this plain, isolated ranges rise, reaching up to 4,800 m, and made up by Proterozoic, Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic sedimentary rocks. There are also igneous rocks of the latter age. The drainage system’s collectors are the lakes Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m), and salars Uyuni (3730 m) and Coipasa (3653 m).

Estructuralmente el Altiplano se puede dividir longitudinalmente en dos partes, una occidental y otra oriental, la primera caracterizada por hemigrábens neógenos, formados a lo largo de fallas transcurrentes sinistrales de rumbo N-S, que formaron estructuras por inversión tectónica durante la compresión Andina, con buenas condiciones estructurales para el entrampamiento. Los depósitos asociados de relleno son sinorogénicos continentales y tienen como fuente de aporte la Cordillera Occidental de carácter volcano-sedimentario. La secuencia estratigráfica de esta parte occidental, comprende al Paleozoico indiferenciado, Cretácico, Paleógeno y Neógeno, secuencia que descansa sobre el Proterozoico.

Structurally, the Altiplano can be divided lengthwise into two parts: the eastern and western parts. The former features Neogene hemigrabens formed along the N-S trend transcurrent sinistral faults that formed structures by tectonic inversion during the Andean compression, with good structural conditions for entrapment. The associated infill deposits are continental synorogenic, and have the Western Cordillera, of volcanosedimentary nature, as input source. The stratigraphic sequence of this western part comprises the undifferentiated Paleozoic, Cretaceous, Paleogene and Neogene. This sequence rests upon the Proterozoic.

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La parte oriental está caracterizada por un sistema de cabalgamientos con vergencia oeste, y cabalgada por la Cordillera Oriental, con la acumulación de gran cantidad de conglomerados neógenos sinorogénicos con clastos paleozoicos procedentes del este. La secuencia estratigráfica comprende al Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno y Neógeno (el Devónico-Triásico en el sector del lago Titicaca). El Cretácico está bien desarrollado y expuesto al oeste y sur del lago Poopó. Los anticlinales formados por la orogenia andina en esta área oriental, son generalmente de baja amplitud con fallas de buzamiento este, los que se consideran como buenas trampas para hidrocarburos, y es en esta área donde se ubican la mayor parte de las estructuras perforadas. En el sector sur de esta parte existen también trampas complejas formadas por transpresión sobre fallas de rumbo, afectadas por diapirismo y fallamiento.

The eastern part features a thrusting system with west vergence, ridden by the Eastern Cordillera, with the accumulation of a large number of Neogene synorogenic conglomerates, with Paleozoic clasts coming from the east. The stratigraphic sequence comprises the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Triassic, Cretaceous, Paleogene and Neogene (the DevonianTriassic in the lake Titicaca sector). The Cretaceous is well developed and exposed to the west and south of the Poopó Lake. In this eastern area, the anticlines formed by the Andean orogeny are generally of low amplitude, with east dip faults. These anticlines are considered as good hydrocarbon traps. Most of the bored structures are located in this area. In the southern sector, there are also complex traps formed by the transpressure over strike faults affected by diapyrism and faulting.

En toda el área, para la secuencia continental y marina jurásicacretácica-paleocena, se define un modelo tectono-estratigráfico complejo, con el desarrollo de sistemas de rifts emplazados sobre fallas antiguas extensionales o de cizalla (Fig. 8.11). En el limite oriental del Altiplano, está ubicado el "Alto Tectónico de OruroCarata", de rumbo NNW-SSE, que separa el rift altiplánico del rift cordillerano de Maragua. La distribución areal de todas las secuencias estratigráficas mencionadas pueden observarse en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.

For the continental and Jurassic–Cretaceous-Paleocene marine sequence, in the whole area, a complex tectonic-stratigraphic model is defined, including the development of rift systems bedded over odl extensional or shear faults (Fig. 8.11). In the Altiplano’s eastern limit, the “Oruro-Carata Tectonic Height” is located with NNW-SSE trend, separating the High Plateau rift from the Maragua range rift. The area distribution of all the abovementioned stratigraphic sequences can be seen in the maps pertaining to the figures 8.4 through 8.9.

La presencia de roca madre en la parte occidental del área es incierta, mientras que en el sector oriental se han determinado buenas rocas madre en la Formación el Molino, la Formación Chaunaca y el Devónico. Las rocas madre cretácicas estuvieron en diferentes estadios dentro la ventana del petróleo durante el Neógeno.

The presence of source rock in the western part of the area is uncertain. Meanwhile, good source rocks have been determined to be present in the El Molino and Chaunaca formations, as well as in the Devonian. During the Neogene, the Cretaceous source rocks were at different stades within the oil window.

En las secuencias estratigráficas arriba mencionadas abundan tanto rocas reservorio como rocas sello. Si bien esta región no es productiva en la actualidad, existen dos referencias importantes de producciones asociadas, como son el campo agotado de petróleo de Pirín en la parte peruana del lago Titicaca y los campos en actual producción del Palmar Largo, Caimancito y otros en el norte argentino, siendo la Formación Yacoraite la productora, equivalente a la Formación cretácica El Molino. Estas referencias mantienen el interés exploratorio del área.

In the above-mentioned stratigraphic sequences, there are plenty reservoir and seal rocks. Although this region is not currently productive, there are two important references of associated productions, such as the depleted oil field of Pirín, in the Peruvian part of Lake Titicaca, and others in northern Argentina, where the Yacoraite Formation, equivalent to the Cretaceous El Molino Formation is the producer. These references maintain the exploratory interest in the area.

Area Pantanal

Pantanal Play

Es una región pequeña de llanura, ubicada en el extremo oriental del país (Fig. 8.1), en área de influencia del Cratón del Guaporé. Coincide con la provincia geológica del mismo nombre y es parte de la cuenca vecina del Pantanal brasileña. En vista de no tener suficientes conocimientos geológicos del área, se considera a la misma, como área potencial para futuras investigaciones, por tanto, esta área no será discutida en este capítulo.

It is a small plain region, located in the eastern end of the country (Fig. 8.1), in the Guaporé Craton influence area. It coincides with the geological unit that goes by the same name, and is part of the neighboring Brazilian Pantanal basin. In view of the insufficient geological knowledge of the area, this region is considered as potential for future investigations; therefore, this area will not be discussed in this chapter.

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Referencias

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Fig. 8.1 Areas de Exploración / Exploration Plays 1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Subandino Norte, 5) Subandino Sur, 6) Pié de Monte, 7) Altiplano, 8) Pantanal.

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Fig. 8.2 Provincias geológicas / Geological Provinces 1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Cratón de Guaporé, 5) Subandino, 6) Cordillera Oriental, 7) Altiplano, 8) Pantanal, 9) Cordillera Occidental.

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Fig. 8.3 Unidades Geotectónicas / Geotectonics Units 1) Cratón de Guaporé, 2) Macizo de Arequipa, 3) Macizo Pampeano, 4) Macizo Paraguayo, 5) Alto Madidi, 6) Alto del Izozog, 7) Alto de Michicola

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Fig. 8.4 Cuenca Tacsariana: Cámbrico superior-Ordovícico Tacsarian Basin: Upper Cambrian – Upper Ordovician a) Enadere – Tarene, b) Anzaldo - San Benito, c) Iscayachi - Cieneguillas, d) Avispas, e) Camacho – Sama.

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Fig. 8.5 Cuenca Cordillerana: Silúrico inferior – Carbonífero inferior Cordilleran Basin: Lower Silurian – Lower Carboniferous a) Río Carrasco – Kaka; b, e, g) Cancañiri – Saipurú; c, d) Cancañiri – Collpacucho; f, h, i) El Carmen – Limoncito.

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Fig. 8.6 Cuenca Subandina: Carbonífero superior – Triásico superior Subandean Basin: Upper Carboniferous – Upper Triassic a) Yaurichambi – Bopi; b) Grupo Titicaca; c, d) Grupos Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.

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Fig. 8.7 Cuenca Andina I (a): Jurásico inferior – Cretácico superior Andean I (a) Basin: Lower Jurassic – Upper Cretaceous a) Beu ; b, d) Entre Ríos – Cajones; c) La Puerta – El Molino; e) Condo – El Molino

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Fig. 8.8 Cuenca Andina I (b): Paleoceno Andean I (b) Basin: Paleocene a) Eslabón – Flora; b) Cajones (parte); c) Santa Lucía – Tiahuanacu; d, e) Santa Lucía – Potoco.

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Fig. 8.9 Cuenca Andina II: Oligoceno superior – Presente. Andean II Basin: Upper Oligocene – Present a) Bala – Tutumo; b) Coniri – Ulloma; c) San Vicente – Los Frailes; d) Petaca – Emborozú.

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Fig. 8.10 Paleocanales carboníferos: Grupo Macharetí. Carboniferous paleochannels: Macharetí Group. a) Montecristo; b) Río Grande; 3) Tita; 4) Camiri, 5) Estructura de Tucavaca.

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1) Santa Lucía, 2) El Molino, 3) Chaunaca, 4) Aroifilla, 5) Miraflores, 6) Tarapaya, 7) Sucre, 8) Ravelo, 9) Torotoro, 10) La Puerta, 11) Condo, 12 Yura. (Fuente: Meneley Enterprices Ttd.)

Fig. 8.11 Cuenca Andina: Cretácico – Paleoceno. Andean Basin: Cretaceous – Paleocene

REVISTA TECNICA DE YPFB JUNIO 2000


Capítulo 9

LAS PROVINCIAS Y EPOCAS METALOGENICAS DE BOLIVIA EN SU MARCO GEODINAMICO BOLIVIAN PROVINCES AND METALOGENETIC EPOCHS IN ITS GEODYNAMIC CONTEXT Bertrand Heuschmidt (1) & Vitaliano Miranda-Angles (2)

Situada en el centro del continente sudamericano, Bolivia ocupa una posición geológica, y por tanto metalogénica, privilegiada, participando a la vez del escudo brasileño, del orógeno andino y de las cuencas amazónica y platense. Cada una de estas megaunidades morfoestructurales se caracteriza por una historia geológica propia. El escudo precámbrico es el producto de varios ciclos sedimentarios y orogénicos proterozoicos a los que sucedió un largo período de relativa estabilidad, de pedogénesis y de aluvionamiento hasta el presente. Las cordilleras y altiplanicies de los Andes Centrales, eslabones del cinturón móvil circumpacífico, se plasmaron a través de una sucesión de fases tectónicas y plutonovolcánicas que alternaron con períodos cada vez más breves de sedimentación detrítica, marina y luego terrígena. Por su lado las cuencas del Amazonas y del Río de la Plata, cuya porción boliviana constituye la llamada llanura Chaco-Beniana, fueron modeladas por los ciclos plio-cuaternarios de degradación y agradación fluviales resultantes, sobre todo, de la neotectónica regional y, aguas arriba, de los cambios de perfil hidrográfico ligados a los movimientos tardiorogénicos andinos.

Located in the center of the South American Continent, Bolivia has a priviliged geological, and therefore metallogenic position, being part at the same time of the Brazilian shield, Andean orogen, and the Amazon and La Plata basins. Each one of these morphostructural megaunits are characterized by their own geological history. The Pre-Cambrian shield is the product of several Proterozoic sedimentary and orogenic cycles, which were followed by a long period of relative stability, pedogenesis and outwash lasting into the present. As links of a circumpacific mobile belt, the cordilleras and altiplanicies of the Central Andes were molded through a succession of tectonic and pluton-volcanic phases which alternated with decreasingly shorter detrital, marine and later terrestrial sedimentation periods. The Amazon basins, and Río de la Plata basins on their part, make up the so-called Chaco-Beni Plain, were modelled by Plio-Quaternary fluvial degradation and gradation cycles, which resulted mostly of the regional neotectonics, and upstream, of the hydrographic profile linked to the late orogenic Andean movements.

A la evolución geodinámica contrastada de estas tres unidades geoestructurales corresponden historias metalogénicas igualmente contrastadas. En el escudo precámbrico han sido identificadas tres épocas metalogénicas proterozoicas vinculadas con los ciclos sedimentarios y tectono-magmáticos San Ignacio (aprox. 1600 (?)– 1300 Ma), Sunsas (aprox. 1300–950 Ma) y Brasiliano (aprox. 650– 500 Ma), otra, menor jurásico-cretácica en relación con un magmatismo alcalino anorogénico y una quinta cenozoica fruto de varios ciclos meteóricos continentales. El cinturón orogénico andino fue escenario de dos ciclos metalogénicos mayores: el primero asociado a un plutonismo ácido de edad triásico-jurásica, el segundo, que fue de lejos el más desarrollado y productivo en

The contrasted geodynamic evolution of these three units has equally contrasted metallogenic histories. At the Pre-Cambrian shield, three Proterozoic metallogenic eras have been identified, linked to the sedimentary and tectonic-magmatic San Ignacio (approx. 1600 (?)–1300 Ma), Sunsas (approx. 1300–950 Ma) and Brazilian (approx. 650–500 Ma) cycles, a smaller JurassicCretaceous one, pertaining to an alkaline anorogenic magmatism, and a fifth Cenozoic one, product of several continental meteoric cycles. The Andean orogenic belt was the set of two major matellogenic cycles: the first one is associated to an acidic plutonism of Triassic-Jurassic age; the second was by far the most developed and productive cycle in Bolivia, controlled by a

---------(1) Consultor en Metalogenia, Casilla 13803, La Paz, Bolivia (2) Consultor en Geología, SERGEOMIN, Casilla 2729, La Paz

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Bolivia, controlado por una diversidad de procesos de actividad tectono-termal, de sedimentación terrígena epicontinental y de erosión postectónica relacionados con las fases sucesivas de diastrofismo andino desde el final del Paleógeno hasta el Reciente. Por último, la acumulación de aluviones en la llanura ChacoBeniana, consecuencia de varios episodios neógenos a holocenos de reajuste isostático postcinemático y epirogénico (o aún de deshielo interglaciar) en los Andes Orientales y su piedemonte, estuvo acompañada, en el extremo norte del país, por la formación recurrente y en gran escala de placeres fluviátiles antiguos y modernos de oro procedente de los afloramientos paleozoicos mineralizados de la Cordillera Oriental.

diversity of processes including tectonic-thermal activity, epicontinental terrigenous sedimentation and post-tectonic erosion, related to succesive Andean diatrophism phases, from the end of the Paleogene until the Recent. Last, at the northern end of the country, in the Eastern Andes and their piedmont, the accumulation of alluvia at the Chaco-Beni Plain, as consequence of several Neogene to Holocene isostatic, post-kynematic, and epirogenic readjustment (or even interglacier defrosting) episodes, was accompanied by the recurrent and large-scale formation of old and modern fluviatile gold placers, originated in the mineralized Paleozoic outcrops of the Eastern Cordillera.

Dadas las evoluciones metalogénicas complejas y dispares de las grandes regiones fisiográficas y geológicas de Bolivia, la sinopsis que sigue tiene el propósito de explicar la yacimentología y los ciclos de mineralización de cada una de ellas a la luz de su historia geodinámica específica, enfocada dentro de un contexto geotectónico global.

Given the complex and uneven metallogenic evolutions of the large physiographic and geologic regions of Bolivia, the aim of the following synopsis is to explain the study of reservoirs and the mineralization cycles of each of them, in light of their specific geodynamic histories, and focused on the global geotectonic context.

ESCUDO PRECAMBRICO

PRE-CAMBRIAN SHIELD

El escudo precámbrico boliviano, cuyos recursos minerales fueron apenas explorados y explotados en el pasado (con excepción, hasta cierto punto, del oro), se ha convertido recientemente en uno de los más concurridos campos de prospección minera del país.

With mineral resources barely explored and exploited in the past (to some extent with the exception of gold), the Bolivian PreCambrian shield recently became on of the most attended mineral prospecting fields in the country.

Las fajas metálicas precámbricas

The Pre-Cambrian Metallic Belts

Tres fajas metalíferas mayores se suceden subparalelamente de N a S en el escudo proterozoico boliviano (fig. 9.1). De orientación general NW-SE y de edad media decreciente hacia el S, están estrechamente ligadas, tanto espacial como genéticamente, a los cinturones orogénicos de San Ignacio, Sunsas y Tucavaca. Se trata de la faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá, de la faja polimetálica de Sunsas y de la faja ferro-manganesífera de MutúnTucavaca. Los distintivos metalogénicos de cada una se hallan resumidos a continuación de acuerdo al orden cronológico de las épocas de mineralización y a la perspectiva global geodinámica de esta reseña.

Three major metalliferous belts follow one another subparallely from N to S in the Bolivian Proterozoic shield (fig. 9.1). With a general NW-SE trend, and a mean age decreasing towards the south, they are spatially and genetically linked to the San Ignacio, Sunsas and Tucavaca orogenic belts. These belts are the goldmanganese belt of the Paraguá Craton, the polymetallic belt of Sunsas and the iron-manganese belt of Mutún-Tucavaca. The metallogenic features of each are summarized as follows, according to the chronological order of the mineralization eras, and the global geodynamic perspective in this overview.

Faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá

Gold-manganese Belt of the Paraguá Craton

Esta franja metalífera fronteriza de difícil acceso y de limitado interés económico cuyo eje fisiográfico es el valle del río Paraguá se desarrolla por 300 km, con 150 km de anchura máxima en territorio boliviano, desde la Serranía San Simón al NNW hasta la Provincia Alcalina de Velasco al SSE. A pesar de su aparente unidad geotectónica, es una provincia mineral compósita, “heterotípica” y “heterocrónica” (cf. Routhier 1980) por cuanto engloba, dispersos hacia sus márgenes, depósitos de diversos tipos, metales y edades.

With its physiographic axis at the Paraguá River valley, this frontier metalliferous belt of difficult access and limited economic interest unfolds for 300 km from the San Simón range to the NNW up to the Alkaline Province of Velasco to the SSE, with a maximum width of 150 km in Bolivian territory. In spite of its apparent geotectonic unit, it is a “heterotypical” and “heterochronical” composite mineral province (cf. Routhier 1980) since it includes deposits of a variety of types, metals, and ages, which become dispersed close to the margins.

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Fig. 9.1 Provincias metalíferas de Bolivia. Metalliferous provinces of Bolivia Su historia metalogénica se divide claramente en cuatro épocas: Proterozoico Medio, Mesozoico superior, Paleógeno y Cuaternario, las dos primeras con mineralizaciones endógenas y las dos últimas con removilizaciones exógenas de las menas anteriores. La más

Its metallogenic history is divided in four epochs: Middle Proterozoic, Upper Mesozoic, Paleogene and Quaternary. The first two feature endogenous mineralizations and the remaining two, exogenous re-mobilizations of the former´s ores. The oldest, and at

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antigua, y a la vez la más productiva, fue la época de la orogénesis San Ignacio (aprox. 1400-1280 Ma), cuya intensa actividad tectono-metamorfo-magmática dio origen a los filones y saddle reefs sin a tardicinemáticos de oro mesotermal y, subsidiariamente, de manganeso epitermal del cinturón de esquistos epizonales San Ignacio de San Simón (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).

the same time, most productive was the San Ignacio orogenesis era (approx. 1400-1280 Ma), with an intense tectonic metamorphic and magmatic activity which gave place to the San Ignacio of San Simón lodes and saddle reefs, syn- to late kynematic, of mesothermal gold, and subsidiarily, of epithermal manganese epizonal schists (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).

Mucho después, en el Jurásico superior-Cretácico, tuvo lugar un ciclo tafrogénico anorogénico, pues ya intracratónico, de alcance supracontinental (fragmentación del Gondwana, apertura del Atlántico) cuyos resultados más visibles, en el extremo SSE de la faja, fueron la intrusión de magmas alcalinos y la inyección posterior de fluidos hidrotermales a lo largo de profundas fracturas corticales de tensión de rumbo variable. Los intrusivos alcalinos (foyaitas, pulaskitas, nordmarkitas, sienitas, carbonatitas, etc.) comprenden los 15 plutones y múltiples diques ígneos satélites del Complejo Alcalino de Velasco, emplazados hace unos 140 Ma durante la transición Jurásico-Cretácico y casi todos alineados sobre el eje SW-NE de un presunto rift abortado, así como, sobre la prolongación NE del mismo eje, los diques subvolcánicos anulares y esporádicos necks aglomerádicos del Complejo Carbonatítico neocretácico de Manomó, muy silicificado y luego débilmente mineralizado en elementos litófilos (U–tierras raras–Th–Nb) y Au (Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). En cuanto a la fase hidrotermal postintrusiva, se tradujo por la formación, en gran parte del escudo precámbrico, de un sinnúmero de extensos y muy potentes (hasta unos 100 m) diques multidireccionales de cuarzo brechoso. Estos diques, considerados subcontemporáneos del complejo intrusivo de Manomó alrededor del cual abundan particularmente, han sufrido como éste una alteración hipógena penetrativa, seguida por una brechificación y por la inyección fisural tardía de vetillas de sílice ferruginosa (Appleton et al. 1983). En la Serranía Huanchaca fueron señalados (Litherland 1982) pequeños diques de jasperoides brechificados e incluso, en el Cerro Negrito, vestigios de filones de criptomelano acicular bandeado asociados a dichos diques: tal depósito filoniano, que constituye una preconcentración subeconómica de Mn, es de carácter epitermal superficial, atribuible a fuentes termales vulcanógenas activas en las postrimerías del ciclo riftogénico cretácico.

Much later, during the Upper Jurassic-Cretaceous, an already intercratonal, taphrogenic anorogenic cycle with continental reach took place (fragmentation of the Gondwana, opening of the Atlantic), which had more visible results: at the SSE end of the belt, the intrusion of alkaline magmas and the later injection of hydrothermal fluids along the deep crustal tension crevasses of variable trend. The alkaline intrusives (foyalites, pulaskites, nordmarkites, syenites, carbonatites, etc.) comprise the 15 plutons and multiple satellite igneous dikes of the Velasco alkaline Complex, which were emplaced about 140 Ma ago, during the Jurassic-Cretaceous transition, almost all of them are aligned over the SW-NE axis of the pressumed aborted rift, as well as the anular subvolcanic dikes and sporadic agglomeradic necks of the Manomó Neo-Cretaceous Carbonatitic Complex, over the NE extension of the same axis, which were sillicified and later weakly mineralized into litophyllic elements (U-rare earths-Th-Nb) and Au (Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). With regards to the post-intrusive hydrothermal phase, in a large portion of the shield, it was translated by the formation of a countless number of extensive and very powerful multidirectional brecciated quartz dikes (up to 100 m). These dikes, considered as sub-contemporary to the Manomó intrusive complex, around which there are plenty of them, and just like it, have experienced a penetrative hypogene alteration, followed by a brecciation and the late injection of ferruginous silica veins in the fissures (Appleton et al. 1983). In the Hunachaca Range, small jasperoid brecciated dikes (Litherland 1982) and, at Cerro Negrito, even vein remains of banded acicular cryptomelane, related to such dikes; making up a sub-economic Mn preconcentration, such vein deposit is superficial epithermal in nature, and can attributed to active vulcanogene thermal springs during the final years of the Cretaceous riftogenic cycle.

En el transcurso del Cenozoico, la mineralización primaria de manganeso del Cerro Negrito fue removilizada por varias fases de erosión - lateritización post-epirogénicas y, en especial, enriquecida hasta un grado virtualmente comercial por la primera y más penetrativa de ellas que, probablemente en el Oligoceno, formó la vasta superficie de peneplanización Pega Pega que no es sino la Superficie Sul-Americana de Brasil (Litherland 1982).

In the course of the Cenozoic, the primary manganese mineralization of Cerro Negrito was re-mobilized by several erosion-post-epirogenic lateritization phases, and was specially enriched up to a virtually commercial extent by the first and probably most penetrative of these phases, which probably formed the vast Pega Pega peneplanation surface during the Oligocene. The latter is nothing but the South American Surface of Brazil (Litherland 1982).

Finalmente, la erosión cuaternaria de las vetas auríferas mesoproterozoicas de la Serranía San Simón originó alrededor de ésta una serie de placeres proximales de cauce actual y terrazas principalmente y coluviales, de paleocanales o eluviales ocasionalmente que, aunque modestos, resultan ser los mayores yacimientos metálicos explotados hasta ahora en la faja metalogénica del cratón de Paraguá (Biste et al. 1991).

Finally, the Quaternary erosion of the Meso-Proterozoic gold veins of the San Simón Range originated a series of proximal placers, mainly of current riverbeds and terraces, and occasionally paleocanal colluvial or elluvial placers. Although modest, these placers are the largest metallic beds exploited so far at the metallogenic belt of the Paraguá Craton (Biste et al. 1991).

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Faja polimetálica de Sunsas

Polymetallic Belt of Sunsas

Heterotípica y heterocrónica como la precedente, esta faja, que a grandes rasgos sigue el reborde sudoccidental del escudo precámbrico boliviano, es la más extensa de éste, alargándose por más de 750 km en dirección NNW-SSE a WNW-ESE entre los distritos de Huachi y de Rincón del Tigre con un ancho variable de 20 a 100 km. Es también la más rica del escudo en metales no ferrosos, particularmente en oro y metales de base, y por eso la más activamente prospectada en la actualidad. En el plano metalogénico, difiere de la anterior por dos características fundamentales:

Heterotypical and heterochronical as the former one, following roughly the southwestern border of the Bolivian Pre-Cambrian shield, this belt is the most extensive belt of such shield, extending for over 750 km with a NNW-SSE to WNW-ESE trend between the Huachi and Rincón del Tigre districts, and with a variable width of 20 to 100 km. It is also the belt in the shield richest in non-iron metals, particularly in gold and base metals. Therefore, it is currently subject of the most active prospecting. At the metallogenic plane, it differs from the preceding belt in two main characteristics:

?? Contiene varios cinturones de esquistos San Ignacio dotados de secuencias y mineralizaciones volcano-sedimentarias comprobadas o fuertemente presumidas.

Falla / Fault


??

It contains several San Ignacio schist belts, provided with proven or strongly pressumed volcanosedimentary sequences and mineralizations.

Observado Observed


Po Po>Sph Au-Ag-Apy-Po Sph>Po

Py

Po>Sph

Au-Cpy Po-Py

Zona enriquecida en alúmina y boro High alumina and boron zone

Filita negra Black phyllite

Apy

Arsenopirita Arsenopyrite

Mineralización de oro diseminado Disseminated gold mineralization

Filita negra metalífera Metalliferous black phyllite

Cpy

Calcopirita Chalcopyrite

Po Formación ferrífera bandeada Banded iron formation Py Chert exhalativo Exhalative chert Sph

Oro en venillas Stringer gold Silicificación Silicification

Riolita, riodacita Rhyolite, rhyodacite

Pirrotina Pyrrhotite Pirita Pyrite Esfalerita Sphalerite

Argilita clorítica Chloritic argillite

Fig. 9.2 Modelo metalogénico del yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (según Adamek et al. 1996) / Metallogenic model for the Puquio Norte sedex gold deposit (after Adamek et al. 1996)

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?? Después del ciclo San Ignacio, estuvo sometida a una enérgica reactivación tectono-termal durante la orogénesis Sunsas que, además de crear sus propias concentraciones metálicas de filiación magmática, removilizó las mineralizaciones volcanosedimentarias o filonianas del ciclo San Ignacio y reconcentró localmente sus elementos económicos en forma de vetas de secreción más o menos proximal, conforme al concepto de herencia metalogénica (Routhier 1980).

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After the San Ignacio cycle, it was subjected to an energetic tectonic-thermal jostling during the Sunsas orogenesis, which, in addition to creating its own magmatic filiation metallic concentrations, also re-mobilized the volcanosedimentary or phyllonian mineralizations of the San Ignacio cycle, and re-concentrated locally its economic elements in the form of more or less proximal secretion veins, according to the metallogenic inheritance concept (Routhier 1980).

Cinco son las épocas significativas de concentración metálica que han dado a esta faja su aspecto presente. La primera y la de mayor interés actual para la prospección minera corresponde a la supuesta etapa inicial de sedimentación (1600 (?)–1350 Ma) del ciclo mesoproterozoico San Ignacio, la cual, como se ha visto más arriba, estuvo acompañada de cierta actividad volcánica y exhalativa metalotecta ya detectada o inferida, estos últimos años, en una serie de cinturones de esquistos San Ignacio componentes de la faja en cuestión. Es así que, en el cinturón débilmente metamorfizado de Ñuflo de Chávez, Adamek et al. (1996) han podido identificar una genuina secuencia volcano-sedimentaria (Grupo Naranjal) de posible origen riftal ensiálico, con un volcanismo bimodal predominantemente básico; una meta BIF de esta secuencia alberga el yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (fig. 9.2 ), hoy sugestivamente el primero del escudo boliviano en ser explotado a escala industrial. Más recientemente, un importante yacimiento de sulfuros cupro-auríferos masivos, el de Miguela, ha sido descubierto dentro de una pila volcano-sedimentaria comparable, aunque más proximal y ácida, del vecino cinturón de esquistos de Guarayos. Ultimamente, otros depósitos auríferos de los dos tipos anteriores estaban en curso de exploración en el cinturón de Ñuflo de Chávez. Si asumimos una similar génesis volcano-sedimentaria, muy verosímil, para el protolito (en parte cálcico y carbonatado) del yacimiento estratoligado igualmente cupro-aurífero de Don Mario en el sureño cinturón de esquistos de Cristal (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), resulta notorio que todas las mineralizaciones vulcanógenas singenéticas reconocidas hasta el momento en el escudo están estrechamente ligadas al arco principal SW de cinturones de esquistos del Supergrupo San Ignacio, arco que, precisamente, constituye el metalotecto troncal de la faja mineralizada de Sunsas. Ello significa que, de complementarse estos hallazgos aún aislados de Au y Cu estratiformes a estratoligados con otros dentro de los demás cinturones (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) del mismo arco, dicha provincia metalogénica llegaría a convertirse en la primera faja volcanosedimentaria metalífera evidenciada en Bolivia y por lo tanto, indudablemente, no sólo en el área prospectiva prioritaria del cratón precámbrico que ya es de hecho, sino incluso en una de las principales de todo el país.

Five are the significant metallic concentration eras that have shaped the current appearance of this belt. The first and of greater current interest for mining prospecting is the initial superimposed sedimentation stage (1600 (?)–1350 Ma) of the San Ignacio MesoProterozoic cycle, which, as mentioned above, was accompanied by volcanic and metallotect exhalative activity, which, during the last few years was already detected or inferred in a series of San Ignacio schist belts making up said belt. Thus, Adamek et al. (1996) have been able to identify a genuine volcanosedimentary sequence (Naranjal Group) in the weakly metamorphized Ñuflo de Chávez belt. This sequence possibly has a riftal ensialic origin with a predominantly basic bimodal volcanism; a meta BIF in this sequence harbors the sedex gold bed of North Puquio (fig. 9.2), suggestively nowadays the first bed in the Bolivian shield to be exploited at industrial scale. More recently, an important massive copper and gold sulphur bed, namely the Miguela bed, has been discovered within a volcanosedimentary stack comparable, although more proximal and acidic, to the neighboring Guarayos schist belt. Lately, other gold deposits of the previous types were programmed to be explored at the Ñuflo de Chávez belt. If we assume a similar volcanosedimentary genesis, which is very plausible, for the protolith (in part calcic and carbonated) of the strata-related, equally copper and gold-bearing Don Mario bed in the southern Cristal schist belt (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), it is evident that all the vulcanogenic syngenetic mineralizations recognized to date in the shield, are closely linked to the main SW arc of the San Ignacio Supergroup schist belt. Precisely such arc makes up the trunk metallotect of the Sunsas mineralized belt. This means that, if these still isolated stratiform to strata-related Au and Cu findings were to be complemented with other findings within the other belts (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) in the same arc, such metallogenic province would become the first metalliferous volcanosedimentary belt seen in Bolivia, and therefore, without a doubt not only in the priority prospective area of the Precambrian craton, but also in one of the main prospective areas in the whole country.

Sucediendo a esta fase de sedimentación bajo régimen probablemente distensivo, la orogénesis San Ignacio, cuyos efectos fueron algo atenuados en la faja geotectónicamente marginal de Sunsas, no removilizó sino en pequeña escala la mineralización singenética precedente, dando solamente origen a vetas menores y esporádicas de cuarzo aurífero cual aquellas del distrito de San Ramón, producidas por secreción sintectónica precoz del oro sedimentarioexhalativo del Grupo Naranjal (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).

Following this sedimentation phase under a probably distensive regime, the San Ignacio orogenesis, the effects of which were softened at the geotectonically marginal Sunsas belt, remobilized only at small scale the preceding syngenetic mineralization, originating only minor and sporadic auriferous quartz veins, just like thos of the San Ramón district, produced by the precocious syntectonic seccretion of sedimentary-exhalative gold of the Naranjal Group (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).

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Mucho más apreciables, generalizadas y diversificadas fueron las repercusiones metalogénicas regionales de la orogénesis meso a neoproterozoica Sunsas (1000–950 Ma aprox.), cuyo impacto fue máximo a lo largo del cinturón móvil homónimo que engloba la casi totalidad de la faja que nos ocupa. Ahí esta orogénesis se caracterizó por un cizallamiento intenso y de gran alcance así como por un plegamiento multifásico más o menos apretado (Litherland et al. 1986). La formación de las grandes shear zones estuvo acompañada por un metamorfismo de grado en general bajo a muy bajo (aunque localmente medio), por una migmatización en profundidad y por la intrusión de granitoides y pegmatitas sin a tardicinemáticos. Fue seguida por la intrusión del Complejo ultramáfico a máfico estratiforme Rincón del Tigre en el extremo SSE del Cinturón Móvil y Arco Máfico de Aguapei que, más allá del Cinturón Móvil de Sunsas, representa también el extremo SE de la faja polimetálica considerada. A su vez siguió y clausuró el ciclo la intrusión de granitos y doleritas postcinemáticos.

The regional metallogenic repercusions of the Meso-to Neoproterozoic Sunsas orogenesis (1000–950 Ma approx.), were much more noticeable, generalized and diversified. It had a maximum impact along the homonymous mobile belt that encompasses almost the entire belt under discussion. There, this orogenesis featured an intense and far-reaching shearing, as well as a more or less tight ultiphase folding (Litherland et al. 1986). The formation of large shear zones was accompanied by a generally low to very low (although locally medium) degree of metamorphism by the migmatization at depth, and by the intrusion of synto late-kinematic granitoids and pegmatites. It was followed by the intrusion of the stratiform ultramafic to mafic Rincón del Tigre Complex, at the SSE end of the Aguapei Mobile Belt and Mafic Arc which, beyond the Sunsas Mobile Belt, also represents the SE end of the polymetallic belt under discussion. The post-kinematic granite and dolerite intrusion, in turn, followed and ended the cycle.

La mayor contribución metalogénica de la orogénesis Sunsas, fruto de la acción combinada del plutonismo félsico, del metamorfismo regional y del cizallamiento dúctil de su etapa de deformación principal, consistió en una removilización y reconcentración epigenéticas, a lo largo del Cinturón Móvil de Sunsas, de las mineralizaciones o preconcentraciones geoquímicas sulfuros masivos o sedex cupro-auríferos por lo esencial, oro filoniano o fisural eventualmente formadas dentro de los cinturones de esquistos San Ignacio en el transcurso del ciclo geodinámico del mismo nombre. La universalidad de este proceso transformista en tal contexto litoestratigráfico y tectono-termal explica la multiplicidad de shear zones auríferas en los cinturones de Guarayos (dist. de Miguela), de Cristal (distr. de Don Mario) y sobre todo, gracias al marcado preenriquecimiento en oro del Grupo volcanosedimentario Naranjal, de Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos–San Clemente, etc.), entre otros (Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda– Martínez 1995).

The greatest metallogenic contribution of the Sunsas orogeny, product of the combined action of felsic plutonism, regional metamorphism, and ductile shearing of its main deformation stage, consisted of the epigenetic remobilization and reconcentration, along the Sunsas Mobile Belt, of the mineralizations or geochemical preconcentrations, essentially massive sulphurs or coppergold sedex, ore gold, or eventually fissure gold, formed within the San Ignacio schist belts in the course of the geodynamic cycle of the same name. In such lithostratigraphic and tectonic-thermal context, the universality of this transformational process explains the multiplicity of the gold shear zones in the Guarayos (Miguela district), Cristal (Don Mario distrit), and above all, due to the marked enrichment in gold of the Naranjal volcanosedimentary Group, in Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos– San Clemente, etc.), among others (Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda–Martínez 1995).

La fase de plutonismo ácido sin a tardicinemático de la orogénesis Sunsas generó también mineralizaciones de cierto interés comercial en aquellos cinturones de esquistos San Ignacio del Cinturón Móvil de Sunsas que fueron intruidos por pegmatitas complejas tarditectónicas, las únicas metalíferas. Estas intrusiones más o menos lenticulares, relativamente escasas pero voluminosas (hasta más de 100 m de longitud por 35 de espesor), muestran en su conjunto una clara zonación lateral a lo largo de la serie de cinturones de esquistos de 250 km de extensión total en dirección WNW–ESE que las aloja. En efecto, Sn–(Be), aunque en proporciones subeconómicas, predominan en las pegmatitas del cinturón de Guarayos, fuentes de los placeres aluviales estañíferos del área de Ascensión de Guarayos; Be–Nb–Sn–(U–Th–tierras raras) en las pegmatitas del cinturón de Ñuflo de Chávez (el más rico con las minas San Miguel, La Verde y La Negra del distrito de La Bella), que suministran un poco de estaño a los ríos de la región situada al S de Concepción; y Be–Ta en aquellas del cinturón de San Ignacio (cf. mina San Josema y otras del distrito de Los Patos) (Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).

The syn- to late-kinematic acidic plutonism phase of the Sunsas orogenesis also generated mineralizations with certain commercial interest at the San Ignacio schist belts of the Sunsas Mobile Belt, which were intruded by late-tectonic complex pegmatites, the only ones that are metalliferous. Relatively scarce but bulky (up to 100 m long by 35 m thick), these more or less spangled intrusions, as a whole display a clear sidewise zonation along a series of schist belts with a total extension of 250 km in a WNW-ESE trend, which harbors them. In fact, although in subeconomic proportions, Sn(Be) predominate in the pegmatites of the Guarayos belt, being sources of alluvial tin placers in the Ascensión de Guarayos area; Be–Nb–Sn–(U–Th–rare earths) predominate in the pegmatites of the Ñuflo de Chávez belt (the richest, with the San Miguel, La Verde, and La Negra mines in the La Bella district), supplying some tin to the rivers of the region located S of Concepción; and Be-Ta prodiminate in those of the San Ignacio belt (cf. San Josema and other mines in the Los Patos district) (Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).

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Por último, hacia el fin del ciclo orogénico Sunsas, la intrusión del Complejo Igneo bandeado Rincón del Tigre, megasill plegado de hasta aproximadamente 5000 m de espesor diferenciado en términos ultramáficos, máficos y félsicos de base a tope, trajo consigo el preenriquecimiento en Ni y otros metales sideró o calcófilos de las dunitas serpentinizadas que componen la mayor parte de su unidad inferior ultramáfica, unidad cuya potencia alcanza a su vez más de la mitad de aquella total del sill (Annells & Burton 1984).

Finally, towards the end of the Sunsas orogenic cycle, the intrusion of the banded Rincón del Tigre Igneous Complex, a folded megasill of a thickness up to approximately 5000 m, and differentiated from base to top in ultramafic, mafic and felsic terms, brought along the enrichment in Ni and other siderophylous or calcophylous metals of the serpentinized dunites that make up most of the lower ultramafic unit, the power of which reaches more than a half of that of the total sill (Annells & Burton 1984).

Más recientemente, el Complejo Rincón del Tigre fue el único distrito de la faja polimetálica de Sunsas en que la reconcentración residual de mineralizaciones primarias por los ciclos de lateritización postepirogénica del Terciario jugó un papel económico determinante (cf. Cerro Pelón). Son metalotectas aquí las superficies peneplanizadas y lateritizadas Cerro Pelón, de edad oligocena o miocena, y más abajo San Ignacio, neomiocena y equivalente a la Superficie Velhas de Brasil. Bajo ambas se desarrollaron, en forma escalonada, saprolitas niquelíferas potencialmente explotables: las más antiguas, espesas, continuas y ricas colgadas a cierta altura bajo la Superficie Cerro Pelón, que corona una sucesión de lomas aplanadas, las más jóvenes sepultadas en la base del perfil pedogenético de la Superficie San Ignacio, ella misma soterrada bajo pedimentos modernos (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).

More recently, the Rincón del Tigre Complex was the only Sunsas polymetallic belt district in which the waste reconcentration of the primary mineralizations by the Tertiary post-epirogenic lateritization cycles played a determining economic role (cf. Cerro Pelón). Here, the peneplanated and lateritized surfaces of Cerro Pelón are metallotect, being of Oligocene or Miocene age, and further below, the San Ignacio surfaces, of Neomiocene age and equivalent to the Velhas de Brasil Surface. Beneath both of the aforementioned, potentially exploitable nickel bearing saprolites develop in echelons: the oldest, thickest, continuous and richest hanging at a certain height under the Cerro Pelón Surface, which tops a succession of levelled hills, the youngest buried at the base of the pedogenetic profile of the San Ignacio Surface, itself buried under modern pediments (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).

Con la acumulación en el Holoceno de oro detrítico en diversos distritos mineros como los de San Ramón–San Javier (el más trabajado del escudo boliviano, especialmente en las quebradas cercanas a Santa Rosa de la Mina y en la cuenca del río Quíser), Medio Monte (Palmira, etc.) y Ascensión de Guarayos (La Minita, etc.) llega a su fin el ciclo de herencia metalogénica polifásica iniciado en el Proterozoico Medio dentro de la faja de Sunsas. Sean de cauce torrencial o fluvial actual o antiguo, de terraza o coluviales, estos placeres proximales provienen efectivamente de la erosión de las mineralizaciones auríferas filonianas emplazadas durante la orogénesis Sunsas o llegado el caso durante la orogénesis San Ignacio, y/o aun de sus antecesoras volcanosedimentarias de edad San Ignacio, que afloran aguas arriba en los mismos distritos (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). Paralelamente se depositaron los aluviones estañíferos, también proximales, de los distritos de Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) y Concepción (Coloradillo, etc.), formados por su lado mediante reconcentración exógena del estaño diseminado en las pegmatitas complejas de época Sunsas expuestas en la región (Appleton & Llanos 1982).

With the accumulation of detrital gold, during the Holocene, in diverse mining districts, such as San Ramón-San Javier (the most exploited one in the Bolivian Shield, specially in the streams nearby Santa Rosa de la Mina and in the Quiser River basin), Medio Monte (Palmira etc.) and Ascensión de Guarayos (La Minita etc.), the polyphase metallogenic heritage cycle comes to an end, being a cycle that had started during the Middle Proterozoic within the Sunsas belt. Whether they are from a torrent riverbed, or a current or old fluvial one, with terraces or colluvial, these proximal placers are in effect the result of the gold ore mineralizations’ erosion that were empalced during the Sunsas orogenesis or, in its case, during the San Ignacio orogenesis and/or even its volcanosedimentary forerunners of San Ignacio age, which outcrop upstream in the same districts (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). At the same time, the also proximal tin alluvia of the Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) and Concepción (Coloradillo etc.) districts, were deposited. They are formed by the exogenous reconcentration of tin scattered in the complex pegmatites of the Sunsas time, which are exposed in the region (Appleton & Llanos 1982).

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Faja ferro-manganesífera de Mutún–Tucavaca

The Mutún–Tucavaca Iron-Manganese Belt

Es la más circunscrita de las tres provincias metalíferas del escudo precámbrico boliviano, con una extensión NW-SE no superior a 230 km y una anchura media de apenas 30 km, pero es la que encierra los más cuantiosos recursos minerales. Su historia metalogénica tiene como distintivo esencial un vínculo íntimo con el ciclo sedimentario brasiliano, que se desarrolló desde unos 650 hasta unos 570 Ma, antes de la orogénesis homónima, a raíz de la apertura y expansión finiproterozoicas, en medio de la Plataforma cratónica Sudamericana, de las cuencas riftogénicas Paraguay– Araguaia (N–S) y Tucavaca (WNW–ESE) (Litherland et al. 1986). Dentro de estas cuencas táfricas fue acumulándose el llamado “Supergrupo Chiquitos”, potente serie de cobertura epicontinental que, tal como se ha visto, consta de tres grandes unidades litoestratigráficas superpuestas:

With a NW-SE extension not exceeding 230 km and a mean width of barely 30 km, it is the most circumscribed belt in the three metalliferous provinces of the Bolivian Precambrian, holding, however, the most mineral resources. Its metallogenic history has the essential feature of a close link to the Brazilian sedimentary cycle which developed from about 650 to 570 Ma, before the homonymous orogenesis, which resulted from the finiproterozoic opening and expansion of the riftogenic Paraguay-Araguaia basin (N-S) and Tucavaca (WNW-ESE) basins (Litherland et al. 1986). Within these taphric basins, the so-called “Chiquitos Supergroup”, a powerful series of epicontinental cover, started accumulating, which, as mentioned before, is made up b three large superimposed lithostratigraphic units:

?? en la base, los conglomerados y otros sedimentos inmaduros, las tobas volcánicas y luego los sedimentos glaciogénicos y químicos (diamictitas, formaciones ferro-manganesíferas bandeadas o “BIMF”, etc.) que constituyen los Grupos Boquí y Jacadigo hacia el E así como la parte inferior del Grupo Tucavaca hacia el W;

??

At the base, the conglomerates and other immature sediments, the volcanic tuffs, and then the glaciogenic and chemical sediments (diamictites, banded iron-manganese formations or “BIMF”, etc.) that make up the Boquí and Jacadigo Groups to the E, as well as the lower part of the Tucavaca Group to the W;

?? encima, las calizas del Grupo Murciélago al E y (según Litherland et al., op. cit.) de la parte intermedia (Formación Pororó) del Grupo Tucavaca al W, indicadoras de una plataforma epicontinental ensanchada;

??

on top, the Murciélago Group limestones to the E and (according to Litherland et al., op. cit.), from the intermediate part (Pororó Formation) of the Tucavaca Group to the W, indicating a widened epicontinental shelf;

?? en el tope, las areniscas y lutitas de la Fm. Mandioré al E y , de acuerdo siempre con Litherland et al. (op. cit.), de la parte superior del Tucavaca al W, correspondientes a una nueva extensión y profundización de las cuencas riftales y en particular de aquella, aulacogénica, de Tucavaca hacia el WNW a lo largo de la Línea de Chiquitos.

??

at the top, the sandstones and shale of the Mandioré Formation to the E, and according to Litherland et al., op. cit., as always, from the upper part of the Tucavaca to the W, pertaining to a new extension and deepening of the rift basins, and particularly of the aulacogenic Tucavaca bains, to the WNW along the Chiquitos Line.

Todos los yacimientos importantes conocidos hasta ahora en la faja de Mutún-Tucavaca se agrupan en la porción oriental de ésta y se hallan hospedados en la sección basal del Grupo Boquí/Jacadigo, dentro de BIMF “Rapitanas”, o sea de origen periglaciar, del tipo Mato Grosso. Estas clásicas menas sedimentarias químicas de Fe– Mn jaspilíticos del Proterozoico Superior son las más ricas en metales ferrosos del país y representan los mayores recursos minerales del escudo. De especial magnitud son los depósitos del distrito boliviano–brasileño de Mutún-Urucum, del Cerro Rojo y, en menor medida, de Cerro Colorado–Murciélago (OĆonnor & Shaw 1987). Aquellos de la Serranía Mutún fueron además sometidos ulteriormente a un ciclo erosivo terciario, del cual resultó una significativa reconcentración del Fe en coluvios pedemontanos hoy en día consolidados (“canga”) como los del paleoplacer satélite de La Cruz (OĆonnor & Shaw, op. cit.)

All the important deposits known so far in the Mutún-Tucavaca belt are grouped in its eastern portion, and are lodged in the basal sector of the Boquí/Jacadigo Group, within the “Rapitanas” BIMFs; that is, their origin is periglaciar, of the Matto Grosso type. These classic chemical sedimentary jaspillitic Fe-Mn ores of the Upper Proterozoic are the richest in ferrous metals in the country. They represent the shield’s largest mineral resources. Specially large are the deposits of the Bolivian-Brazilian district of MutúnUrucum in Cerro Rojo, and to a lesser extent, in Cerro ColoradoMurciélago (OĆonnor & Shaw 1987).The deposits of the Mutún Range were additionally subjected to a later Tertiary erosive cycle, which produced a significant reconcentration of Fe in piedmont colluvia that are nowadays consolidated (“canga”) as those of the satellite paleoplacer of La Cruz (OĆonnor & Shaw, op. cit.).

Por otro lado, a lo largo del borde noroccidental de la cuenca Tucavaca se emplazaron un poco más tarde una serie de indicios epigenéticos de Zn–Pb del tipo Mississippi Valley (cf. Bocamina) confinados dentro de la Formación Pororó, secuencia peritidal de 50 a 200 m de potencia a base de calizas criptoalgales dolomitizadas y finamente laminadas por ritmitas de cristalización diagenética (DCR). Estas mineralizaciones estratoligadas fueron moderadamente removilizadas, entre 600 y 500 Ma, por el

On the other hand, along the northwestern border of the Tucavaca basin, a series of Mississippi-type Zn-Pb epigenetic indications (cf. Bocamina) were emplaced, which were confined within the Pororó Formation, a peritidal sequence of a power of 50 to 200 m, made up by dolomitized cryptoalgal limestones, finely laminated by diagenetic crystalization rhythmites (DCR). Between 600 and 500 Ma, these strata-related mineralization were moderately remobilized by the faulting of the weak Brazilian orogenesis that

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fallamiento de la débil orogénesis Brasiliana que, en el cratón del oriente boliviano, marca la transición Precámbrico-Fanerozoico.

marks the Precambrian-Phanerozoic transition in the craton of western Bolivia.

OROGENO ANDINO

ANDEAN OROGEN

Conceptos generales

General Concepts

La metalogenia del oeste de Bolivia, norte de Chile, noroeste de Argentina y centro y sud de Perú, áreas particularmente mineralizadas de la muy extensa Provincia Polimetálica Andina, se inscribe más específicamente en el marco de la evolución geodinámica fanerozoica de los actuales Andes Centrales, tramo cordillerano que se alarga desde el norte de Lima hasta el paralelo de Tucumán entre las latitudes 11° y 27° S aproximadamente. Esta parte de la cadena andina se caracteriza por la sucesión de oeste a este de arcos magmáticos subparalelos y, en relación con ellos, de fajas metalogénicas longitudinales amplias (extendiéndose hasta más de 600 km de la fosa actual de subducción, en lugar de los 40 km alcanzados a lo sumo en los arcos normales [Coira et al. 1982]), ordenadas según una conspicua zonación transversal: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-Zn, y apenas disturbadas en general por una segmentación longitudinal en subprovincias metálicas limitadas por megaestructuras tectónicas más o menos perpendiculares al orógeno (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).

The metallogeny if western Bolivia, northern Chile, northwestern Argentina, and central and southern Peru, areas that are particularly mineralized in the very extensive Andean Polymetallic Province, can be more specifically registered within the Phanerozoic geodynamic evolution framework of the current Central Andes, a range stretch that covers from the north of Lima to the Tucumán parallel between the 11° and 27° S latitudes, aproximately. This part of the Andean chain features, from west to east, the succession of subparallel magmatic arcs and, related there to, of wide lengthwise metallogenic belts (spanning over more than 600 km of the current subduction trench, instead of the 40 km reached, at the most, in normal arcs [Coira et al. 1982]), arranged according to a conspicuous broadside zoning: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/PbZn, and in general barely disturbed by the lengthwise segmentation in metallic provinces limited by tectonic megastructures more or less perpendicular to the orogen (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).

Además, se sabe que las porciones central y meridional (16°-27° S) de los Andes Centrales, donde tuvo lugar, hacia el oeste, un magmatismo casi continuo desde el Mioceno hasta el Reciente y donde el volcanismo sigue todavía activo a lo largo del Arco Principal de la Cordillera Occidental, del Altiplano occidental y de la Puna ("Zona Volcánica Central" de los Andes), se singularizan por dos distintivos adicionales de gran significado metalogénico:

Besides, it is well known that the central and meridional sectors (16°-27° S) in the Central Andes, where, to the west, an almost continuous magmatism took place from the Miocene to the Recent, and where the volcanism continues to be active along the Western Cordillera’s Main Arc, the western Altiplano, and the Puna (“Central Volcanic Zone” of the Andes), are unique because of two additional features of great metallogenic meaning:

?? una inclinación apreciable (20°-30°) del plano de Benioff subyacente, con relación a aquella de sólo 5°-15° que tipifica los segmentos andinos colindantes al norte y al sur, y

??

a noticeable slope (20°-30°) of the Benioff plane, as compared to the 5°-15° slope which is typical of the adjacent Andean segments to the north and south, and

?? un espesor considerable (hasta 70 km) del substrato cortical continental (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).

??

a considerable thickness (up to 70 km) of the continental crustal bedrock (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).

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Fig. 9.3 Fajas y Yacimientos Metalíferos de los Andes Centrales, según Heuschmidt 1995/ Metalliferous belts and deposits of the Central Andes (after Heuschmidt 1995)

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La zonación del magmatismo y de la distribución metálica centroandinos en fajas longitudinales de distintas edades así como el gradual ensanchamiento del cinturón orogénico y metalogénico de los Andes Centrales y el engrosamiento paralelo (del simple al doble) de la corteza continental infrayacente tienen como origen común, por lo esencial, una serie de episodios mayores de acortamiento geotectónico y consiguiente generación profunda de magmas intrusivos a extrusivos, los que caracterizan el ciclo geodinámico andino desde el paso en el Cretácico Superior de una subducción de ángulo alto y régimen de stress distensivo "de tipo Marianas" a otra de ángulo moderado y régimen compresivo "de tipo chileno" (Boric et al, 1990, Sillitoe 1992).

The zoning of the Central Andean magmatism and metallic distribution in lengthwise belts of different ages, as well as the gradual enlargment of the Central Andean orogenic and metallogenic belt, and the parallel enlargment (from simple to double) of the underlying continental crust have essentially the common origin of a series of major geotectonic shortening, and the ensuing deep generation of intrusive to extrusive magmas which are typical of the geodynamic Andean cycle, from the shift, during the Upper Cretaceous, from a high angle subduction and “Mariana-type” distensive stress regime to another subduction of moderate angle and “Chilean-type” compressive regime (Boric et al. 1990, Sillitoe 1992).

De intensidad creciente, las primeras de esas fases tectónicas mayores fueron seguidas por "saltos" recurrentes hacia el este del frente magmático andino, paralelo a la fosa de subducción, y del frente metalogénico asociado; migración discontinua atribuida por ciertos autores (cf. Boric et al., op. cit.) a la progresión gradual en el mismo sentido del plano de Benioff al ritmo del acortamiento de la margen continental en cada evento diastrófico, y por otros (cf. Mitchell 1973) a una disminución polifásica del ángulo de dicho plano del Cretácico Superior al Mioceno Inferior. Es así que dentro de la faja cuprífera peruano-chilena, la más interna de los Andes Centrales, se formaron sucesivamente, cada vez más lejos de la costa, "subfajas" longitudinales de edades neocretácica (centro-sud del Perú), neopaleocena a eo-eocena (extremo sud del Perú-norte de Chile) y neo-eocena a eo-oligocena (norte de Chile).

With increasing intensity, the first of these major tectonic phases were followed by recurrent “skips” of the Andean magmatic front, parallel to the subduction trench, to the east, and of related metallogenic front; this discontinuous migration, attributed by some authors (cf. Boric et al., op. cit.) to the gradual progression in the same direction as the Benioff plane, to the rhythm of the continental margin shortening in each diastrophic event, and by others (cf. Mitchell 1973) to a polyphase reduction of such plane’s angle during the Upper Cretaceous to the Lower Miocene. It was so that within the Peruvian-Chilean copper belt, the innermost in the Central Andes, lengthwise “sub-belts” were formed successively, each time farther away from the coast, of Neo-Cretaceous (centralsouthern Peru), Neo-Paleocene to Eo-Eocene (southern end of Perunorthern Chile) and Neo-Eocene to Eo-Oligocene (northern Chile) ages.

Luego, a raíz de la crisis tectónica principal del Oligoceno Superior a Mioceno Inferior (27-19 Ma) provocada por nuevos cambios sustanciales en la dinámica de subducción de la placa de Nazca (disminución hasta unos 20° del ángulo de subducción, reorientación del rumbo de la convergencia en dirección perpendicular a la costa y aceleración de la velocidad de convergencia) (Redwood 1993), el frente orogénico, magmático y metalogénico centroandino confinado hasta entonces dentro de la Cordillera Occidental se propagó rápidamente a través del basamento precámbrico rígido ("microplaca" continental de Arequipa) del pie de monte altiplánico hasta la antigua cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Redwood, op. cit.). Así, mientras el Altiplano se convirtió en una cuenca de sedimentación terrígena intramontana donde se acumularon, entre otras, espesas secuencias epicontinentales de redbeds cupríferos, los terrenos psamo-pelíticos, y por tanto plásticos, predominantemente ordovícicos, silúricos y devónicos que se extendían ampliamente al este fueron fuertemente deformados y solevantados, dando origen a lo que hoy constituye la Cordillera Oriental, la Faja Subandina y, globalmente, el oroclino boliviano, intruidos por magmas calco-alcalinos peraluminosos de tipo S y de fuente mayormente cortical de los cuales derivan numerosos plutones granitoídicos y stocks subvolcánicos (rio)dacíticos metalotectos y abundantemente mineralizados en estaño, wolfram y otros metales asociados (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) en el tramo nor-central a central de la faja estañífera.

Later on, as consequence of the main tectonic crisis of the Upper Oligocene to the Lower Miocene (27-19 Ma), caused by new substantial changes in the subduction dynamics of the Nazca Plate (a decrease down to a 20° subduction angle, re-orientation of the convergence trend in a direction perpendicular to the coast, and acceleration of the convergence velocity) (Redwood 1993), the Central Andean magmatic and metallogenic orogenic front, confined up to the time within the Western Cordillera, propagated rapidly across the rigid Precambrian basement (Arequipa continental “microplate”) of the Altiplano piedmont, reaching up to the old Paleozoic basin in the Eastern Andes (Redwood, op. cit.). Thus, while the Altiplano became an intramontane terrigenous sedimentation basin, where epicontinental copper redbed sequences accumulated, among others, predominatly Ordovician, Silurian, and Devonian psammopellitic, and therefore plastic terranes, which extended widely to the east, were strongly deformed and uplifted, giving place to what today is the Eastern Cordillera, the Sub Andean Belt, and globally, the Bolivian orocline. All of the former are intruded by S-type peraluminous calc-alkaline magmas, and are mostly of crustal source, from which derive numerous granitoid plutons and subvolcanic (rhyo)dacitic, metallotect and abundantly mineralized by tin, wolfram, and other associated metals (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) stocks, in the north-central to central stretch of the tin belt.

Después de esta crisis geodinámica oligo-miocena, el evento magmático del Mioceno Medio (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) tuvo por característica preponderante una expansión de la actividad ígnea (subvolcánica y volcánica) y metalogénica a la mayor parte de los

After the Oligo-Miocene geodynamic crisis, the magmatic event of the Middle Miocene (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) had the prevailing characteristic of an expansion of the igneous (subvolcanic and volcanic) and metallogenic activity inot most of the Central

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA Andes Centrales, especialmente en el sud (Bolivia y confines NW de Argentina) y extremo noroccidental (sudeste del Perú) de la faja estañífera y, al oeste, a lo largo de casi toda la faja polimetálica mesoandina (centro del Perú, Altiplano boliviano, Cordillera Occidental o Principal boliviano-chilena y Puna argentino-chilena).

Andes, specially in the south (Bolivia and NW limits of Argentina) and in the northwestern end (southeast Peru) of the tin belt, and in the west, along alomst the entire Meso Andean polymetallic belt (central Peru, Bolivian Altiplano, Western or Main Bolivian - Chilean Cordillera and Argentine-Chilean Puna).

Finalmente, durante el Mioceno Superior y Plioceno Inferior (11-4 Ma aprox.) (Redwood, op. cit.), el último episodio tectonomagmático notable del ciclo orogénico andino originó, junto a stocks subvolcánicos, domos, estratovolcanes, calderas y vastos escudos ignimbríticos, una diversidad de mineralizaciones volcanogénicas de metales preciosos y de base, bismuto, uranio, etc. que se esparcen a lo largo y ancho de la faja polimetálica centroandina antes mencionada, desde el centro del Perú hasta la Puna y desde la Cordillera Principal chilena hasta la margen oriental del Altiplano, con algunos depósitos satélites en las mesetas volcánicas contemporáneas (Los Frailes y Morococala en el sudoeste de Bolivia, Macusani en el sudeste del Perú) que se superponen al este a la faja estañífera. De esta manera, la "explosión" magmática neógena resultó ser el fenómeno geológico de más importantes consecuencias metalogénicas y económicas en la historia de los Andes Centrales (Redwood, op. cit.).

Finally, during the Upper Miocene and Lower Pliocene (11-4 Ma, approx.) (Redwood, op. cit.), the last remarkable tectonomagmatic episode of the Andean orogenic cycle originated, together with subvolcanic stocks, domes, stratovolcanoes, calderas, and vast ignimbritic shields, a diversity of vulcanogenic mineralizations of precious and base metals, bismuth uranium, etc., which are scattered along and across the aforementioned Central Andean polymetallic belt, from central Peru to the Puna, and from the Main Chilean Cordillera to the Altiplano’ eastern margin, with some satellite deposits at contemporary volcanic plateaus (Los Frailes and Morococala, in the southwest of Bolivia, Macusani in the southeast of Peru), which are superimposed over the tin belt to the east. In this way, the Neogene magmatic “explosion” happened to be the geological phenomenon with the most important metallogenic and economic consequences in the history of the Central Andes (Redwood, op. cit.).

La supeditación de gran parte del magmatismo y de la metalogénesis centroandinos, desde el Cretácico Superior, a una sucesión de fases mayores de acortamiento cortical pone además de manifiesto el contexto fundamentalmente compresivo de formación de los yacimientos metalíferos cenozoicos de esta región, contexto corroborado por el control de muchos de ellos por charnelas anticlinales, fallas transpresionales y zonas de cizalla de toda magnitud (incluyendo las megafracturas en cuyas intersecciones se desarrollaron calderas y mineralizaciones volcanogénicas asociadas como aquellas del Cerro Rico de Potosí, de Porco y del distrito de Salinas de Garci Mendoza en Bolivia). Sin embargo, en el detalle, estos depósitos sintectónicos se emplazaron dentro de zonas de distensión localmente inducidas en el marco compresivo regional; los más ricos, en particular, suelen circunscribirse a "duplex tensionales" (Redwood, op. cit.) asociados a grandes fallas transcurrentes, tal como ocurre en los casos de Llallagua, Huari Huari (BarragánVargas, 1977), el Cerro Rico y Kori Kollo en los Andes bolivianos.

The subjection of great part of the Central Andean magmatism and metallogenesis, since the Upper Cretaceous, to a succession of major crustal shortening phases, makes evident the fundamentally compressive context of the formation of Cenozoic metalliferous deposits in this region. This context was verified by controlling several of them by means of anticline hinges, transpressional faults, and shear zones of all magnitudes (including megafractures in the intersections of which, related volcanogenic calderas and mineralizations developed, such as those of the Cerro Rico de Potosí, Porco, and the Salinas district in Garci Mendoza, Bolivia). Nonetheless, in detail, these syntectonic deposits were emplaced within the distension zones, locally induced in the regional compressive framework; particularly the richest usually circumscribe around “tensional duplex” (Redwood, op. cit.), related to large transcurrent faults, as happens in the cases of Llallagua, Huari Huari (Barragán-Vargas, 1977), the Cerro Rico and Kori Kollo in the Bolivian Andes.

Las migraciones sucesivas W???E de la actividad orogénica, magmática y metalogénica a través de los Andes Centrales en el transcurso del Cenozoico proveen una explicación satisfactoria, a grandes rasgos, del diseño geométrico globalmente longitudinal de las fajas minerales de este tramo cordillerano. Sin embargo, no permiten interpretar la zonación transversal de los metales y de los tipos de depósitos que los contienen, ni tampoco la segmentación longitudinal de las fajas en cuestión en series de subprovincias diferenciables en base no sólo a límites megaestructurales transversales sino también a signaturas geoquímicas y características yacimentológicas distintas. Tal zonación metálica y tipológica bidireccional puede atribuirse a diversos otros factores geológicos que, aunque contrapuestos en forma a menudo excluyente por los numerosos investigadores del tema desde los años 70, parecen en realidad haber intervenido de manera paralela o aun combinada. Entre ellos, la diferencia de nivel de erosión entre fajas ha sido considerada determinante por varios autores desde Petersen (1970) hasta Redwood (1987) y explica en particular la predominancia de pórfidos cupríferos en el flanco pacífico de la Cordillera Occidental

The successive W???E migrations of the orogenic, magmatic and metallogenic activity across the Central Andes, in the course of the cenozoic, provide a broadly satisfactory explanation of the globally lengthwise, geometric desing of the mineral belts in this stretch of the range. However, they allow an interpretation of neither the metal broadside zoning, and of the types of deposits that hold them, nor the lengthwise segmentation of the belts in question, in a series of subprovinces that can be differentiated on the basis of not only broadside megastructural boundaries, but also different geochemical signatures and deposit characteristics. Such metallic and typologic bidirectional zoning can be attributed to a diversity of other geological factors which, although often counterposed in an excluding fashion by the numerous researchers of the topic since the 70’s, actually seem to have intervened in parallel or combine manner. Among them, the difference in the erosion level between belts has been considered by several authors, ranging from Petersen (1970) to Redwood (1987), to be determining and also explains particularly the predominance of copper porphyries at the Pacific limb of the Western Cordillera (Chile-Peru), and of epithermal

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(Chile-Perú) y de vetas epitermales de metales preciosos en las alturas de esta última y el Altiplano. Para Lehmann (1990) en cambio, la especialización polifásica en estaño de la Cordillera Oriental es producto de una diferenciación particularmente prolongada y completa de los magmas metalotectos en el seno de una corteza continental de trasarco muy espesa, y asimismo de una sobreconcentración de Sn en las fases magmáticas residuales y luego hidrotermales apicales debida a la fugacidad de oxígeno relativamente baja (reflejada en el tipo S de los granitoides) de la potente secuencia de lutitas oscuras carbonosas de la cuenca eopaleozoica en la cual se confina la faja estañífera.

precious metal veins in the heights of the latter and in the Altiplano. For Lehmann (1990), in turn, the Eastern Cordillera’s polyphase specialization in tin is a product of a particularly prolonged and complete differentiation of the metallotect magmas in the bosom of the very thick back-arc continental crust, as well as of the Sn overconcentration in the residual magmatic, and later apex hydrothermal phases, due to the relatively low oxigen fugacity (reflected in the granitoids’ S-type) of the powerful sequence of carbonous dark shale of the Eo-Paleozoic basin in which the tin belt is confined.

Con otro enfoque basado en el concepto transformista de "herencia metalogénica intracortical" de Routhier (1980), se ha relacionado también la especialización metálica regional con etapas repetidas de reciclaje magmático (por asimilación o anatexis) y/o removilización hidrotermal de los materiales y elementos geoquímicos de la corteza siálica y, por consiguiente, de reconcentración de los metales hasta un nivel de enriquecimiento local culminante en el Terciario Superior. Esta concepción ha sido avalada a lo largo de la década del 80 por diversos investigadores de la metalogenia centroandina, especialmente por Frutos & Pincheira (1985), por Oyarzún (1985) a través de su teoría de la "maduración metalogénica" del orógeno andino e, implícitamente, por Redwood (1986) cuando recalca la contaminación creciente en el tiempo de los magmas altiplánicos, de origen mantélico ligado a la subducción cenozoica, por una corteza precámbrica y paleozoica cada vez más engrosada por acortamiento geotectónico. Ha sido en cambio juzgada contradictoria con los datos recientes de la petroquímica y geoquímica isotópica por Lehmann (1990) en el caso del cinturón estañífero. Sin embargo Lehrberger vuelve a plantearla en 1992 al proponer un modelo "secrecionista" de preconcentración sinsedimentaria y reconcentraciones sin a tarditectónicas polifásicas del antimonio (y oro asociado) de la cuenca euxínica eopaleozoica de la Cordillera Oriental boliviana, o sea de la faja polimetálica externa de los Andes Centrales (fig. 9.4). Similar es además el modelo genético de secreción tardicinemática a partir de preconcentraciones "sedex" en formaciones psamo-pelíticas eo-ordovícicas asumido en estos mismos años recientes por Sureda et al. (1991) para los yacimientos vetiformes estratoligados de oro de la provincia metalogénica quiaqueña, de edad ordovícica, en el extremo NW de Argentina: lo cual, como sugieren estos autores, actualiza en el contexto centroandino las nociones de evolución y herencia metalogénicas intracorticales introducidas por Boyle (1979) y Routhier (1980).

With a different approach, based on the transformational concept of “intracrustal metallogenic heritage” of Routhier (1980), the regional metallic specialization has also been related to the repeated magmatic recycling stages (by assimilation or anatexis) and/or hydrothermal remobilization of geochemical materials and elements of the sialic crust, and therefore, of metal reconcentration up to a local enrichment level ending in the Upper Tertiary. Along the decade of the 80’s, this conception has been endorsed by several researchers of the Central Andean metallogeny, particularly by Frutos & Pincheira (1985) and Oyarzún (1985) through his “metallogenic maturation” theory of the Andean orogen and, implicitly by Redwood (1986), when he emphasizes the increasing contamination, in time, of the mantle origin Altiplano magmas, linked to the Cenozoic subduction by a Precambrian and Paleozoic crust more and more enlarged by the geotectonic shortening. In the case of the tin belt, in turn, it has been deemed contradictory by the recent petrochemical and isotropic geochemical data of Lehmann (1990). However, Lehrberger proposes this theory again in 1992, when he proposes a “seccretionist” model of synsedimentary preconcentration and syn- to late-tectonic polyphase antimonium (and associated gold) reconcentrations of the Euxinic Eo-Paleozoic basin of the Bolivian Eastern Cordillera; that is, of the Central Andes external polymetallic belt (Fig. 9.4). In addition, similar is the genetic model of late-kinematic seccretion from “sedex” preconcentrations in Eo-Ordovician psammopellitic formations, in recent years assumed by Sureda et al. (1991) for the strata-related vein-shaped gold deposits of the Ordovician Quiaca metallogenic province in the NW end of Argentina: as these authors suggest, in the Central Andean context, this brings the intracrustal metallogenic evolution and heritage notions introduced by Boyle (1979) and Routhier (1980) up to date.

En cuanto a la segmentación geoquímica longitudinal de las fajas minerales en los Andes Centrales, su origen sigue siendo también tema de controversia. Mientras que Frutos & Pincheira (1985) ven en ella otro efecto de una herencia metálica regionalmente heterogénea sumada a la evolución geológica desigual de esos distintos compartimientos geoestructurales, Boric et al. (1990) enfatizan en Chile el rol de las variaciones espacio-temporales en las condiciones de interacción de las placas convergentes, así como los tramos de la cadena andina volcánicamente activos o inactivos en una época dada corresponden a ángulos de subducción del orden de 30° o inferiores a 20° respectivamente. Entre estas dos posiciones encontradas, parece lógico concluir como Soler et al. (1986) en el caso del Perú que la segmentación metalogénica centroandina es por regla general fruto a la vez de la dinámica de producción y ascensión de los magmas calco-alcalinos a lo largo de ciertas porciones de la zona de

With regards to the lengthwise geochemical segmentation of the Central Andean mineral belts, their origin is still a controversial topic. While Frutos & Pincheira (1985) see in it another effect of the regionally heterogeneous metallic heritage, added to the uneven geological evolution of those different geostructural compartments, in Chile, Boric et al. (1990) emphasize the role of the spatialtemporal variations under the interaction conditions of the converging plates, just like the volcanically active or inactive Andean chain stretches in a given time pertain to subduction angles in the order of 30° or below 20°, respectively. Between these two positions found, in the case of Peru, it seems logical to conclude, like Soler et al. (1986) that the Central Andean metallogenic segmentation, as a general rule, is the product of both, the production dynamics and the rise of calc-alkaline magmas along certain portions of the subduction zone. Such portions migrate both lengthwise and sidewise, and with

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA subducción, porciones que van migrando tanto longitudinal como transversal-mente, y de una evolución diferente según los segmentos de dichos magmas en el transcurso de su trayecto y emplazamiento corticales de acuerdo al grado regional de previa maduración estructural de esta corteza continental (posibilidad o no de contaminación siálica, de diferenciación magmática avanzada, de entrampamiento tectónico de los fluidos derivados, etc) (cf. Sillitoe 1980). Aunque no se puede descartar la intervención en determinadas áreas de otros parámetros como, por ejemplo, el nivel de erosión al que se deben en particular las diferencias entre la metalogenia del norte y del centro de la faja estañífera boliviana (Heuschmidt 1979).

a different evolution, according to the segments of such magmas in the course of their crustal trajectory and emplacement, also according to the regional degree of previous structural maturation of this continental crust (the possibility or not of sialic contamination, advanced magmatic differentiation, tectonic entrapment of derivate fluids, etc) (cf. Sillitoe 1980). Although the intervention in determinate areas of other parameters, such as the erosion level to which the differences between the metallogeny from the north and center of the Bolivian belt are owed, can not be dismissed (Heuschmidt 1979).

Las fajas metálicas andinas

The Andean Metallic Belts

Al este de los depósitos de hierro, cobre y oro de la franja metalogénica jurásica a eocretácica costera de Perú y Chile, los Andes Centrales se caracterizan, tal como se ha visto más arriba, por la sucesión transversal, en una posición cada vez más externa dentro del orógeno, de cuatro extensas fajas metálicas arqueadas (paralelamente al oroclino boliviano y sus prolongaciones NW y S) de rumbo general NW-SE a N-S: la faja cuprífera de la Cordillera Occidental (sensu lato), la faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental (con metales preciosos y de base predominantemente), la faja estanífera y la faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental, auro-antimonífera y plumbo-zinquífera por lo esencial.

East of the iron, copper and gold deposits of the Jurassic to coastal Eo-Cretaceous metallogenic belt of Peru and Chile, the Central Andes feature, as mentioned before, the broadside succession of four extensive arched metallic belts, in an increasing outer position within the orogen (parallel to the Bolivian orocline and its NW and S extensions), with a general NW-SE to N-S strike: the Western Cordillera copper belt (sensu lato) the Altiplano and Western Cordillera polymetallic belt (mostly with precious and base metals), the tin belt and the essentially gold-antimonium and leadzink Eastern Cordillera marginal polymetallic belt.

Los Andes bolivianos participan de las tres últimas de estas cuatro fajas y, prosiguiendo con la descripción secuencial de E a W iniciada a propósito del escudo precámbrico, la sinopsis yacimentológica y metalogénica siguiente está estructurada conforme a la zonación en esa dirección de dichos tres cinturones así como, para cada uno de ellos, al orden cronológico de los ciclos mineralizadores responsables tanto de su progresiva especialización metálica global como de las particularidades regionales de sus distintos segmentos en cuanto a signatura geoquímica y a tipos de depósitos se refiere.

The Bolivian Andes take part in the last three out of the four belts and, continuing with theE-W sequential description started for the Precambrian shield, the following metallogenic and deposit synopsis is structured according to the zoning of those three belts in that direction, and each of them, by chronological order of the mineralization cycles responsible for both, their global progressive metallic specialization and the regional features of their different segments, in terms of their geochemical signature and deposit types.

Faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental

The Marginal Poly-metallic Belt of the Eastern Cordillera

La franja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera que se desarrolla por unos 1800 km a lo largo de las faldas y contrafuertes NE y E de la Cordillera Oriental, desde las afueras de Cuzco en el segmento metalogénico centro-sud de los Andes peruanos hasta el sud de Salta al borde del cratón Pampeano argentino, es la más externa de las fajas minerales que atraviesan los Andes bolivianos. Claramente limitada al oeste (salvo en sus extremos) por el cinturón estanífero, tiene en cambio al este una linde mucho menos definida que se pierde en las estribaciones selváticas de la cordillera. Su situación geográfica marginal y la proximidad de una faja metalífera excepcionalmente rica han frenado en gran medida, fuera de la muy atractiva provincia antimonífera sud-boliviana, el progreso de los conocimientos sobre sus recursos minerales y la tipología de sus yacimientos, hecho tanto más perjudicial aún cuando se trata de una franja metalogénicamente muy compleja, tal vez la más "heterócrona" y "heterotípica" (en el sentido de Routhier 1980) de Bolivia.

The gold-antimonium and lead-zink belt that unfolds for about 1800 km along the hillsides and buttresses NE and E of the Eastern Cordillera, from the outskirts of Cuzco in the south-central metallogenic segment of the Peruvian Andes to the south of Salta, at the border of the Argentine Pampean Craton, is the most extensive of the mineral belts across the Bolivian Andes. Clearly bound to the west (with exception of its ends) by the tin belt, to the east in turn, it has a much less defined boundary that gets lost in the range’s jungle spurs. Outside the very attractive antimonium province in southern Bolivia, its marginal geographic situation and the proximity of an exceptionally rich metalliferous belt, have put a stop, to a great extent, to the progress of knowledge on its mineral resources and the typology of its deposits. This is a more detrimental fact considering that this is a metallogenically complex belt, maybe the most “heterochronous” and “heterotypical” in Bolivia (in the sense of Routhier 1980).

Se ha determinado en la Provincia Metalogénica Quiaqueña del noroeste de Argentina que el primer ciclo mineralizador de este cinturón se remonta a principios del Ordovícico (Tremadociano

In the Quiaca Metallogenic Province in northwestern Argentina, it was determined that this belt’s first mineralizing cycle dates back to the beginning of the Ordovician (Lower Tremadocian – Middle

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Inferior - Arenigiano Medio), cuando se depositaron en altos estructurales de la cuenca trasarco tacsariana las importantes mineralizaciones estratiformes sedex (ulteriormente termometamorfizadas) de Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) de El Aguilar y La Colorada, ligadas a una actividad tectónica y exhalativa sinsedimentaria precoz.

Arenigian), when the important stratiform Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) sedex mineralizations (ultimately thermally metamorphized) of El Aguilar and La Colorada, linked to a tectonic and precocious synsedimentary exhalative activity, were deposited in the Tacsarian back-arc basin’s structural heights.

En el Ordovícico Medio y Superior, volcanismo e hidrotermalismo singenéticos migraron en forma diacrónica del sur al norte de la cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Sureda et al. 1991): testimonios de su paso por el sudoeste de Bolivia son posiblemente las coladas o sills submarinos así como las mineraliza-ciones auríferas estratoligadas (p. ej. las de Urkupiña según Thillier, com. verb., 1993) de origen al parecer arealmente coetáneo que afloran en medio de las series areno-pelíticas ordovícicas de la Cordillera Oriental entre el sector de Tupiza y la faja subandina a la altura del codo de Cochabamba, en especial al sud de Sucre y al oeste de Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similares manifestaciones volcanosedimentarias vuelven a encontrarse más al norte en las psamopelitas caradocianas del distrito de Yani en el extremo norte de la Cordillera Real. Ahí Tistl (1985) y Schneider (1990) han evidenciado un episodio volcánico traquiandesítico y espilítico contemporáneo de la sedimentación de lutitas negras enriquecidas en pirita aurífera diseminada y portadoras de lentes estratiformes de sulfuros masivos de tipo BPGC (blenda-pirita-galena-calcopirita); algo más arriba en la secuencia ocurren mantos y vetas de cuarzo y sulfuros de hierro auríferos (con escasas calcopirita, blenda y galena), interpretados como productos de la secreción sintectónica posterior de los metales de estas ocurrencias sedex en la aureola termometamórfica externa del granito hercínico (permo-carbonífero según Harris 1988, in Lehmann 1990) de Zongo-Yani. Más al norte todavía, en la parte más distal (geotectónicamente hablando) de la cuenca ordovícica que son los actuales Andes Orientales peruanos, Fornari & Bonnemaison (1984) atribuyen a un hidrotermalismo volcanogénico preorogénico postrimero la deposición en la Cordillera de Carabaya, muy cerca de la frontera boliviana, de los lentes sinsedimentarios de sulfuros masivos auríferos de La Rinconada. Al piso de éstos las lutitas y areniscas encajantes están inyectadas por una red de vetillas cuarzosas que los autores consideran como feeders y vinculan con los "mantos" subconcordantes de cuarzo aurífero comúnmente asociados en el área a los sedimentos paleozoicos, aunque Clark et al. (1990) asignan a esos mantos una edad jurásica a partir de datos radiométricos locales.

In the Middle and Upper Ordovician, syngenetic volcanism and hydrothermalism migrated diachronically from the south to the north of the Eastern Andes Paleozoic basin (Sureda et al. 1991): evidence of their passage by southwestern Bolivia are probably the flows or submarine sills , as well as the strata-related gold mineralizations (according to Thillier, verbal comm, 1993, those of Urkupiña, for instance), of apparent coetanous areal origin, outcropping amidst the Ordovician sandy-pellitic series of the Eastern Cordillera, between the Tupiza sector and the Sub Andean belt, at the point of the Cochabamba bend, particularly south of Sucre and west of Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similar volcanosedimentary manifestations are found again further north, at the Caradocian psammopellites of the Yani district, in the Eastern Cordillera’s northern end. There, Tistl (1985) and Schneider (1990) have observed a contemporary trachy-andesitic and spillitic volcanic episode of the sedimentation of black shale enriched in scattered gold pyrite and carrier of stratiform BPGC-type (blende-pyritegalene-calc-pyrite) massive sulphur lenses; a little further above, there are quartz and auriferous iron sulphur mantles and veins (with scarce calc-pyrite, blende, and galene) in the sequence, which are interpreted as products of the later syn-tectonic seccretion of metals from these sedex ocurrences, at the external thermo-metamorphic aureole of the Zongo-Yani hercynic granite (Permian-Carboniferous, according to Harris, 1988, in Lehmann 1990). Still further north, in the most distal part (geotectonically speaking) of the Ordovician basin that the current Peruvian Eastern Andes constitute, Fornari & Bonnemaison (1984) attribute the deposition of synsedimentary lenses of the massive gold sulphurs of La Rinconada in the Carabaya Range, very close to the Bolivian border, to a final pre-orogenic volcanogenic hydrothermalism. In their floor, the embedded shale and sandstones are injected by a small quartz vein network, which the authors consider as feeders, and link to the sub-conforming auriferous quartz “mantles” commonly associated in the area to Paleozoic sediments, although based on the local radiometric data, Clark et al. (1990) assign these mantles a Jurassic age.

Durante el Silúrico, en la franja litoral occidental de la cuenca marina eopaleozoica se acumularon los depósitos de hierro oolítico de la denominada "Provincia Ferrífera Sedimentaria Centroandina" (Chomnales 1978), eosilúrica, que se extiende de la región de Tucumán en Argentina a la de Tarija y Sucre en Bolivia (Sureda & Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).

During the Silurian, the oolitic iron deposits of the so-called “Central Andean Sedimentary Ferriferous Province” (Chomnales 1978), accumulated in the western offshore strip of the EoPaleozoic sea basin, Eo-Silurian, which extends from the Tucumán region in Argentina and Sucre in Bolivia (Sureda & Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).

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Fig. 9.4 Modelo genético de los depósitos vetiformes de Sb-Au asociados a series sedimentarias de los Andes bolivianos (modificado de Lehrberger 1992) / Genetic model for the sediment-associated vein-type Sb-Au deposits of the Bolivian Andes (modified from Lehrberger 1992)

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Con la geodinámica intracortical (¿transtensional?) del principio del Mesozoico, cuyo impacto metalogénico fue mayor en el vecino cinturón estañífero, pueden correlacionarse las vetas marginales de cuarzo aurífero asociadas al noreste a los plutones granitoídicos neotriásicos a eojurásicos de la parte central de la Cordillera Real y de las otras altas cordilleras que prolongan ésta al noroeste.

Associated to the northeast to Neo-Triassic to Eo-Jurassic granitoid plutons of the central part of the Cordillera Real and other high ranges that extend it towards the northwest, the marginal auriferous quartz veins can be correlated with the intracrustal (transtensional?) geodynamics of the begining of the Mesozoic, the impact of which was stronger on the neighbor tin belt.

Un nuevo cambio notable de ambiente geoestructural, marcado por la riftogénesis continental generalizada que acompañó y siguió la apertura del Atlántico sur en el Cretácico Inferior, caracteriza el Mesozoico Superior en la cuenca de antepaís externa y ensiálica hoy ocupada por los Andes Orientales de Bolivia. Con este rifting Cretácico protoandino y las megafracturas corticales resultantes han sido vinculados, en las porciones central y meridional de la faja polimetálica considerada, por un lado las vetas de Ni-Co-Bi-U... asociadas a series pelíticas eopaleozoicas de la zona de Tapacarí (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977) y las de Fe en basaltos cretácicos de Betanzos y Ravelo, por el otro lado las concentraciones de elementos litófilos (U-Ti-Nb-TR, etc.) y de sodalita asociadas a intrusiones nefelinosieníticas y carbonatíticas hipabisales de la Provincia Alcalina de Ayopaya (Avila-Salinas 1989), la que contiene además chimeneas de kimberlitas datadas de 98 Ma por Aitcheson (in Redwood 1993) y sills de gabro de 75 Ma según Choque-Mamani (1993).

A new remarkable change in the geostructural environment, marked by the generalized continental riftogenesis that came along with and followed the opening of the south Atlantic during the Lower Cretaceous, is typical of tye Upper Mesozoic in the external and ensialic foreland basin, nowadays occupied by the Bolivian Eastern Andes. With this proto-Andean Cretaceous rifting and the resulting crustal megafractures, in the central and meridional portions of the polymetallic belt under discussion, the Ni-Co-BiU... veins associated to Eo-Paleozoic pellitic series of the Tapacarí area (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977), on the one side, and the Fe veins in the Cretaceous basalts of Betanzos and Ravelo, on the other, have been linked to concentrations of lithophylous elements (U-Ti-Nb-TR, etc.) and sodalite associated to hypabyssal nepheline-syenitic and carbonatitic intrusions of the Alkaline Province of Ayopaya (Avila-Salinas 1989), which also contains kimberlite stacks dated at 98 Ma by Aitcheson (in Redwood 1993) and gabbro sills at 75 Ma, according to ChoqueMamani (1993).

La fase geotectónica mayor ocasionada, en el Oligoceno Superior a Mioceno Inferior, por la crisis del régimen de convergencia pacíficosudamericana tuvo repercusiones metalogénicas al parecer atenuadas en el cinturón polimetálico oriental de los Andes bolivianos. Ahí efectivamente, los únicos yacimientos metalíferos aflorantes que derivan o podrían eventualmente derivar de ella son aquellos, filonianos, de Au-(Sb) y Pb-Ag-Zn que se encuentran en el tramo boliviano nor-central a central de ese cinturón y se asocian unos a los plutones epizonales oligo-miocenos expuestos (Illimani, Tres Cruces) o no (serranía de Amutara) de la Cordillera Oriental en el distrito de Lambate y otros, los demás a secuencias psamo-pelíticas distales del Ordovícico en los distritos de Cocapata, Independencia, QuiomaAsientos (?), etc. (v. Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

During the Upper Oligocene to the Lower Miocene, the major geotectonic phase caused by the Pacific-South American convergence regime, had metallogenic repercusions, which were apparently softened at the eastern polimetallic belt of the Bolivian Andes. There indeed, the only outcropping metalliferous deposits deriving or that could eveltually derive from it are those ore Au-(Sb) and Pb-Ag-Zn found in the north-central Bolivian stretch of this belt, where some of them are associated to the exposed or unexposed Oligo-Miocene epizonal plutons (Illimani, Tres Cruces) of the Eastern Cordillera in the Lambate district, among others, and the rest to Ordovician distal psammopellitic sequences in the Cocapata, Independencia, Quioma-Asientos (?), and others districts (see Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

Desde el sud de Potosí hasta las proximidades de Jujuy en Argentina, la faja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera de la Cordillera Oriental se subdivide nítidamente en dos franjas paralelas de rumbo general N-S (v. Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993):

From the south of Potosí to the vicinity of Jujuy, Argentina, the goldantimonium and lead-zink belt of the Eastern Cordillera is clearly subdivided into two parallel strips with a general N-S trend (see Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993).

?? una franja interna (occidental) con Sb-(Au) llamada Provincia Antimonífera Sud-boliviana por Ahlfeld (1952), conocida como uno de los cinturones más ricos en este metal en el mundo (cf. yacimientos de Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, Sucre, etc.) y sectorialmente superpuesta hacia el oeste a la faja estañífera;

??

an internal (western) strip with Sb-(Au) called South-Bolivian Antimonium Province by Ahlfeld (1952), known as one of the world’s richest belts in this mineral (cf. the Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, and Sucre deposits, etc.), and towards the west, superimposed in the sector over the tin belt;

?? una franja externa (oriental) con Zn-Pb-(Ag) de menor interés económico (cf. distritos de Wara Wara, de Padcoyo, de Toropalca, de la región de Tupiza-Villazón, etc.).

??

an external (eastern) strip with Zn-Pb-(Ag) and less economic interest (cf. the Wara Wara, Padcoyo, Toropalca districts of the Tupiza-Villazón region, etc.).

En ambas franjas la mineralización se presenta en forma de vetas discordantes o (para Sb-Au) de mantos y saddle reefs concordantes sincinemáticos (Ludington et al. 1992), controlados por estructuras

At both strips, the mineralization appears in the form of unconforming veins or (for Sb-Au) synkinematic conforming mantles and saddle reefs (Ludington et al. 1992), controlled by

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA longitudinales regionalmente relacionadas con la tectogénesis andina terciaria (Rössling & Borja-Navarro 1994) (zonas de fallamiento arealmente transpre-sional pero localmente distensivo y, tratándose de Sb-Au, crestas de anticlinales). Está asociada a potentes secuencias marinas ordovícicas de lutitas a menudo piritosas y/o más o menos carbonosas dentro de las cuales las manifestaciones visibles de magmatismo intrusivo se reducen a diques hipabisales generalmente preminerales. En cambio, en las cercanías de los yacimientos de antimonio se observan con frecuencia fuentes termales controladas por las mismas estructuras e indicadoras de un hidrotermalismo póstumo.

lengthwise structures regionally related to the Andean Tertiary tectogenesis (Rössling & Borja-Navarro 1994) (areally transpressional faulting zones, but locally distensive, and in the case of Sb-Au, anticline highs). It is associated to powerful Ordovician sea sequences of often pyritous and/or more or less carbonous shale in which the visible manifestations of intrusive magmatism are reduced to generally pre-mineral hypabyssal dikes. On the other hand, in the vicinity of the antimonium deposits, thermal springs controlled by the same structures are often observed, which are indicators of a posthumous hydrothermalism.

La génesis y edad de estos depósitos antimono-auríferos y plumbozinquíferos permanecen todavía controvertidas. En el caso de los primeros, Lehrberger (1992), en conformidad con el modelo metalogénico secrecionista prevaleciente en la actualidad para las mineralizaciones de esta clase en otros lugares de la misma faja, sugiere para las de Bolivia tres épocas de concentración mineral (fig. 9.4 ):

The genesis and age of these antimonium-gold and lead-zink deposits are still a controversial subject. In the case of the former, according to the currently prevailing seccretionist model for this kind of mineralizations in other places of the same belt, Lehrberger (1992) suggests three mineral concetration eras for Bolivia (fig. 9.4):

I.

En la cuenca marginal euxínica del Paleozoico Inferior, preenriquecimiento en Sb y Au de las lutitas oscuras metalotectas, básicamente por adsorción e intercambio iónico en las superficies de minerales arcillosos, por precipitación de sulfuros en el ambiente reductor y por filtración a través de lodos arcillosos durante la diagénesis y la compactación, estas últimas proveedoras al mismo tiempo de los fluidos necesarios para transportar los metales

I.

At the Lower Paleozoic marginal euxinic basin, the preenrichment in Sb and Au of the metallotect dark shale, basically by the adsorption and ion exchange at the argillaceous mineral surfaces, by the precipitation of sulphurs in a reducer environment, and by filtration through argillaceous mud during the diagenesis and the compaction; the latter also provided the necessary fluids for the transportation of metals.

II.

Durante el diastrofismo hercínico del Paleozoico Superior, concentración metálica sin a tardicinemática principal por circuitos hidrotermales convectivos de mediana profundidad y baja temperatura que sólo pudieron removilizar Sb y Au (elementos particularmente móviles) de las lutitas negras eopaleozoicas, para reprecipitarlos en zonas de descompresión de la tectónica hercínica como son por ejemplo las charnelas anticlinales

II.

During the Upper Paleozoic hercynic diastrophism, the syn- to late-kinematic main metallic concentration by convective hydrothermal circuits of medium depth and low temperature, which could only remobilize the Sb and Au (particularly mobile elements) of the Eo-Paleozoic black shale, to precipitate them again in the decompression areas of the hercynic tectonics, for instance the anticline hinges.

III.

Por último, en el transcurso de la orogénesis andina del Cenozoico Superior, segunda reconcentración, filoniana, de los metales de los depósitos epigenéticos paleozoicos por nuevas celdas de convección en ambiente subvolcánico.

III.

Last, in the course of the Upper Cenozoic Andean orogenesis, a second metal reconcentration, at the ore level, of the Paleozoic epigenetic deposits by new convection cells in a subvolcanic environment.

Given the apparent absence of significant igneous intrusions in most of the antimonium-gold areas, it is generally appropriate to relate the main phase (II) of mineralizing hydrothermalism to the meso- to epizonal metamorphic desvolatilization fluids which are commonly involved in the effective remobilization or syn- to late-kinematic intracrustal “seccretion” (sensu lato) within the polymetallic belt under discussion (cf. Dill et al. 1997), as well as in other comparable belts worldwide (cf. Boyle 1987). Nonetheless, it was possible to observe certain spatial indications of the distal link with plutons or hypabyssal stocks (zoning, alignments, etc.) or even some remains of the high temperature precocious paragenesis with magmatic filiation minerals, in some deposits that were otherwise similar to the preceding ones. Such features alow to conjecture a even more imprecise transition, by metamorphic seccretion, between the deposits exclusively associated to Eo-Paleozoic sedimenary ampelitic series and deposits intrinsically linked to the thermochemical external aureole of plutonic (“tele” or “crypto” plutonic deposits.) or exposed

Dada la ausencia aparente de intrusiones ígneas significativas en la gran mayoría de las áreas antimono-auríferas, por lo general cabe relacionar la fase principal (II) de hidrotermalismo mineralizante con los fluidos meso a epizonales de desvolatilización metamórfica comúnmente implicados en los modelos de removilización o “secreción” (sensu lato) intracortical sin a tarditectónica vigentes tanto dentro del cinturón polimetálico que nos ocupa (cf. Dill et al. 1997) como en muchos otros comparables del mundo (cf. Boyle 1987). No obstante, ciertos indicios espaciales de vínculo distal con plutones o stocks hipabisales (zonaciones, alineaciones, etc.) o aún algunos vestigios de paragénesis precoces de alta temperatura con minerales de filiación magmática han podido ser evidenciados en yacimientos por lo demás similares a los precedentes. Tales distintivos dejan vislumbrar una transición todavía imprecisa entre depósitos exclusivamente asociados, por secreción metamórfica, a series sedimentarias ampelíticas eopaleozoicas y depósitos intrínsecamente ligados a la aureola termo-geoquímica externa de

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intrusivos plutónicos (depósitos “tele” o “cripto” plutónicos) o subvolcánicos (depósitos epitermales) félsicos expuestos o no.

or unexposed felsic subvolcanic (epithermal deposits) intrusives.

Por otra parte, a la mencionada asignación del evento mayor de mineralización antimono-aurífera al ciclo orogénico neopaleozoico se oponen las opiniones de Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski (1989), quienes refieren los yacimientos respectivamente bolivianos y argentinos de la provincia antimonífera en cuestión al OligoMioceno, lo cual concuerda a priori mejor con el marcado control de este tipo de mineralización por estructuras tectónicas generalmente consideradas andinas.

On the other hand, the opinions of Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski (1989) are opposed to the aformentioned assignation of the major antimonium-gold mineralization to the Neo-Paleozoic orogenic cycle. These authors assign the Bolivian and Argentine deposits, respectively, of the antimonium province under discussion, to the Oligo-Miocene, which agrees better a priori with the marked control of this type of mineralization by tectonic structures generally considered as Andean.

En el caso de los depósitos vetiformes de la franja plumbozinquífera, no se cuenta todavía con ningún modelo genético global y los datos isotópicos disponibles hasta la fecha para aquellos de Bolivia (Macfarlane et al. 1990) indican una edad ya mesoterciaria (la más plausible por las mismas razones que anteriormente) o mesozoica, mientras que los datos existentes acerca de los distritos del noroeste argentino, ubicados en la prolongación al sur de los de Bolivia, abogan más bien en favor de una edad ordovícica (Barbieri et al. 1989). Como en el caso precedente, se tendrá que esperar dataciones radio-métricas fiables para atribuir estas mineralizaciones a una o varias época(s) metalogénica(s) determinada(s): Terciario Medio, Mesozoico u Ordovícico.

In the case of the vein-shaped deposits of the lead-zink belt, there is no global genetic model availabe yet, and the isotopic data available to date for such deposits in Bolivia (Macfarlane et al. 1990), indicate an already Meso-Tertiary (the most plausible for the same reason stated above) or Mesozoic age, while the existing data on the northwestern Argentine districts, located on the southward extension of the Bolivian ones, rather advocate for an Ordovician age (Barbieri et al. 1989). As in the preceding case, reliable radiometric datings will have to be available in order to attribute these mineralizations to one or more determinate metallogenic ages: Middle Tertiary, Mesozoic or Ordovician.

El último ciclo mineralizador en el cinturón polimetálico marginal de los Andes bolivianos corresponde al lapso que va del Mioceno Medio al Reciente y se particulariza por una metalogénesis detrítica muy productiva en cuanto a oro se refiere. A este ciclo exógeno de degradación y agradación de materiales auríferos procedentes de afloramientos primarios de las distintas épocas arriba mencionadas se deben en primera instancia los muy ricos paleoplaceres fluviátiles miocenos de la cuenca del Cangallí (distrito de Tipuani) en las estribaciones amazónicas de la Cordillera Real (Hérail et al. 1991). En segundo lugar resultan de él un gran número de placeres cuaternarios, localmente valiosos. Algunos de ellos son de origen glaciar a fluvio-glaciar, como los de Suches en la frontera con el Perú (Hérail et al., op. cit.). La mayoría, empero, son fluviales intra a pedemontanos en terrazas, playas, cauces actuales y antiguos, etc., como aquellos de Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., MirandaAngles et al. 1991), típicos placeres multifásicos "gigantes" del cinturón circum-pacífico, sobreenriquecidos por una neotectónica intensa y recurrente, según Bache (1982) y Choquecamata.

The last mineralizing cycle in the Bolivian Andes marginal polymetallic belt pertains to the time span ranging from the Middle Miocene to the Recent, and features a very productive detrital metallogenesis with regards to gold. First, the very rich fluviatile Miocene paleoplacers of the Cangallí basin (Tipuani district) in the Cordillera Real Amazon spurs (Hérail et al. 1991) are owed to this exogenous cycle of degradation and gradation of auriferous materials coming from the primary outcrops of the above-mentioned different ages. Second, a great number of locally valuable Quaternary placers result form it. Some of them are of glaciar to fluvio-glaciar origin, such as those of Suches, in the Peruvian border (Hérail et al., op. cit.). Most of them, however, are fluvial intra- to piedmontane, in terraces, beaches, current and old riverbeds, etc., such as those of Choquecamata and Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., MirandaAngles et al. 1991), the latter typical “giant” multiphase placers of the circumpacific belt, which, according to Bache (1982), are overenriched by an intense and recurrent neotectonism.

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Faja estañífera

The Tin Belt

La llamada "faja estañífera boliviana" (en realidad polimetálica con estaño dominante y desarrollada más allá de las fronteras bolivianas hasta el sudeste peruano por un lado y el noroeste argentino por el otro) se coloca entre las tres más extensas provincias estañíferas del mundo junto a aquellas de Malasia y de la cordillera de Sikhota Alin en Siberia oriental (donde ocurren mineralizaciones polimetálicas parecidas), y también entre las más ricas con sus enormes concentraciones metálicas de Llallagua (la mayor acumulación de estaño hipógeno a nivel mundial), Huanuni, Colquiri, Japo-Santa FeMorococala, Chorolque y otras que, por sí solas, representaban originalmente un potencial total de más de 1 Mt Sn. Dentro como fuera de unas 900 minas de estaño, este cinturón encierra además cuantiosos recursos de plata (el Cerro Rico de Potosí es el mayor yacimiento argentífero conocido), bismuto (cf. Tasna), wolfram, metales de base y oro; de tal modo que, globalmente, se le ha podido asignar más de los 3/4 de las menas metalíferas de Bolivia (Heuschmidt 1979), país en cuya economía tuvo por supuesto siempre una incidencia fundamental.

The so-called “Bolivian tin belt” (actually, a polymetallic belt with predominance of tin, which developed beyond the Bolivian borders into southeastern Peru, on one side, and into northwestern Argentina, on the other) ranks among three of the world’s most extensive tin provinces, together with those of Malasia and the Sikhota Alin Range in eastern Siberia (where there are similar polymetallic mineralizations), and also among the richest, with its enormous metallic concentrations in Llallagua (the largest hypogene tin accumulation worldwide), Huanuni, Colquiri, Japo - Santa FeMorococala, Chorolque, and others, which on their own represented originally a total potential exceeding 1 Mt Sn. In addition, both, in and outside around 900 tin mines, this belt holds copious resources including silver (the Cerro Rico of Potosí is the largest silver deposit known), bismuth (cf. Tacna), wolfram base metals and gold; thus, it was possible to assign to it more than 3/4 of the metal ores in Bolivia (Heuschmidt 1979), a country in which it always had a fundamental economic incidence.

La faja estañífera se extiende por más de 1200 km de longitud, en dirección NW-SE a N-S como la faja polimetálica marginal que la flanquea al este, desde el sector peruano de Macusani (aprox. 14° de latitud S) hacia el noroeste hasta más allá de la mina argentina de Pirquitas (aprox. 23° S) hacia el sur. Confinada por lo esencial en el flanco W y las alturas del actual cinturón orogénico trasarco de la Cordillera Oriental, tiene en su partes septentrional y meridional un ancho medio de 40 km que va creciendo hasta un máximo del orden de 100 km en su parte central que corresponde a la porción más desarrollada hacia el este del oroclino boliviano.

With a NW-SE to N-S trend, the tin belt extends for a length of over 1200 km, just like the marginal polimetallic belt that runs along with it to the east, from the Peruvian sector of Macusani (approx. 14° latitude S) towards the northwest, beyond the Argentine mine of Pirquitas (approx. 23° S) towards the south. Essentially confined to the W limb and the heights of the current back-arc orogenic belt of the Eastern Cordillera, it reaches a mean width of 40 km in its northern and meridional portions, increasing up to a maximum in the order of 100 km in its central portion, pertaining to the most developed portion east of the Bolivian orocline.

Además de su extensión y trascendencia minera, esta faja intracontinental posee una remarcable originalidad geológica y metalogénica en el marco centroandino. En primer lugar resalta la permanencia por más de 350 Ma (desde el Paleozoico Superior hasta el Reciente) de su especialización metálica bajo diferentes expresiones yacimentológicas y en un contexto geotectónico muy cambiante (Clark et al. 1984, Redwood 1993); permanencia de la que Lehmann (1990) ha dado la explicación petrológica citada más arriba, basada en las nociones de diferenciación avanzada de los magmas corticales metalotectos dentro de una corteza continental regionalmente muy gruesa y de sobreconcentración magmática e hidrotermal residual de su estaño en el ambiente moderadamente oxigenado de lutitas carbonosas de la cuenca eopaleozoica de la Cordillera Oriental. En segundo lugar queda ahora bien establecido que la geodinámica profunda de la actual faja estañífera fue mucho menos influenciada en todo tiempo por la subducción peripacífica o las paleosubducciones de la margen móvil sudamericana (Gondwana) que aquella de las fajas polimetálica y cuprífera del Altiplano y de la Cordillera Occidental, más epicontinentales: ello tanto en el Triásico-Jurásico durante el período distensivo protoandino como en el Oligo-Plioceno durante el ciclo compresivo andino propiamente dicho. Lo indica claramente el quimismo subalcalino peraluminoso de tipo S (serie ilmenita), de afinidad cortical y no mantélica en zona Benioff, de los granitoides triásicojurásicos y oligo-miocenos de este cinturón metalífero (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).

In addition to its extension and mining trascendence, this intracontinental belt has a remarkable geological and metallogenic originality in the Central Andean setting. First, the permanence of its metallic specialization under different depositional expressions and in a changing geotectonic context (Clark et al. 1984, Redwood 1993), for over 350 Ma (from the Upper Paleozoic to the Recent), stands out; this permanence was subject of the above-mentioned petrological explanation by Lehmann (1990), based on the notions of advanced differentiation of metallotect crustal magmas within a continental crust that is regionally very thick and has magmatic and residual hydrothermal overconcentration of its tin, in a moderately oxigenated environment of carbonous shale of the Eastern Cordillera Eo-Paleozoic basin. Second, it is now well established that, at all times, the deep geodynamics of the current tin belt was much less influenced by the peripacific subduction or the paleosubductions of the South American mobile margin (Gondwana) than that of the polymetallic and copper belts of the Altiplano and Western Cordillera, which were more epicontinental, both in the TriassicJurassic,during the proto-Andean distensive period and in the OligoPliocene, during the Andean compressive cycle itself. This clearly indicates the S-type (ilmenite series) peraluminous subalkaline chemism of this metalliferous belt’s Triassic-Jurassic and OligoMiocene granitoid, with crustal and non-mantle affinity in the Benioff zone (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).

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Tres épocas metalogénicas deben distinguirse, básicamente, a lo largo del tramo boliviano de la faja estañífera. La más antigua fue el Triásico Superior - Jurásico Inferior (225-202 Ma) que vio el establecimiento a escala continental de una tectónica extensiva (rifting), la cual repercutió en el segmento norte de la faja (altas cordilleras Real, de Muñecas y probablemente de Apolobamba) bajo un régimen estructural regional al parecer algo peculiar, quizás transtensional (v. Clark et al., op. cit.) en la intrusión de una serie de batolitos y stocks epizonales de granodioritas biotíticas y hornbléndicas y de sienogranitos biotítico-muscovíticos (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc). Estos a su vez dieron origen a numerosos yacimientos intra a periplutónicos (vetas, greisens, pegmatitas y otros) de W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb tales como aquellos de Chojlla (la mina de wolfram más importante de Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann 1990, etc.).

Basically, three metallogenic eras need to be distinguished along the Bolivian portion of the tin belt. The oldest, the Upper Triassic – Lower Jurassic (225-202 Ma), witnessed the establishment of, at continental scale, an extensive tectonics (rifting), which had repercusions on the belt’s northern segment (high ranges of the Real, Muñecas, and probably Apolobamba), under a regional structural regime, seemingly rather peculiar, maybe transtensional (v. Clark et al., op. cit.), in the intrusion of a series of batoliths and epizonal biotitic and hornblendic granodiorite stocks, and of biotitic-muskovitic syenogranites (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc.). These, in turn, gave place to numerous intra- to periplutonic W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb deposits (veins, greisens, pegmatites and others), such as those of Chojlla (the most important wolfram mine in Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann 1990, etc.).

Con la propagación a través de la Cordillera Oriental de las deformaciones mayores causadas por la crisis geodinámica andina principal del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior, el magmatismo calco-alcalino derivado de la fusión de la corteza continental profunda así como la actividad metalogénica asociada migraron hacia el sudeste hasta las porciones nor-central y luego central del cinturón estañífero.

With the propagation of the major deformations, across the Eastern Cordillera , caused by the main Andean geodynamic crisis of the Upper Oligocene – Lower Miocene, the calc-alkaline magmatism derived from the deep continental crust fusion, as well as the associated metallogenic activity, migrated towards the southeast up to the north-central and later central portions of the tin belt.

A la etapa inicial oligocena (28-23 Ma) de esta migración corresponden intrusivos granitoídicos y depósitos vetiformes de filiación plutónica notablemente semejantes a sus antecesores mesozoicos a pesar del cambio radical de las condiciones geotectónicas en los Andes Centrales: a saber, el batolito y los stocks granodioríticos a sienograníticos del Illimani, de Tres Cruces, de Santa Vera Cruz, etc. y los yacimientos de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... de Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota, Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara, La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (estos cinco últimos apicales encima de cúpulas plutónicas no aflorantes) y otros en la parte norcentral de la faja (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964 Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).

The granitoid intrusives and vein-shaped deposits of plutonic filiation correspond to the initial Oligocene (28-23 Ma) stage of this migration. They are notoriously similar to their Mesozoic forerunners, in spite of the radical change in the geotectonic conditions in the Central Andes, namely, the batolith and the granodioritic to syenodioritic stocks of Illimani, Tres Cruces, Santa Vera Cruz, etc., and the de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... deposits of Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota, Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara, La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (the five latter apical on top of non-outcropping plutonic domes) and others in the north central part of the belt (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera– Kilibarda (eds.) 1997).

A una etapa magmática posterior, eomiocena (22-19 Ma), están vinculados en el segmento central de esta faja, menos solevantado y por tanto menos profundamente erosionado que el segmento septentrional del cual está separado por la megafalla transcurrente de Tapacarí cierto número de pequeños stocks subvolcánicos en embudo (San Pablo, Coriviri, Cóndor Iquiña, Chualla Grande, La Salvadora,...) y ocasionales domos volcánicos (Complejo Dómico de Colquechaca) de composición dacítica a riodacítica grosso modo equivalente, en términos petroquímicos, a la de las plutonitas precedentes. Estas intrusiones y extrusiones típicamente sincinemáticas controlan un grupo de yacimientos vetiformes, irregularmente diseminados o, localmente, estratoligados (en calcarenitas cretácicas) ya polimetálicos telescopados (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...), ya esencialmente estañíferos "de tipo boliviano", varios de ellos muy o aun excepcionalmente ricos: Japo, Santa Fe-Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, Avicaya-Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996ª, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Dentro de la misma provincia metalogénica pero por lo común no asociadas, al menos aparentemente, a este magmatismo sino más bien a series psamo-

In this belt’s central segment, less uplifted and therefore less deeply eroded that the northern sector from which it is separated by the transcurrent Tapacarí megafault, a certain number of small subvolcanic funneled stocks (San Pablo, Coriviri, Condor Iquiña, Chualla Grande, La Salvadora, etc) and ocassional volcanic domes (Colquechaca Dome Complex) of dacitic to rhyodacitic composition roughly equivalent, in petrochemical terms, to the preceding plutonites, are related to a later Eo-Miocene magmatic stage (22-19 Ma). These typically synkinematic intrusions and extrusions control a group of vein-shaped deposits, irregularly scattered or locally strata-related (in Cretaceous calc-arenites), whether telescoped polymetallic (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...) or essentially “Boliviantype” tin-bearing, several of them very or still exceptionally rich: Japo, Santa Fe - Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, AvicayaTotoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Within the same metallogenic province, but commonly not associated to this magmatism, at least apparently, but instead to Ordovician psammopellitic series, multiple antimonium and gold veins are scattered; their age and genesis are sitll not well defined,

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA pelíticas ordovícicas, están esparcidas múltiples vetas de antimonio y oro cuya edad y génesis quedan todavía mal definidas, aunque probablemente comparables en general con las de los depósitos de este tipo tan difundidos en la faja polimetálica oriental arriba descrita; las minas más conocidas son Antofagasta, San Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri y San Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).

although it is likely that they are in general comparable to those of this type of deposits, so well disseminated on the eastern polymetallic belt described above; the best known mines are Antofagasta, San Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri, and San Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).

En el Mioceno Medio, período de expansión generalizada del magmatismo centroandino, lo esencial de la actividad ígnea y metalogénica del cinturón estañífero prosiguió su gradual migración hacia el sud de la Cordillera Oriental hasta alcanzar el extremo NW de Argentina. Esta migración, que se prolongó de 16 a 11 Ma, dejó en el sudoeste de Bolivia una diversidad de cuerpos porfídicos dacíticos, riodacíticos y cuarzo-latíticos emplazados por regla general a menor profundidad aún que aquellos de la provincia estañífera central (domos volcánicos mayormente, stocks y plugs subvolcánicos accesoriamente), a veces acompañados por breccia pipes hidrotermalizados y en ciertos casos ligados a la resurgencia de calderas de colapso (Cerro Rico de Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). Los yacimientos polimetálicos de tipo boliviano muy comúnmente asociados a estos pórfidos (Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguaicollo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San Vicente-Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) son geológica y económicamente cotejables con los del Mioceno Inferior (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). Además la región posee algunas mineralizaciones epitermales polimetálicas (Ag-Zn-Pb-Au- etc.) contemporáneas de morfología sobre todo filoniana como las del distrito del Kari Kari, de Tollojchi, de Cosuña, de Pulacayo y de Bonete (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); su marco volcánico es sensiblemente el mismo que aquel de los depósitos precedentes.

In the Middle Miocene, a period of generalized expansion of the Central Andean magmatism, the tin belt’s essential igneous and metallogenic activity continued its gradual migration towards the south of the Eastern Cordillera unitl it reached the NW end of Argentina. Prolonging from 16 to 11 Ma, this migration left in southwest Bolivia a diversity of dacitic, rhyolitic and quartz-latitic porphyric bodies, as a general rule, emplaced at a lesser depth, although those at the central tin province (mostly volcanic domes, stocks and subvolcanic plugs, accesorily), sometimes accompanied by hydrothermalized breccia pipes, and in some cases, linked to the resurgence of collapse calderas (Cerro Rico of Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). The Bolivian-type polymetallic deposits very commonly associated to these porphyries (Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguai-collo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San Vicente - Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) are geologically and economically comparable to those of the Lower Miocene (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). In addition, the region has some contemporary polymetallic epithermal (Ag-Zn-Pb-Auetc.) mineralizations with an above all ore morphology, such as those of the Kari Kari, Tollojchi, Cosuña, Pulacayo and Bonete districts (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); their volcanic setting os sensibly the same as that of the preceding deposits.

La yacimentología neomiocena a eopliocena es en la faja estañífera mucho más pobre que en la contigua faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental, a pesar de que en ambas interviene de modo igualmente desfavorable la escasa profundización de la erosión desde esta época reciente; lo que da a pensar que esta última fue en esencia, dentro del cinturón considerado, un tiempo de extinción rápida de la actividad metalogénica hipógena. Si bien la actividad en cuestión fue aquí también relativamente difusa, extendiéndose desde el sudeste peruano hasta el sudoeste boliviano, se circunscribió en su casi totalidad a vastos escudos ignimbríticos que, en Bolivia, forman hoy las mesetas de Los Frailes, Livichuco y Morococala (segmento centro-sud). En medio de estas potentes formaciones extrusivas se encuentran localmente pequeños yacimientos e indicios filonianos epitermales de metales preciosos y de base (cf. Cuyuma en la meseta de Morococala y Pumpuri en la de Livichuco) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) o de uranio (cf. el distrito de Cotaje en el borde SW de la meseta de Los Frailes [Aparicio 1978]).

In the tin belt, the Neo-Miocene to Eo-Pliocene deposit characteristics are poorer than in the adjacent Altiplano and Western Cordillera polymetallic belt, in spite of the fact that the scarce deepening of the erosion from this recent age, intervenes in both of them, in an equally unfavorable way; this brings to thought that, within the belt under discussion, the above-mentioned age was esentially a time of rapid extinction of the hypogene metallogenic activity. Although the activity in question was also relatively diffuse here, extending from southeast Peru to southwest Bolivia, it circumscribed almost entirely vast ignimbritic shields which form, in Bolivia, the Los Frailes, Livichuco and Morococala plateaus (central-south segment). Locally, amidst these powerful extrusive formations, there are small deposits and epithermal ore signs of precious and base metals (cf. Cuyuma in the Morococala plateau and Pumpuri in the Livichuco plateau) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) or of uranium (cf. the Cotaje district on the SW border of the Los Frailes plateau [Aparicio 1978]).

Finalmente, el Cuaternario es el período durante el cual, en relación con los diferentes procesos recientes de solevantamiento tardiorogénico y erosión de la cadena andina, se acumuló, al pie y río abajo de los afloramientos de numerosos yacimientos hidrotermales de distintas épocas de la parte boliviana del cinturón estañífero, una gama variada de placeres coluviales, glaciares, fluvio-glaciares y

Finally, with regards to the different recent late-orogenic uplift and erosion processes in the Andean chain, the Quaternary is a period during which a wide range of colluvial, glaciar, fluvioglaciar, and mainly fluvial tin placers (cf. El Centenario, one of the most important among its kind in the continent, Playa Verde, Avicaya, Aroifilla and El Rodeo in the belt’s central portion), wolfram placers

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principalmente fluviales de estaño (cf. El Centenario, uno de los más importantes de su género en el continente, Playa Verde, Avicaya, Aroifilla y El Rodeo en la porción central de la faja), wolfram (cf. Tamiñani en el distrito de Chicote-Kami) u oro (cf. Chuquiaguillo en el segmento septentrional) (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991).

(cf. Tamiñani in the Chicote-Kami district) or gold placers (cf. Chuquiaguillo in the northern segment) (Ahlfeld & SchneiderScherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991), accumulated at the base and downstream of the outcrops of numerous different age hydrothermal deposits in the Bolivian part of the tin belt.

Faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera Occidental

The Polymetallic Belt of the Altiplano and the Eastern Cordillera

Esta porción boliviana de un muy largo (más de 2000 km tan sólo en los Andes Centrales) y ancho (hasta más de 250 km) cinturón de AgPb-Zn-Cu-Au-etc. cabalga sobre el Altiplano hacia el este y las alturas de la Cordillera Occidental hacia el oeste (“Provincia Polimetálica del Altiplano” de Petersen 1970).

With a very long (over 2000 km in the Central Andes alone) and wide (over 250 km) Ag-Pb-Zn-Cu-Au-etc. belt, this portion of Bolivia rides over the Altiplano to the east and over the Eastern Cordillera heights to the west (“Polymetallic Altiplano Province” of Petersen 1970).

La historia metalogénica regional se divide en dos etapas. La primera tuvo lugar en la subprovincia cuprífera del Altiplano, mineralizada en el transcurso y después de la fase geodinámica mayor del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior. Sus 80 y más depósitos estratiformes (o estratoligados) sedimentarios o diagenéticos de cobre (Corocoro, Chacarilla, etc.) están confinados dentro de horizontes reductores (paleocanales fluviátiles con restos de plantas, capas porosas originalmente impregnadas de hidrocarburos) de series de redbeds que en su gran mayoría se acumularon en la cuenca de antepaís que el Altiplano era todavía en el Paleógeno (Redwood 1993). Dada la habitual delgadez de tales horizontes metalotectos en comparación con las secuencias completas de limolitas y lutitas carbonosas que suelen albergar la mineralización principal al techo de los redbeds en los grandes yacimientos mundiales de esta clase, estos depósitos bolivianos son casi todos de tamaño mucho más reducido, con la única excepción de aquellos que, como Corocoro y Chacarilla, fueron adicionalmente controlados por mecanismos concentradores particularmente eficaces tales como el fallamiento o el diapirismo sinsedimentario (Flint 1986). Las mineralizaciones uraníferas y cupríferas en trampas orgánicas de secuencias arenosas y las diseminaciones exhalativas de cobre asociadas a basaltos que acompañan dichos depósitos en ciertos sectores del Altiplano tienen aún menor relevancia (USGS-GEOBOL 1992).

The regional metallogenic history is divided in two stages: the first stage took place in the Altiplano cupriferous subprovince, which was mineralized in the course of and after the major geodynamic phase of the Upper Oligocene - Lower Miocene. Its 80 and more sedimentary or diagenetic stratiform (or strata linked) copper deposits (Corocoro, Chacarilla) are bound within reducer horizons (fluviatile paleocanals with plant remanents, porous layers originally impregnated with hydrocarbons) of redbed series, most of which got accumulated in the foreland basin that the Altiplano still was during the Paleogene (Redwood 1993). Given the usual thinness of such metallotect horizons, as compared with the complete siltstone and carbonous shale sequences that usually harbor the main mineralization at the redbeds’ roofs in the world’s largest deposits of this type, almost all of these Bolivian deposits have a much more reduced size, with the sole exception of those which, like Corocoro and Chacarilla, were further controlled by particularly efficient concentrating mechanisms, such as faulting or synsedimentary diapyrism (Flint 1986). The uranium and copper mineralization in sandy sequences’ organic traps and the exhalative copper disseminations associated to the basalts that go together with such deposits in hundreds of Altiplano sectors, are even less relevant (USGS-GEOBOL 1992).

La segunda fase de mineralización fue la del Mioceno Medio a Superior, caracterizado como se ha visto por una "explosión" magmática cuyo alcance se extendió a la mayor parte de los Andes Centrales y que resultó ser también una época de actividad metalogénica endógena a la vez generalizada e intensa, de hecho la más productiva en menas polimetálicas de la faja considerada; aun cuando esta actividad tendió a partir del Mioceno final (hacia 7 Ma) a disminuir y a circunscribirse progresivamente, igual que el magmatismo al cual se debía, a la "Zona Volcánica Central" de los Andes (aprox. 16°-28° S) donde se extinguió casi por completo en el Plioceno inferior. En términos generales, los depósitos minerales que se formaron a través de la faja polimetálica mesoandina a lo largo de este prolongado período metalogénico mioceno medio a superior, y hasta plioceno inferior (16-4 Ma), tienen en común un origen volcánico a subvolcánico (ligado a su edad reciente y ubicación en un bloque geoestructural poco erosionado) responsable de sus caracteres yacimentológicos esenciales. Estos, reestudiados y modelizados por múltiples investigadores (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) desde los principios del

The second mineralization phase occured during the Middle to Upper Miocene. As mentioned before, it featured a magmatic “explosion” that reached most of the Central Andes. In addition, it was a time of endogenous metallogenic activity, which was at the same time generalized and intense; in fact, it is the most productive in polymetallic ores in the discussed belt; even though, starting at the final Miocene (c. 7 Ma), this activity, just like the magmatism that caused it, tended to diminish and progressively circumscribe around the “Central Volcanic Area” of the Andes (aprox. 16°-28° S), where it almost completely extinguished during the Lower Pliocene. In general terms, the mineral deposits that were formed all across the middle Andean polymetallic belt along this extended metallogenic period, ranging from the Middle to Upper Miocene up to the Lower Pliocene (16-4 Ma), have a common volcanic to subvolcanic origin (linked to its recent age and location in a little eroded geostructural block), which is responsible for their essential deposit-related nature. Studied and modelled again by several researchers (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) since the beginning of the worldwide

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA auge mundial de la prospección de yacimientos epitermales auroargentíferos, pueden sintetizarse como sigue:

highpoint of epithermal gold and silver bed prospecting, the latter can be summarized as follows:

?? Asociación, básicamente con stocks o plugs subvolcánicos porfídicos de escasas dimensiones y profundidad de intrusión, domos (de flujo), estratovolcanes más o menos compuestos, coladas lávicas, capas piroclásticas, escudos ignimbríticos y/o calderas volcánicas, de edad más frecuentemente meso que neomiocena y de litología dominante dacítica, riodacítica, riolítica o, eventualmente (sobre todo en el Mioceno Superior), andesítica; procedentes del manto en zona de subducción, los magmas calco-alcalinos (tipo I) metalotectos sufrieron en muchas partes (p. ej. el Altiplano nororiental según Redwood 1986) una contaminación cortical creciente con el tiempo (v. Orógeno Andino - Conceptos generales).

??

Association, basically with porphyric subvolcanic stocks or plugs of small dimensions and intrusion depth, (flow) domes, more or less composite stratovolcanos, lava flows, pyroclastic layers, ignimbritic shields and/or volcanic calderas of a more frequently Meso- than Neomiocene age, and with a dominatly dacitic, rhyodacitic, rhyolitic or, eventually andesitic (particularly during the Upper Miocene) lithologies; coming from the mantle in the subduction zone, the metallotect calc-alkaline magmas (type I) underwent, in time, a growing crustal contamination in several places (for example, according to Redwood 1986, in the northeastern Altiplano) (see Andean Orogen - General Concepts).

?? control estructural por lineamientos, megafallas transcurrentes y, a escala local, fracturas tensionales;

??

structural control by lineaments, trasncurrent megafualts, and at the local level, tension fractures;

?? morfología variable, desde los filones hasta los stockworks y las diseminaciones en brechas, en piroclastitas porosas o incluso en pórfidos;

??

variable morphology, from the lodes to the stockworks and dissminations in breccia, porous puroclastites and even in porphyries;

?? mineralización comúnmente bandeada, brechosa, geódica o aun cavernosa;

??

commonly banded, brecciated, geodeic or even cavernous mineralization;

?? zonación metálica vertical más o menos (telescoping) desarrollada: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) hacia la superficie, con Ag/Au >> 1 en la gran mayoría de los casos y > 50 en los depósitos epitermales;

??

more or less (telescoping) developed vertical metallic zoning: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) towards the surface, with Ag/Au >> 1 in most of the cases, and > 50 in the epithermal deposits;

?? alteración hidrotermal epimagmática premineral generalmente penetrativa y zonada, con núcleos fílicos o silicificados y amplios halos argilizados y/o propilitizados, y con zonas apicales de argilización avanzada o "tapones" silíceos en los depósitos subsuperficiales.

??

pre-mineral epimagmatic hydrothermal alteration, generally preventive or zoned, with phyllic or silicified nuclei, and argillated and/or propylitized halos, and advanced argillated apex zones or siliceous “plugs” in the subsuperficial deposits.

En torno a este modelo general, diversos tipos de mineralizaciones vetiformes o diseminadas se formaron según las áreas: unas (auro) argentíferas epitermales (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), otras polimetálicas (metales de base, Ag, Au, Sn, etc.) de "tipo boliviano" (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez, etc.) y otras aún, ocasionalmente, auro-cupríferas epiporfídicas de transición al tipo epitermal sulfato ácido subsuperficial (como La Española en los confines norte de la Cordillera Occidental y Escala en el sur del Altiplano) (USGS-GEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c y 1997, Redwood 1993, etc.).

According to the areas, diverse types of streak and scattered mineralizations were formed around this general model: some of them are epithermal (gold) silver bearing (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), others are “Bolivian-type” polimetallic (base metals, Ag, Au, Sn, etc.) (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez, etc.), and yet others are occasionally epiporphyric goldcopper bearing, transitional to the subsuperficial acid sulphate epithermal type (such as La Española in the northern boundaries of the Western Cordillera and Escala in the southern Altiplano) (USGSGEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c and 1997, Redwood 1993, etc.).

En síntesis, dos metalotectos muy diferentes, ambos de acción prolongada, oponen la metalogenia de los cinturones minerales interno (faja polimetálica occidental) y externos (fajas estañífera y polimetálica oriental) de los Andes bolivianos. En el primero, las sucesivas etapas de mineralización fueron por lo esencial producto de un volcanismo y subvolcanismo calco-alcalinos polifásicos de origen mantélico ligados a perturbaciones reiteradas de la dinámica de subducción sud-pacífica. En los segundos el metalotecto fundamental fue en permanencia, a nivel de la corteza superior, la extensa cuenca psamo-pelítica ensiálica del Paleozoico Inferior, cuyas lutitas

In synthesis, two very different metallotects, both with prolonged action, place the metallogeny of the Bolivian Andes internal (western polymetallic belt) and external (tin and eastern polymetallic belts) mineral belts in opposition. In the former, the successive mineralization stages were esentially product of calcalkaline poly-phase volcanism and subvolcanism of mantle origin, linked to the repeated disturbances of the southpacific subduction dynamics. In the latter, the fundamental metallotect occured in permanence at the upper crust level the extensive Lower Paleozoic ensialic psamo-pellitic basin, the reducing and synergetically pre-

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reductoras y singenéticamente preenriquecidas en ciertos metales controlaron repetidamente a lo largo del Fanerozoico a la vez, en forma directa, la metalogénesis epigenética del oro, antimonio, plomo y zinc y, en forma indirecta, la del estaño, a través de la influencia de la baja fugacidad de oxígeno de la secuencia lutítica sobre la concentración residual de este metal oxífilo en los magmas corticales y los fluidos hidrotermales derivados.

enriched shale of which, along the Phanerozoic, controlled at the same time, both directly the epigenetic metallogenesis of gold, antimonium, lead, and zinc, and indirectly that of tin, through the influence of low oxigen fugacity of the shale sequence over the residual concentration of this oxyphilous metal in crustal magmas and derived hydrothermal fluids.

LLANURA CHACO-BENIANA

THE CHACO-BENI PLAIN

La parte central de Bolivia, entre el escudo precámbrico al E y el pie de monte subandino al W, está constituida por una vasta llanura aluvial, localmente ondulada, que se alarga en dirección NW-SE y se prolonga tanto hacia al NW dentro de los territorios brasileño y peruano como hacia el SE dentro del territorio paraguayo. Globalmente denominada “Chaco-Beniana”, esta llanura engloba al NW los confines sudoccidentales de la cuenca amazónica, surcados por los cursos divagantes de los grandes ríos Madera, Madre de Dios, Beni y Mamoré y de sus numerosos afluentes. Varios de esos ríos son portadores significativos de oro, sobre todo el Madera y el Madre de Dios pero también, aunque en mucho menor medida, el Madidi, el Undumo, el Tequeje y otros afluentes de orilla izquierda del Beni: ellos definen en su conjunto la llamada cuenca aurífera amazónica, que es la más joven de las provincias metalogénicas bolivianas.

Between the Precambrian shield to the E, and the Subandean Piedmont to the W, the central part of Bolivia is made up by a locally rolling vast alluvial plain which extends with a NW-SE trend into both, Brazilian and Peruvian territory to the NW and Paraguayan territory to the SE. Globally called “Chaco-Beni,” to the NW, this plain encompasses the southwestern boundaries of the Amazon basin, ploughed by the rambling courses of the Madera, Madre de Dios, Beni and Mamoré rivers, and their numerous affluents. A number of these rivers are significant gold carriers, particularly the Madera and Madre de Dios rivers, but also, to a lesser extent, the Madidi, Undumo, Tequeje and other affluents of the Beni River’s left shore: all together, they define the so-called Amazon gold basin, which is the youngest Bolivian metallogenic province.

Cuenca aurífera amazónica

Amazon Gold Basin

Con sus 500 km y más de longitud por 10 (al NE) a 180 (al SW) de anchura, esta elongada provincia monometálica se extiende, de SW a NE, de un borde al otro de la llanura de inundación de la Amazonia boliviana. Su substrato regional, aflorante sólo en rápidos (“cachuelas”), islotes e inselbergs tabulares a lo largo del bajo Beni (de Cachuela Esperanza hacia el NE) y del alto Madera, es un basamento cristalino proterozoico que pertenece a la margen occidental del escudo centrobrasileño y a su prolongación en profundidad más al W. Fuera del extremo NE de la cuenca (región de Araras), este basamento se halla cubierto por un antiguo glacis aluvial pedemontano principalmente limo-arcilloso de algunas decenas de metros de espesor que ha sido datado del Mioceno Superior-Plioceno y atribuido a un primer ciclo notable de degradación-agradación provocado por el solevantamiento de los Andes Orientales y de la faja subandina (Heuschmidt & MirandaMartínez 1995).

With a length of over 500 km by a width of 10 (NE) to 180 (SW), from SW to NE, this elongated mono-metallic province extendsform one border to the other in the Bolivian Amazon flood plain. Outcropping only in the rapids (“Cachuelas”), small islands and tabular inselbergs along the low Beni (from Cachuela Esperanza to the NE) and the high Madera, the regional bedrock is a Proterozoic crystalline basement belonging to the western margin of the Central-Brazilian Shield and its extension in depth further W. Outside the basins NE end (Araras region), this basement is covered by a mainly silty-argillaceous old piedmont alluvial glacis of a thickness of a few tenths of meters, which has been dated at an Upper Miocene-Pliocene age, and is attributed to the first notorious degradation-gradation cycle caused by the Eastern Andes and Sub Andean belt uplift (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).

Otros ciclos de erosión y aluvionamiento siguieron en el transcurso del Plio-Cuaternario al ritmo de las fases neotectónicas de levantamiento isostático recurrente del orógeno andino y de los períodos glaciares e interglaciares relacionados, en las alturas cordilleranas, a la vez con aquellos levantamientos orográficos reiterados y con las variaciones climáticas generales, o sea con las glaciaciones plio-pleistocenas. Durante el Pleistoceno superior en especial, una fuerte reactivación de la tectónica de bloques andina y de la subsidencia pedemontana compensatoria desencadenó en la llanura beniana una inundación de gran envergadura, que posiblemente fue todavía amplificada por la captura de las aguas entonces glaciares del lago Titicaca por una erosión regresiva intensificada y su derrame sobre la vertiente amazónica de la cordillera (Campbell et al. 1985). Es a raíz de esta inundación que se depositó, hace unos 40.000-30.000 años, la secuencia aluvial gruesa de 0,5 a 5 m de potencia actual bautizada Fm. Manoa en el valle del

In the course of the Plio-Quaternary, other erosion and washout cycles followed the rhythm of the neotectonic phases of the recurrent isostatic uplifting of the Andean orogen and the related glaciar and interglaciar periods at the ranges’ heights, at the same time as those repeated orographic upliftings and with the general climate variations, that is, with the Plio-Pleistocene glaciations. Particularly during the Upper Pleistocene, a strong jostling of the Andean block tectonics and piedmont compensatroy subsidence unleashed a great flood in the Beni plain. Likely, this flood was further enlarged by the capture of back then glaciar waters of Lake Titicaca, due to an intensified regressive erosion and spill over the range’s Amazon watershed (Campbell et al. 1985). It was due to this flood that approximately 40,000-30,000 years ago, the coarse alluvial sequence with a current power of 0.5 to 5 m, named Manoa Fm. in the high Madera valley, and Acre Fm. to the W was deposited. Better known as such, the Manoa Fm. (Ruiz 1989)

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA alto Madera y Fm. Acre al W. La Fm. Manoa, mejor conocida (Ruiz 1989), comprende dos delgados horizontes de conglomerados gruesos sólidamente cementados por una matriz arcillo-ferruginosa y separados por arenas y gravas no consolidadas.

comprises two thin horizons of coarse conglomerates solidly cemented by an argillaceous-ferruginous matrix and separated by unconsolidated sand and gravel.

Sobre la peneplanicie originada por erosión de los sedimentos pleistocenos, se acumularon nuevos aluviones de granulometría más fina y de mayor espesor (aprox. 10 a 40 m) producidos por la recurrencia de la neotectónica isostática postcinemática de solevantamiento de los Andes y subsidencia de su pie de monte a lo largo de todo el Holoceno. Aquéllos forman ahora las terrazas y los lechos fluviales (de hasta dos km de ancho) aún no compactados de la amplia llanura de inundación que, sobre una anchura que puede alcanzar 30 km, se desarrolla a ambos lados de los cursos recientes (paleocauces) y presentes del Madre de Dios, del Beni, del Madera y de sus afluentes. Las litofacies, variables, incluyen gravas finas en lentes y horizontes discontinuos, arenas, limos y arcillas, a menudo lateritizados en superficie hasta una profundidad de cerca de 10 m (Campbell et al., 1985).

On top of the peneplain originated by the erosion of Pleistocene sediments, new alluvia were accumulated, with finer granulometry and greater thickness (approx. 10 to 40 m), which were produced by the recurrence of the Andean uplift’s post-kynematic isostatic neotectonics, and the subsidence of its peidmont all through the Holocene. These alluvia now form the yet uncompacted terraces and fluvial beds (of up to a 2 km width) of the wide flood plain which, with a width reaching up to 30 km, develops at both sides of the recent and present courses (paleo-riverbeds) of the Madre de Dios, Beni, Madera rivers and their affluents. The variable lithofacies include fine gravels in discontinuous lenses and horizons, sand, silt and clay that are often lateritized at the surface, up to a depth close to 10 m (Campbell et al. 1985).

En ese contexto geodinámico y litoestratigráfico se emplazaron dos tipos principales de concentraciones auríferas: paleoplaceres hospedados por los sedimentos pedemontanos gruesos de edad pleistocena superior y, sobre todo, placeres modernos asociados a los aluviones recientes (terrazas) o actuales de la llanura de inundación holocena de la subcuenca Madera -Beni-Madre de Dios.

In this geodynamic and lithostratigraphic context. two main gold concentration types were emplaced: the paleoplacers hosted by the coarse piedmont sediments of Upper Pleistocene age and, above all, modern placers related to the recent or current alluvia (terraces) of the Madera -Beni-Madre de Dios sub-basin’s Holocene flood plain.

Los yacimientos del primer tipo están conocidos esencialmente dentro de la Fm. Manoa del distrito de Araras, sobre la ribera occidental del alto Madera. Si bien el conglomerado basal de dicha formación contiene habitualmente menos de 1 g/m3 Au, las gravas y en menor grado las arenas sueltas suprayacentes están mucho más enriquecidas en oro, especialmente en el interior de antiguos canales intraformacionales que pueden rendir hasta 10 g/m3 o más, como es el caso en Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).

The first type of deposits are known esentially within the Manoa Formation in the Araras district, over the western shore of the high Madera River. Although this formation’s basal conglomerate normally has less than 1 g/m3 Au, the gravels and to a lesser extent the sand, overlying loosely, are much richer in gold, particularly inside the old intraformational canals, which can reach a yield of up to 10 g/m3 or more, such as in the case of Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).

Las gravas auríferas holocenas dispersas en toda la extensión del sistema de drenaje moderno del Madre de Dios (Chivé, Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), del Beni (ríos Tequeje, Undumo, Madidi, etc.) y, mayormente, del Madera (Cachuela MaderaCachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) se localizan ya en paleocanales a orillas del río, ya en trampas para minerales pesados en el lecho del mismo: rápidos (cachuelas) que actuaron como riffles, playas de islas, orillas convexas de meandros, tramos hidrográficos de alto a bajo gradiente y fondos de cauces activos (a profundidades de hasta 10 ó 15 m). Tales gravas sueltas y por lo general más bien finas, recubiertas por limos y arcillas estériles, suelen encerrar hasta alrededor de 0,5 g/m3 Au, aunque han sido señalados en lugares tenores que sobrepasan los 4 g/m3 (Heuschmidt & MirandaMartínez 1995).

The Holocene gold gravels scattered along the whole modern drainage system’s extension of the Madre de Dios (Chivé, Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), the Beni (Tequeje, Undumo, Madidi rivers, etc) and mostly the Madera Madera (Cachuela Madera-Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) are located in paleocanals on the rivershores, in heavy mineral traps within the same rivershores: rapids (Cachuelas) that acted as riffles, island beaches, convex meander shores, hydrographic stretches of high to low gradient, and active riverbed bottoms (at depths of 10 to 15 m). Such loose gravels, generally fine and covered by sterile silt and clay, usually hold about 0,5 g/m3 Au, although values exceeding 4 g/m3 have been reported at some sites (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).

Muy variada es la gama de los minerales pesados, algunos de ellos localmente de potencial interés comercial, que acompañan el oro en aquellas diferentes categorías de placeres fluviátiles cuaternarios: ilmenita, hematita, magnetita, circón, rutilo, topacio, granate, monacita negra enriquecida en tierras raras (particularmente en Eu), casiterita autóctona a subautóctona procedente del basamento proterozoico, colombita - tantalita, corindón, etc. El oro nativo, de granulometría fina a ultrafina y de gran pureza, ocurre en forma de laminillas, gránulos y polvo; la predominancia de las laminillas, que

There is a varied heavy metal range, some of them with local economic interest, which are found together with gold in the categories of Quaternary fluviatile placers: ilmenite, hematite, magnetite, zircon, rutile, topaz, garnet, black monacite enriched with rare earths (particularly with Eu), autochthonous to subautochtonous caserite coming form the Proterozoic basement, colombite – tantalite, corundum, etc. Native gold, of fine to ultra fine granulometry and great purity, is present in the shape of lamellae, granules and dust; the predominance of the lamellae,

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tienden a flotar, explica la común ocurrencia del metal (por ejemplo en la Fm. Manoa) a un nivel del perfil aluvionar más alto que aquel de los clásicos paystreaks basales donde se concentran todas las partículas gruesas de los placeres proximales cordilleranos (Ruiz 1989).

which tend to float, explains the common presence of the metal (in the Manoa Formation, for instance) at a higher alluvion profile level than that of the basal paystreak clasts in which most of the coarse particles of these proximal range placers concentrate (Ruiz 1989).

La fuente primaria del oro detrítico de la cuenca amazónica puede inferirse a partir de dos clases de observaciones. En primer lugar, las características morfoscópicas y geoquímicas de las partículas auríferas concurren en indicar un largo transporte, desde el exterior de la cuenca. Por otra parte, llama la atención el contraste entre la relativa abundancia del oro a todo lo largo del curso del Madre de Dios y del Madera y su escasez, o incluso virtual ausencia, tanto en el Mamoré (que drena aguas provenientes del escudo precámbrico) como en el curso medio del Beni (cuya cuenca superior cordillerana es no obstante sumamente aurífera). Tratándose del Beni, tal carencia de oro ha sido imputada (Hérail et al, 1991) a una subsidencia excepcionalmente pronunciada de su llanura de inundación a la salida de los Andes (aguas abajo de Rurrenabaque), la cual provocó la acumulación masiva de material aluvial heterométrico en el pie de monte en vez de una gradual selección granulométrica y concentración conjunta del metal río abajo. De cualquier modo, todo parece demostrar que el oro de la cuenca amazónica proviene por lo esencial del alto Madre de Dios y por tanto, en última instancia, de las innumerables vetas de cuarzo encajonadas en terrenos psamopelíticos eopaleozoicos del sureste de la Cordillera Oriental peruana (Cordillera de Carabaya), vetas que dieron además origen, también en el Perú, a los grandes yacimientos aluvionares de la cuenca superior del Madre de Dios aguas arriba de Puerto Maldonado (ríos alto Madre de Dios, Inambari, Tambopata y otros) (Bonnemaison et al. 1983). Sin embargo, el aporte metálico no resultó sino parcialmente directo a partir de los afloramientos filonianos intemperizados. En efecto, una proporción apreciable del oro fue removilizada, a escala más local, de los colectores intermedios que fueron las formaciones rudáceas pedemontanas precoces ? neógenas o pleistocenas? Mazuco (que, en el Perú, atestigua que la erosión alcanzó las vetas auríferas ya hacia fines del Mioceno), Acre y Manoa, de W a E. El papel preconcentrador de estos colectores intermedios queda también ilustrado, aunque marginalmente, en la cuenca media del Beni: pues el oro contenido y localmente explotado en las terrazas holocenas de sus tributarios el Tequeje y el Maniquí proviene exclusivamente de la removilización, por la disección cuaternaria, del stock de metal previamente almacenado en la formación neógena Tutumo del sinclinal Tuichi-Quiquibey (Hérail et al. 1991).

The main source of Amazon Basin detrital gold can be inferred from two kinds of observations. First, the morphoscopic and geochemical features of the gold particles coincide in indicating a long transportation from outside the basin. On the other hand, it is interesting to note the contrast between the relative abundance of gold along the whole course of the Madre de Dios and Madera rivers, and the scarcity or even virtual absence thereof both in the Momoré River (which drains waters coming from the Precambrian shield) and middle course of the Beni River (the range upper basin of which bears nonetheless plenty of gold). Speaking of the Beni River, the lack of gold has been attributed (Hérail et al. 1991) to an exceptionally pronounced subsidence of its flood plain at the Andes exit (downstream of Rurrenabaque), which cuased the massive accumulation of heterometric alluvial material at the piedmont, instead of a gradual granulometric selection and concentration of the metal down the river. Anyway, it all seem to prove that the Amazon Basin gold comes esentially from the high Madre de Dios River, and therefore, ultimately from the countless quartz veins embedded in Eo-Paleozoic samo-pellitic terranes southeast of the Peruvian Eastern Cordillera (the Carabaya Cordillera). In Peru, these veins also originated the large alluvium beds of the Madre de Dios upper basin, upstream of Puerto Maldonado (high Madre de Dios, Inambari, Tambopata and other rivers) (Bonnemaison et al. 1983). However, the metallic input is only partially directstarting at the weathered lode outcrops. Indeed, at a more local scale, a considerable gold proportion was re-mobilized from the intermediate collectors that were the – Neogene or Pleistocene - rudaceous piedmontane precocious formations of Mazuco (which, confirm that the erosion in Perú reached the auriferous veins towards the end of the Miocene), Acre and Manoa, from W to E. Although marginally, these intermediate collector’s preconcentrating rol is also illustrated ¡Error! Marcador no definido.in the Beni middle basin, since the gold content, locally exploited in the Holocene terraces of its tributaries, the Tequeje and Maniquí rivers, comes exclusively from the re-mobilization by Quaternary dissection of the previously stored metal stock in the Neogene Tutumo basin of the Tuichi-Quiquibey sincline (Hérail et al. 1991).

Referencias

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Capítulo 10

Reinhard Rössling (1)

Introducción

Introduction

El desarrollo estructural de los Andes centrales puede subdividirse en dos etapas principales, separadas por un evento tectónico a nivel mundial que marca el inicio de la disgregación del Gondwana. El desarrollo de la etapa “Pre-Andina” comprende la evolución antes del Triásico superior, la etapa “Andina” comprende el desarrollo de la región andina después de la separarción del Gondwana y el inicio de la subducción de la litósfera oceánica debajo de la placa continental sudamericana.

The structural development of the Central Andes can be subdivided into two main stages, separated by a world wide tectonic event marking the onset of Gondwana-breakup. The "Pre-Andean" development comprises the evolution before the Upper Triassic, and the "Andean" comprises the development of the Andean region after the Gondwana break-up and the beginning of the subduction of oceanic lithosphere underneath the South-American continental plate.

Evolución Pre-Andina

Pre-Andean Evolution

De acuerdo a Ramos (1988), el Proterozoico tardío – Paleozoico temprano de la parte sur de Sudamérica es el collage de bloques cratónicos reunidos a lo largo del margen sudoccidental del Gondwana. Estos bloques fueron acrecionados durante el tiempo Proterozoico tardío y están sobrepuestos por sedimentos depositados en grandes cuencas intracratónicas. Las reconstrucciones paleogeográficas de Ramos (1988) indican, que el márgen occidental del Gondwana fue el borde de un gran oceáno y fue interactivado con una placa oceánica. Muy probablemente el borde del Gondwana fue en tiempos proterozoicos un margen continental activo durante largos períodos.

According to Ramos (1988) the late Proterozoic-Early Paleozoic of the southern part of South America is a collage of cratonic blocks brought together along the southwestern margin of Gondwana. These blocks were accreted during late Proterozoic times and overlain by sediments deposited in large intracratonal basins. The paleogeographic reconstructions of Ramos (1988) indicate, that the western margin of Gondwana was at the border of a large ocean and was interacting with an oceanic plate. Most probably the Gondwana margin was an active continental margin during long periods in Proterozoic times.

En el Cámbrico superior un rift de trasarco se desarrolló en el margen occidental del Gondwana. En el NW argentino esto está documentado por el emplazamiento de rocas ultramáficas (Allmendiger et al., 1983). Más al norte este evento tectónico extensional está señalado sólo por subsidencia y alguna actividad hidrotermal. El desarrollo tectónico en el Cámbrico superior al

In Upper Cambrian a back-arc rift developed at the western margin of Gondwana. In NW-Argentina this is documented by the emplacement of ultramafic rocks (Allmendinger et al., 1983). Further north this extensional tectonic event is marked only by subsidence and some hydrothermal activity. The tectonic development in Late Cambrian to Middle Ordovician in the Central Andes

---------(1) Consultor en Geología – SERGEOMIN Casilla Postal 2729, La Paz - Bolivia

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Ordovícico medio en los Andes centrales estuvo dominado por condiciones tensionales a gran escala como resultado de la deriva NW de Norte America pasando a lo largo del margen occidental del Gondwana, creando así un margen continental pasivo (Sempere, 1993)

was dominated by large scale tensional conditions as a result of the NW-drift of North America leaving the western margin of Gondwana, thereby creating a passive continental margin (Sempere, 1993).

Después de la transgresión de un mar Cámbrico poco profundo sobre las rocas precámbricas plegadas, durante el Tremadociano / Arenigiano se inicia la sedimentación de areniscas y fangolitas guijarrosas intercaladas. Esta transgresión marca la formación de una cuenca resultante de la rotación en sentido de las agujas del reloj del “Macizo-Terreno de Arequipa” que fue separado del Gondwana (Bahlburg, 1990). Esta fase de rifting estuvo acompañada por un período magmático con rocas máficas y ultramáficas. La actividad volcánica submarina llevó a la formación de mineralizaciones sedimentarias-exhalativas, como la mina “El Aguilar” en el norte argentino (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992). La fuente principal de los sedimentos fue el arco magmático al oeste, que estuvo activo sobre una zona de subducción de buzamiento al E hasta el Arenigiano. Esta subducción fue el producto de una nueva rotación contrareloj del Macizo-Terreno de Arequipa. El terreno fue re-acrecionado sobre el Gondwana, con el cierre de la cuenca de trasarco, y transformándola en una cuenca de antepaís del margen del Gondwana (Bahlburg, 1990)

After the transgression of a shallow Cambrian sea over folded Precambrian rocks began during the Tremadocian / Arenigian the sedimentation of sandstones and intercalated pebbly mudstones. This transgression marks the formation of a basin resulting by clockwise rotation of the "Arequipa Massif-Terrane" which was separated from Gondwana (Bahlburg, 1990). This rifting phase was accompanied by a magmatic period with mafic and ultramafic rocks. The submarine volcanic activity led to the formation of sedimentary-exhalative mineralizations, such as the "El Aguilar"mine in northern Argentina (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992). The principal source of the sediments was the magmatic arc in the west, that was active over an E-dipping subduction zone until the Arenigian. This subduction was a product of the now counter-clockwise rotation of the Arequipa-Massif Terrane. The terrane was re-accreted onto Gondwana, with closure of the backarc basin, and transformed into a foreland basin at the Gondwana margin (Bahlburg, 1990).

Evolución del Margen Continental Sudamericano durante el

Ordovícico. Evolution of the South-American Continental Margin during the Ordovician.

Fig. 10.1 Distribución de Placas antes de la disgregación del Gondwana hace ca. 200 Ma. Plate distribution before the Gondwana breakup about 200 Ma ago.

200


Evolución Andina

Andean Evolution

El ciclo Andino comienza cerca de 200 Ma atrás en el Liásico. Desde el primer evento andino, el enfoque del arco magmático se trasladó progresivamente hacia el este, con una velocidad promedio de alrededor de 1 km por 1 Ma.

The Andean cycle began about 200 Ma ago in the Lias. Since the first andean event the focus of the magmatic arc moved progressively eastward with an average velocity of about l km per 1 Ma.

Este diferente desarrollo tectónico y magmático surgió de las interacciones de placas a nivel global. Los dos primeros arcos magmáticos se formaron antes de la apertura del Atlántico Sur. El cambio a la tectónica predominantemente compresiva se inició por la apertura del Atlántico Sur y el movimiento hacia el oeste de la placa sudamericana.

This different tectonic and magmatic development resulted from global plate interactions. The first two magmatic arcs are formed prior to the opening of the South Atlantic. The change to predominantly compressional tectonics was initiated by the opening of the South Atlantic and the westward motion of the South American plate.

La disgregación del Gondwana fue precedido en el Triásico medio a tardío por domos, depresiones y artesas intraplaca. Existen depósitos epicratónicos conservados en muchas áreas de Sudamérica, encontrándose separados de los sedimentos Paleozóicos por una superficie de truncamiento regional (Uliana & Biddle, 1988). La apertura del Atlántico Sur durante el Jurásico resultó en el rifting y en cambios dramáticos en el marco tectónico predominante, a nivel de todo el Gondwana. Después de la disgregación del Gondwana, la placa continental sudamericana se movió hacia el oeste, dejando atrás a su margen continental oriental pasivo, el Océano Sudatlántico que se ensanchaba lentamente. En su margen occidental, fue empujado contra las placas oceánicas del Océano Pacífico, el que, desde entonces, fue subducido debajo del continente sudamericano. La evolución geológica a lo largo de este margen continental activo es el resultado de las interacciones de las placas continentales y oceánicas definidas por velocidades de placa, ángulos de colisión entre placas, la tasa de subducción y el ángulo con el que la placa oceánica es subduccionada por debajo del continente (ángulo de subducción). Estos parámetros cambiaron con frecuencia durante la evolución andina.

The breakup of Gondwana was proceeded in middle to late Triassic by intra-plate domes, sags and troughs. Epicratonic deposits are preserved in many areas of South America, they are separated from the Paleozoic sediments by a surface of regional truncation (Uliana & Biddle, 1988). The opening of the South Atlantic during the Jurassic resulted in Gondwana-wide rifting and dramatic changes in the predominant tectonic setting. After the Gondwana breakup the South-American continental plate moved westwards leaving behind its eastern passive continental margin the slowly widening south-Atlantic ocean. At its western margin it is pushed against the oceanic plates of the Pacific Ocean, which is subducted since then underneath the South-American continent. The geologic evolution along this active continental margin is a result of the interactions of the continental and oceanic plates defined by plate-velocities, collision-angle between the plates, the subduction rate and the angle, with which the oceanic plate is subducted underneath the continent (subduction angle). These parameters changed frequently during the Andean evolution.

Desde los inicios del Ciclo Andino, las actividades magmáticas están estrechamente asociadas con los diferentes arcos magmáticos relacionados con la subducción, con la extrusión y emplazamiento de lavas predominantemente calcoalcalinas y plutones de composición básica a ácida y diferenciados derivados del manto. Desde entonces, desarrollaron cuatro diferentes sistemas de arco magmático, cada uno desplazado hacia el este en relación al anterior. La migración hacia el este ocurrió a consecuencia de la destrucción y erosión tectónica en el margen continental activo (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).

Since the beginning of the Andean Cycle, the magmatic activities are closely associated with the subduction-related different magmatic arcs with the extrusion and emplacement of predominantly calc-alkaline lavas and plutons of basic to acid composition and mantle-derived differentiates. Since then, four different magmatic arc systems, each one displaced towards the east in relation to the previous one, developed. The eastward migration was a consequence of the destruction and tectonic erosion at the active continental margin (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).

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Fig. 10.2. Distribución reciente de placas de las regiones Sudamericana y Pacífica. Recent plate distribution of the South-American and Pacific Region.

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Fig. 10.3 Evolución del Margen Continental Activo de Sudamérica durante los últimos 100 Ma. La convergencia entre la placa continental y la oceánica cambió de ángulo debido al movimiento de las diferentes placas oceánicas. Evolution of the South-American active Continental Margin during the last 100 Ma. The convergence between the continental and the oceanic plate changed its angle due to the movement of the different oceanic plates.

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Inicialmente, durante el Jurásico temprano, el margen de la placa se caracterizaba por una baja tasa de subducción de la placa “Aluk” o “Fenix” con un ángulo muy oblicuo, casi paralelo a la fosa (Fig. 10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), lo que resultó en una cuenca marina de trasarco sinistral y transtensional con baja subsidencia. Se formó un arco de isla con una zona de subducción similar al “tipo Mariana.” En la parte posterior del arco de isla se desarrolló una artesa marina a lo largo de cuencas de desgarre alineadas en escalonamiento diagonal (Hillebrandt et al., 1990). La transgresión se movió hacia el este, y tuvo su mayor extensión en tiempos oxfordianos. La cuenca de trasarco del Jurásico estaba ubicada a lo largo de la actual Precordillera chilena. El primer arco magmático del Ciclo Andino se formó a lo largo de la reciente Cordillera Costera en Chile, con la fosa ubicada a lo lejos en el Pacífico reciente. Los productos magmáticos de este arco comprenden a lavas andesíticas de alrededor de 10 km the espesor, depositadas en una cuenca tensional (Scheuber, 1991). Los primeros 100 Ma, del Jurásico al Cretácico medio, estuvieron dominados por un regimen tectónico principalmente extensional con un magmatismo derivado del manto con muy poca contaminación cortical.

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Initially, in Early Jurassic, the plate margin was characterized by a low subduction rate of the "Aluk" or "Phoenix"-plate with a very oblique angle, almost parallel to the trench (Fig. 10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), resulting in a sinistral transtensional marin back-arc basin with a low subsidence. An island arc was formed with a subduction zone similar to a "Mariana-type". In the back of the growing island arc a marine through developed along en echelon aligned pull-apart basins (Hillebrandt et al., 1990). The transgression moved eastward and had its main extension in Oxfordian time. The Jurassic back-arc basin was situated along the presentday Chilean Precordillera. This first magmatic arc of the Andean Cycle formed along the recent Coastal Cordillera in Chile, the trench lay far off in the recent Pacific. The magmatic products of this arc comprises about 10 km thick andesitic lavas deposited in a tensional basin (Scheuber, 1991). The first 100 Ma, Jurassic to middle Cretaceous, were dominated by a mainly extensional tectonic regime with mantle derived magmatism with only little crustal contamination.

Fig. 10.4. Migración hacia el este del arco magmático activo durange el Ciclo Andino, como lo prueban las dataciones radiométricas de rocas ígneas en los Andes del norte de Chile y Bolivia. Eastward migration of the active magmatic arc during the Andean cycle as proved by radiometric datations of igneous rocks in the Andes of northern Chile and Bolivia.

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Los productos de la segunda fase de magmatismo andino del Cretácico inferior están expuestos en la parte occidental y sur de la Precordillera chilena y del Valle Longitudinal. El ángulo de colisión entre ambas placas cambió de la manera que se muestra en la Fig. 10.4 . Como resultado de la subducción de orientación NW con un ángulo casi oblícuo, se desarrolló un regimen tectónico transpresional dextral a lo largo del arco magmático. En los últimos 100 Ma, a partir del Cretácico “medio,” el magmatismo está influenciado por mayor contaminación cortical en un ambiente tectónico de transpresional a compresional. Los arcos magmáticos correspondientes se dispusieron en la Precordillera oriental (Cretácico superior), y el arco volcánico reciente (desde el Oligoceno) en la Cordillera Occidental, a lo largo de la frontera de Chile y Bolivia (Reutter et al. 1993).

The products of the second phase of Andean magmatism of Lower Cretaceous time are exposed in the western and southern part of the Chilean Pre-Cordillera and the Longitudinal Valley. The collisionangle between the two plates changed as shown in Fig. 10.4 . As a result of the NW-oriented subduction with an almost oblique angle developed a dextral transpressional tectonic regime along the magmatic arc. The last 100 Ma, from "Mid"-Cretaceous onward, the magmatism is influenced by more crustal contamination in a transpressional to compressional tectonic environment. The corresponding magmatic arcs were placed in the Eastern Pre-Cordillera (Upper Cretaceous) and the recent volcanic arc (since Oligocene) in the Western Cordillera along the border of Chile and Bolivia (Reutter et al. 1993).

El inicio del Cretácico está marcado por la extensión máxima en Sudamérica, con la partición continental y una deriva a gran escala debido a la avanzada apertura del Atlántico Sur. Empezó a abrirse una alargada cuenca de trasarco en la Cordillera Oriental y en la Precordillera chilena, con cuencas interconectadas desde el norte de Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) al sur de Bolivia, norte de Chile y sud del Perú. Entonces, la ingresión marina subsequente pudo haber procedido del Pacífico en el NW. El área mejor documentada de este evento extensional se localiza en el norte de la Argentina, en el área de Salta, con magmatismo traquítico con cuerpos intrusivos alcalinos y subalcalinos (Galliski & Viramonte, 1988).

The beginning of the Cretaceous is marked by maximum extension in South America, with continental split and large scale drift due to the advanced opening of the South Atlantic. An elongate back-arc basin began to open in the Eastern Cordillera and the Chilean Precordillera with interconnecting basins from northern Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) to southern Bolivia, northern Chile and southern Peru. Thus the subsequent marine ingression may have proceeded from the Pacific in the NW. The best documented area of this extensional event is located in northern Argentina in the area of Salta with trachytic magmatism with alcaline and subalcaline intrusive bodies (Galliski & Viramonte, 1988).

Desde el Oligoceno tardío, el enfoque del magmatismo ha estado en el arco magmático activo de la Cordillera Occidental. Los productos son principalmente diferenciados del manto con variados grados de contaminación cortical (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).

Since late Oligocene time the focus of magmatism has been at the active magmatic arc in the Western Cordillera. The products are mainly mantle-derived differentiates with varying degree of crustal contamination (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).

La configuración de placas reciente a lo largo del margen continental activo sudamericano se muestra en la Fig. 10.2. En la parte central de los Andes, la placa de Nazca oceánica ha subduccionado en un ángulo de alrededor de 30° por debajo del continente sudamericano continent (Stauder, 1973; Barazangi & Isacks, 1976). La tasa de convergencia entre ambas placas es relativamente alta con alrededor de 10 cm/año. En una distancia de 300 km, la morfología de la fosa Perú-Chile en el oeste difiere con una profundidad de 7.000 m a más de 5.000 m de altitud en la Cordillera Occidental de los Andes. A lo largo de la dirección de los Andes la placa oceánica subduce en diferentes secciones en diferentes ángulos, entre 15° y 35°. En los Andes centrales del norte de Chile y Bolivia, el ángulo de subducción es de cerca de 30°, cambiando abruptamente más al sur a menos de 20° en la llamada sección de “losa plana.”

The recent plate-configuration along the South-American active continental margin is shown in Fig. 10.2. In the central part of the Andes the oceanic Nazca-plate is subducted with an angle of about 30° underneath the South-American continent (Stauder, 1973; Barazangi & Isacks, 1976). The convergence rate between the two plates is with about 10 cm/year relatively high. The morfology differs from the Peru Chile-trench in the W with 7000 m depth in only 300 km distance to over 5000 m altitude in the Western Cordillera of the Andes. Along the Andean-strike the ocean plate is subducted in different sections with different angles between 15° and 35°. In the Central Andes of Northern Chile and Bolivia the subduction angle is about 30°, changing further South abruptly to less than 20° in the socalled "flat-slab"-section.

Al igual que los Himalaya, los Andes son una cordillera ejemplar para el estudio de los procesos tectónicos de placa en un margen continental activo. Hasta con 750 km, los Andes tienen aquí el mayor ancho W-E entre la Cordillera Costera de Chile y las llanuras Chaqueñas en Bolivia. El espesor cortical es de 60 a 70 km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996).

The Andes, like the Himalaya, are an exemplary mountain-range for studiing plate-tectonic processes at an active continental margin. Here, the Andes have with up to 750 km the largest W-Ewidth between the Coastal Cordillera in Chile and the Chaco plains in Bolivia. The crustal thickness is 60 to 70 km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996)

En la última década, la investigación científica en el área del norte de Chile, sur de Bolivia, y norte de Argentina, ha incrementado

During the last decade cientific investigation in the area of northern Chile, southern Bolivia and northern Argentina increased the

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significativamente el conocimiento sobre la estructura y evolución de esta parte de la cordillera; probablemente representa la parte mejor conocida geológicamente en todos Los Andes. En particular, los dos proyectos científicos “Movilidad de los Márgenes Continentales Activos” y “Procesos de Deformación en Los Andes,” con varios subproyectos de diferentes instituciones alemanas, han realizado grandes esfuerzos para aclarar la estructura de los Andes utilizando todo tipo de métodos geofísicos y geológicos. Por lo tanto, es posible y necesario describir con mayor detalle esta parte de los Andes, a lo largo de 21° S.

knowledge of the structure and evolution of this part of the mountain range significantly, probably it represents the geologically best known part of the whole Andes. Especially the two cientific-projects "Mobility of Active Continental Margins" and "Deformation Proceses in the Andes" with several subprojects of different german institutions made great efforts to clarify the structure of the Andes using all kind of geophysical and geological methods. Therefore it is possible and necessary to describe this part of the Andes along 21° S in more detail.

Las investigaciones sobre la refracción sísmica sugieren que la Cordillera Occidental y el Altiplano Occidental representan una corteza de 70 km de espesor, que sostiene fuertemente a estructuras verticales (Wigger et al,. 1994).

Seismic refraction investigations suggest that the Western Cordillera and the Western Altiplano represent a 70 km thick crust bearing strongly vertical structures (Wigger et al,. 1994).

Longitudinal Valley

Coastal Cordillera Trench

72°W

Coast

71° CSS

69° Ms Tv CB

Mv

CSB

Ollagüe Pzv Pzg

Jg

0 km

Western Cordillera

Precordillera

70°

Kg

Qv

LC

?

Eastern Cordillera

67° Qs

66°

KTs

Nazca Plate

FM

HCZ

Villamontes 63° 0 km

CB MC

20

? ?

60 80

Chaco

Tarija

HCZ

LC

LC

40

Subandean Belt 65°

Pzs

CB LVZ

Tupiza

64°

?

Tg

LC

20

Altiplano

68°

40

LC

Lithosphere Mantle

earthquake

60

100

80 AF CB CSB CSS FM

200

HCZ Jg Kg KTs LC LVZ Mc Ms Mv Pzg Pzs Pzv Qs Qv Tg Tv VF

aseismic front continental basement ( mainly Precambrian) continental slope basement continental slope sediments forearc mantle lithosphere (partially hydrated) high conductivity zone Jurassic intrusives Cretaceous intrusives Cretaceous-Tertiary sediments lower crust low (p-wave) velocity zone middle crust Mesozoic sediments Mesozoic arc volcanics Paleozoic intrusives Paleozoic sediments Paleozoic volcanics Quaternary sediments Neogene - Quaternary volcanics Paleogene intrusives Early Tetiary volcanics volcanic front

100

Asthenosphere

200

300

E. Scheuber 11/95

300

Fig. 10. 5 Sección a través de los Andes a lo largo de 21° lat. S. Dibujo en base a datos geofísicos y geológicos. Section across the Andes along 21° lat. S. Sketch on base of geophysical and geological data.

Por debajo de la parte sur de los Andes centrales, el límite entre la corteza y el manto no está bien definido. Las investigaciones geofísicas condujeron a la conclusión que, por debajo del Altiplano sur y la Cordillera Occidental, existen diferentes discontiunidades Mohorovícicas de edades y orígenes diferentes que has sido unidas por el acortamiento tectónico (Giese, 1996). Se reconocieron “Mohos” bien definidos al este del Altiplano, donde el Escudo Brasilero Precámbrico es empujado por debajo de la Cordillera Oriental y al oeste de la Cordillera Occidental, donde se puede identificar el Moho desde debajo de la línea de la costa hasta la Precordillera (Fig. 10.5). Se espera tener una imagen más detallada

Beneath the southern part of the Central Andes the crust-mantleboundary is not well defined. Geophysical investigatons led to the conclusion, that under the southern Altiplano and Western Cordillera different Mohorovicic-discontinuities exist with different ages and origins put together by tectonic shortening (Giese, 1996). Well defined "Mohos" are recognized east of the Altiplano, wele the Precambrian Brazilian Shield is pushed underneath the Eastern Cordillera and west of the Western Cordillera, were the Moho can be indicated from beneath the coastline onto the Precordillera (Fig. 10.5). A more detailled image of the deep seated structures and the crust mantle-boundary of this part of the Andes

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA de las estructuras profundamente asentadas y del límite entre la corteza y el manto de esta parte de los Andes, por los resultados de una campaña de campo recientemente terminada, sobre la sísmica de reflexión a lo largo del perfil entre el Pacífico (medidas costafuera del experimento CINCA’95, Kiefer & Wissmann, 1996) y del borde este del Altiplano. Los datos obtenidos de este “Proyecto de Invetigación Continental Andina, ANCORP’96” están siendo interpretados y evaluados. El objetivo del proyecto ANCORP es buscar un modelo realista e integrado para el engrosamiento cortical en los Andes Centrales.

is expected by the results of a recently terminated field-campaign of reflection seismics along a profile between the Pacific (offshore measuremnts of the CINCA'95 experiment, Kiefer & Wissmann, 1996) and the eastern border of the Altiplano. The obtained data of this "Andean Continental Research Projekt, ANCORP'96" are under interpreta-tion and evaluation. The aim of ANCORP project is to seek for a realistic, integrated model for the crustal thickening in the Central Andes.

La parte sur de los Andes Centrales puede subdividirse en diferentes unidades morfoestructurales, cada una con rasgos estructurales y litológicos distintos y caracterìsticos. El perfil a lo largo de la altitud 21° S en todos los Andes tiene una longitud de alrededor de 700 km, desde el Pacífico en el oeste hasta las llanuras chaqueñas en el este. Este perfil puede resumirse de la siguiente manera: Las mayores privincias fisiográficas coinciden con las unidades estructurales principales, y de oeste a este son:

The Southern Central Andes can be subdivided into different morphostructural units, each of them with distinct and characteristic structural and lithological features. A profile along 21° S altitude across the Andes has a length of about 700 km from the Pacific in the west to the Chaco-plains in the east and can be summarized as follows. The major physiographic provinces coincide with main structural units and are from west to east:

La Cordillera Costera

The Coastal Cordillera

La empinada línea de costa chilena tiene una altura de hasta 1.000 m y está formada predominantemente por espesas secuencias andesíticas del arco magmático del Jurásico y Cretácico inferior y el margen continental activo reciente. Aquí se puede estudiar los procesos de colisión de placas entre la placa continental y las diferentes placas oceánicas durante la evolución andina. La estructuración del margen continental activo de Sudamérica es una respuesta de los ángulos de convergencia, el buzamiento de la placa subduccionante, la reología y velocidad de las placas colisionantes. Paralelo a la costa, el Sistema de Fallas de Atacama es un elemento estructural importante que estuvo activo desde tiempos jurásicos (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981). Los recientes terremotos, con epicentros de poca profundidad, son la evidencia directa de la colisión de ambas placas. La Cordillera Costera buza generalmente hacia el este, formando una superficie a manera de escritorio que se inclina hacia el este (Seyfried et al., 1994). Con un desplazamiento vertical significativo, las ramificaciones del Sistema de Fallas de Atacama separan la Cordillera Costera del Valle Longitudinal (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).

The steep Chilean coastline is up to 1000 m high and is built predominantly by thick andesitic sequences the magmatic arc of Jurassic and Lower Cretaceous time and the recent active continental margin. Here the processes of the plate-collision between the continental and the different oceanic plates during the Andean evolution can be studied. The structuring of the active continental margin of South-America is a response of the convergence-angle, the dip of the subducting plate, the reology and the velocitv of the colliding plates. The coast-parallel AtacamaFault-System is the most important structural element which was active since Jurassic time (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981). Recent earthquakes with shallow seated hipocentres are the direct evidence of the collision of the two plates. The Coastal Cordillera generally dips towards the east forming a desk-like surface inclining towards the East (Seyfried et al., 1994). Branches of the Atacam-Fault.-System with a significant vertical displacement separate the Coastal Cordillera from the Longitudinal Valley (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).

La Depresión Central o el Valle Longitudinal del norte de Chile tuvo importancia económica debido a sus depósitos de nitrato, los que están siendo explotados actualmente por sus altos contenidos de borio, litio y sulfatos, cloruros y carbonatos. Hasta el momento, todavía no está completamente claro con qué marco geológico específico están relacionados los nitratos (Chong, 1994). El clima extremadamente árido durante millones de años, y la evaporación del agua acarreada por unos cuantos ríos y deslizamientos de lodo facilitaron la deposición de sales minerales como los nitratos y boratos. La Cordillera Costera se inclina hacia el este, a manera de un escritorio, por debajo de los jóvenes sedimentos del Valle Longitudinal, delimitando así la unidad morfoestructural hacia el oeste. Hacia el este, está delimitada desde la Cordillera por fallas antitéticas que levantaron la Precordillera (Fig. 10.5).

The Central Depression or Longitudinal Valley The longitudinal valley of northern Chile had economic importance because of their nitrate deposits which are recently object of exploitation of their high contents of borium, lithium and sulfates, chlorides and carbonates. Until now it is not fully clear to which specific geological setting the nitrate deposits are related (Chong 1994). The extreme arid climate during millions of years and the evaporation of the water brought in by the few rivers and mud slides facilitated the deposition of salt minerals like the nitrates and borates. The Coastal Cordillera inclines eastward like a desk beneath the young sediments of the Longitudinal Valley limiting thus morphostructural unit to the West. Towards the East it is limited from the Precordillera by antithetic faults which lifted up the Precordillera (Fig. 10.5).

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- La Precordillera

- The Precordillera

La Precordillera fue el sitio del arco magmático desde el Cretácico tardío hasta finales del Eoceno. La cordillera forma una unidad morfoestructural separada, constituida por varios afloramientos de basamento, orientados con rumbo N-S. Para el “Cretácico medio,” su cubierta Triásica a Cenozóica intruyó rocas granitoides expuestas in la parte occidental de la Precordillera. Las serranías del basamento forman los núcleos de anticlinales de flancos empinados, cortados en muchos casos por fallas de alto ángulo inverso. El estilo tectónico de la Precordillera es de basamento sin existencia de cabalgamiento y despegues.

The Precordillera was the sight of the magmatic arc from late Cretaceous to the end of Eocene. This mountain range forms a separate morphostructural unit built up by several outcrops of basement oriented in N-S-direction and their Triassic to Cenozoic cover intruded by "Mid-Cretaceous" granitoidic rocks exposed in the western part of the Precordillera. The basement ridges form the nuclei of steeply flanked anticlines cut in many cases by high-angle reverse faults. The tectonic style of the Precordillera is thickskinned without the existence of thrust and decollements.

La principal actividad del arco magmático ocurrió alrededor de los 72 Ma. En la Fase Peruana, las rocas pre-existentes de sedimentos marinos principalmente del Triásico y Jurásico fueron plegados y elevados, de manera que el arco magmático fue emplazado en un área morfológicamente positiva por encima del nivel del mar. La actividad magmática terminó con la fase tectónica incaica alrededor de 39 Ma. La fase Incaica ocasionó un acortamiento normal del arco y el desarrollo de sistemas de fallas longitudinales predominantemente transpresionales dextrales, como la Falla de Fisura Oeste. La tectónica del arco magmático relacionada al magmatismo está fuertemente relacionada con el desarrollo de los Depósitos de Cobre porfírico, ubicados a lo largo de la Fisura Oeste (Reutter et al., 1996, 1991).

The main activity of the magmatic arc occured at about 72 Ma. During the Peruvian Phase the preexisting rocks of mainly Triassic and Jurassic marine sediments were folded and elevated, so the magmatic arc was emplaced in a morphologically positive area above sea level. The magmatic activity ended with the incaic tectonic phase at about 38 Ma. The Incaic phase caused an arcnormal shortening and the development of longitudinal predominantly dextral transpressional fault-systems like the WestFissure-Fault. The magmatic arc tectonics related to magmatism are strongly related to the development of the Porphyry Copper Deposits located along the West-Fissure (Reutter et al., 1996, 1991).

- La Depresión Preandina

- The Preandean Depression

Al este, el arco magmático Cretácico estaba limitado por una cuenca de trasarco que posiblemente formó parte del Sistema de Rifts de Salta. En esta cuenca se depositaron los sedimentos de la Formación Purilactis, los que presentan intercalaciones marinas solamente durante el Maastrichtiano (Scheuber et al., 1994). La depresión preandina es un bajo morfológico con rumbo SSW-NNE, a una altitud de 2.500 a 3.500 m, marcado por la existencia de varias salinas en cuencas endorréicas. Siempre estuvo constituida por cuencas deposicionales separadas entre altos estructurales. Probablemente fue parte del arco magmático con varias cuencas de intra-arco (Wilkes & Görler, 1994). Geofísicamente, el Preandino tiene propiedades similares al arco magmático de la Cordillera Occidental, haciendo contraste con diferentes anomalías por debajo de la Precordillera. Los movimientos tectónicos del arco magmático moderno están registrados en las cuencas de la Depresión Preandina. Sobre los sedimentos más antiguos plegados durante la fase incaica en el post-Eoceno, ocurrió una sedimentación continental clástica roja. A su vez, estos sedimentos jóvenes están fuertemente plegados por las fuerzas compresivas a transgresivas con desplazamientos sinistrales (Wilker & Görler, 1994).

The Cretaceous magmatic arc was limited in the E by a back-arc basin which possibly formed part of the Salta-Rift- System. In this basin the sediments of the Purilactis Formation were deposited which only during the Maastrichtian show marine intercalations (Scheuber et al., 1994). The Preandean Depression is a SSW-NNE striking morphological low in an altitude of 2500 to 3500 m marked by the existence of several saltflats in endorheic basins. Always it was made up by separated depositional basins between structural highs. Probably it was part of the magmatic arc with several intra-arc basins (Wilkes & Görler, 1994). Geophysically the Preandean has similar properties as the magmatic arc of the Western Cordillera contrasting with different anomalies beneath the Precordillera. The tectonic movements of the modern magmatic arc are recorded in the basins of the Preandean Depression. Red continental clastic sedimentation with intercalations of volcanic and pyroclastic material took place on top of older sediments folded during the Incaic phase in post-Eocene time. These young sediments themselves are again strongly folded by mostly compressive to transgressive forces with sinistral displacements (Wilker & Görler, 1994).

- La Cordillera Occidental

- The Western Cordillera

La Cordillera Occidental se caracteriza geofísicamente por una zona de conductividad muy alta, comenzando, a una profundidad de 20 km hasta 60 km, un alto flujo de calor y densidad relativamente baja, como lo indican las bajas velocidades sísmicas. Esto puede explicarse con las rocas existentes parcialmente fundidas, con por lo menos 15-18% de fundición. Esta anomalía no sigue estrictamente al arco volcánico, sino que parece estar ubicado

The Western Cordillera is geophysically characterized by a zone of very high conductivity starting in a depth of 20 km down to 60 km, a high heat flux and relatively low density as indicated by low seismic velocities. This can be explained with existing partially molten rocks with at least 15-18 % melt. This anomaly does not follow strictly the volcanic arc but seems to be located 100-125 km above the subducted Nazca plate which changes its dip in the

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA 100-125 m por encima de la placa de Nazca subducida, la que cambia su buzamiento en la latitud del “Abismo Pica” (Brasse et al., 1996). La corteza debajo de la Cordillera Occidental tiene un espesor promedio de 70 a 74 km; en el Altiplano central, el espesor cortical es alrededor de 60 a 65 km (Beck et al., 1996). La corterza debajo del Altiplano parece espesarse de N a S, a lo largo de la Cordillera Oriental, con un espesor máximo de 70 a 74 km alrededor de 20°S (Beck et al., 1996).

latitude of the "Pica-Gap" (Brasse et al., 1996). The crust beneath the Western Cordillera has average thickness of about 70 to 74 km, in the central Altiplano the crustal thickness is about 60 to 65 km (Beck et al., 1996). The crust under the Altiplano appears to thicken from N to S along the Eastern Cordillera with a maximum thickness of 70 to 74 km at about 20°S (Beck et al., 1996).

- El Altiplano

- The Altiplano

El Altiplano es una cuenca intermontana de antepaís, y tiene una cubierta espesa de sedimentos clásticos del Terciario y Cuaternario, con intercalaciones de estratos volcanoclásticos y volcánicos.

The Altiplano is an intermontane foreland basin and has a thick cover of Tertiary and Quaternary clastic sediments with intercalations of volcanoclastic and volcanic strata.

El Altiplano boliviano puede subdividirse en las unidades norte, central y sur, con estilos estructurales y evolución diferentes. La parte del norte se caracteriza estructuralmente por corrimientos de vergencia hacia el oeste, con desplazamiento lateral sinistral en el sobreescurrimiento involucrado con el basamento este y con vergencia hacia el este, en su borde occidental, donde están expuestas las rocas Precámbricas del área del Cerro Huanuni (Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). Estas estructuras al norte del Oroclinal tienen rumbo NW-SE predominante.

The Bolivian Altiplano can be subdivided into northern, central and southern units with distinct structural style and evolution. The northern part is structurally characterized by westverging thrusts with sinistral lateral displacement in the east and east-verging basement-envolved overthrusting at its western border, where the Precambrian rocks of the Cerro Huarani area are exposed (Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). These structures north of the Orocline strike predominantly NW-SE.

Según to Kennan et al. (1995), el Altiplano central contiente una secuencia Terciaria muy espesa (tanto como 10 km de lechos rojos), basado en informes inéditos de una compañía petrolera sobre perfiles de reflexión sísmica sobreyacientes a estratos cretácicos. Los resultados de una exploración y proyectos de perforación recientemente concluidos probaron que los sedimentos terciarios sobreyacen directamente a sedimentos paleozoicos a profundidades alrededor de tres km. En la parte oriental del Altiplano central, en el área del Oroclinal boliviano, existe una secuencia Cretácica casi completa que está plegada en pliegues en forma de S, alrededor de un eje casi vertical, como consecuencia del movimiento lateral sinistral. En esta área al SW de Sevaruyo, los stock granodoríticos del Mioceno intruyeron a la secuencia provocando localmente una alteración significativa de las calizas del Cretácico.

According to Kennan et al. (1995) the central Altiplano contains a very thick tertiary sequence (as much as 10 km of redbeds) based on unpublished oil company reports of seismic reflection profiles overlying Cretacous strata. Results of recently finished exploration and drilling projects proved, that the Tertiary sediments overlie directly the Paleozoic sediments in a depths of about three kilometers. In the eastern part of the Central Altiplano exist in the area of the Bolivian Orocline an almost complete Cretaceous sequence which is folded in S-shaped folds around almost vertical axis as a consequence of sinistral lateral movement. In this area SW of Sevaruyo Miocene granodioritic stocks intruded the sequence provocing locally a sigificant alteration of the Cretaceous limestones.

A lo largo de su borde oriental, el Altiplano Sur está sobrecorrido por las rocas del Paleozoico antiguo, a lo largo del sistema de fallas de la “Falla de San Vicente,” de vergencia oeste (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). El sobrecorrimiento va acompañado por un movimiento lateral obviamente hacia la izquierda, que provocó localmente el plegamiento alrededor de el eje de buzamiento profundo y la rotación de pequeños bloques. Más hacia el este, se documenta un movimiento transpresional dextral (Rößling & Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). Las principales estructuras tienen rumbo SW-NE, como la importante Falla Uyuni-Keniani, que separa a la Provincia del Salar de Uyuni en el oeste, de la Provincia Los Lípez en el este (Aranibar, 1990). Según este autor, la provincia occidental se caracteriza por estructuras en flor y escalonamientos positivos, mientras que la provincia oriental presenta un cabalgamiento de sobrecorrimiento superficial con vergencia predominantemente hacia el oeste. Se da un análisis estructural más detallado en la descripción de la geología del cuadrángulo de Uyuni.

Along its eastern border the southern Altiplano is overthrusted by Old-Paleozoic rocks along the west-verging fault system of the "San Vicente Fault" (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). The overthrusting is accompanied by a obviously left lateral movement which provoced locally folding around deeply dipping axis and rotation of small blocks. Further to the East a dextral transpressional movement is documented (Rößling & Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). The main structures strike in SW-NEdirection like the important Uyuni-Kenianni-fault, which seperates the Salar de Uyuni-Province in the west from the Los LipezProvince in the east (Aranibar, 1990). According to this author the western province is characterized by positive flowerstructures and stepovers, whereas the eastern province shows predominantly westverging thinskinned thrusting. A more detailed structural analisis is given in the description of the geology of the Uyuni quadrangle.

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- La Cordillera Oriental

- The Eastern Cordillera

En descripciones antiguas, los Andes al este del Altiplano se subdividían solo en la “Cordillera Oriental” y el “Subandino” (Ahlfeld, 1974), pero con las continuas investigaciones, cada vez se diferencia más a la cordillera en más unidades que presentan rasgos litológicos y estructurales distintos.

The Andes east of the Altiplano in older descriptions were subdivided only in "Eastern Cordillera" and "Subandean" (Ahlfeld, 1974), but with ongoing investigation the mountain range is differentiated increasingly in more units showing distinct lithological and structural features.

Como resultado de una detallada investigación a lo largo del perfil entre Uyuni y Villamontes, la subdivisión más reciente se puede resumir de la siguiente manera. En el área del Segmento Atocha, entre la Falla de San Vicente y el área de Almona-Tupiza, domina un cabalgamiento de vergencia hacia el oeste en rocas predominantement ordovícicas. El hallazgo de un graptolito raro indica una edad de Llandeilo a Caradoc inferior para las areniscas estratodecrecientes a fangolitas y limolitas. Esta secuencia tiene un espesor aproximado de 4.300 m (Tawackoli, 1997).

The most recent subdivision can be summarized as follows as a result of detained investigation along a profile between Uyuni and Villamontes. In the area of the Atocha-Segment between the San Vicente Fault and the Almona-Tupiza area dominates a westverging thrusting in predominantly Ordovician rocks. Rare graptolite finding indicate an age of Llandeilo to lower Caradoc of the sandstones, which are fining up into mud- and siltstones. This sequence is about 4300 m thick (Tawackoli, 1997).

Más hacia el este, limitado por la Falla Camargo-Tojo hacia el este, prosigue el Segmento Mochara, que es la sección tectónicamente más complicada de esta parte de la Cordillera Oriental, con vergencias cambiantes y estructuras de fosas y pilares tectónicos compresivos (Rößling & Borja, 1993). Debido a la fuerte superimpresión tectónica, la posición estratigráfica de las rocas ordovícicas todavía no está clara, y el espesor de la serie es dudosa. La actividad magmática del Mioceno estuvo acompañada por la intrusión de stocks granodioríticos como el Cerro Isca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar en biotitas). Las alteraciones hidrotérmicas controladas estructuralmente condujeron a la formación de mineralizaciones de metal base. La existencia de gabros (Cerro Grande, 120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar en biotita), tubos de brecha olivino-basáltica y vetas y diques carbonáticos verifica la actividad magmática del sistema Cretácico en esta área de los Andes.

Farther East limited by the Camargo-Tojo-fault towards the East follows the Mochara-Segment, which is tectonically the most complicated section of this part of the Eastern Cordillera, with changing vergencies and compressive Horst and Graben structures (Rößling & Borja, 1993). Due to the strong tectonic overprint the stratigraphic position of the Ordovician rocks is still not clear, and the thickness of the series is doubtfull. Miocene magmatic activity was accompanied by the intrusion of granodioritic stocks like the Cerro Lsca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar in biotites) and structurally controled hydrothermal alterations led to the formation of basemetal- mineralizations. The existence of gabros (Cerro Grande, 120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar in biotite), olivinbasaltictic breccia-pipes and carbonatitic veines and dykes verify the magmatic activity of the Cretaceous system in this area of the Andes.

Al este del sinclinal de Camargo, se ubica el Segmento Yunchara, que corresponde a la sección tipo de Rivas et al. (1969), donde está expuesta la base, y probablemente también el tope del sistema Ordovícico. Las areniscas y limolitas de grano fino, usualmente presentan pliegues y fallas de vergencia este. Las areniscas gradan a lutitas y limolitas, reflejando una tendencia transgresiva con la culminación en la sedimentación de secuencias turbidíticas. El espesor total es de alrededor de 4.500 m (Kley et al., 1995).

East of the Camargo syncline the Yunchara-Segment is located which corresponds to the type-section of Rivas et al. (1969) where the base and probably as well the top of the Ordovician system is exposed. The fine grained sandstones and siltstones usually show east-verging folds and faults. The sandstones are grading up into shales and siltstones, reflecting a transgressive trend with the culmination in sedimentation of turbiditc sequences. The total thickness is about 4500 m (Kley et al., 1995).

La Cordillera Oriental del Sur de Bolivia está característicamente constituida por sedimentos clásticos anquimetamórficos del Ordovícico. El espesor total máximo del Ordovícico todavía se especula, pero podría alcanzar hasta 10 km en la parte central de la cuenca.

The Eastern Cordillera of Southern Bolivia characteristically is mostly made up of thick anchimetamorphic clastic sediments of the Ordovician. The total maximum thickness of the Ordovician is still speculative but it might reach up to 10 km in the central part of the basin.

- La Zona Interandina

- The Interandean zone

La Zona Interandina o “de Transición" (Kley & Reinhardt, 1994) es la zona ubicada entre la Cordillera Oriental, constituida predominantemente por rocas ordovícicas, y las Sierras Subandinas. Los pliegues en el Interandino son menores que en el Subandino, y los corrimientos han reducido al desplazamiento, al buzamiento relativamente empinado y a la separación estratigráfica. Los anticlinales que existen con mayor frecuencia están separados por pequeños corrimientos; ambos tipos de estructura no continúan a lo largo del rumbo por distancias largas. Los cabalgamientos a

The Interandean or "Transition-Zone" (Kley & Reinhardt, 1994) is the zone located between the Eastern Cordillera made up of predominantly Ordovician rocks and the Subandean Ranges. Folds in the Interandean are smaller than in the Subandean and thrust have reduced displacement, relatively steep dip and stratigraphic separation. The mostly existing anticlines are separated by small thrusts, both structure-types do not continue along strike over long distances, the thrusts often continue in folds over short distances. The vergence is generally towards the East but few backhtrusts are

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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA menudo continúan en pliegues por distancias cortas. Generalmente, la vergencia es hacia el este, pero existen algunos trascorrimientos con la dirección opuesta. Los afloramientos son predominantemente del Silúrico y Devónico localmente, así como también de edad carbonífera y permotriásica.

present with opposite direction. The outcrops are predominantly of Silurian and Devonian, locally as well Carboniferous and Permotriassic in age.

- Las Sierras Subandinas

- The Subandean Ranges

El borde oriental de los Andes bolivianos forma una faja de plegamiento de cobertera y fallamiento que involucran a estratos cámbricos a triásicos y al basamento Precámbrico. Los pliegues y corrimientos continúan por distancias largas, a lo largo del rumbo y tienen desplazamientos significativos. Aquí, la corteza continental se encuentra sobrecorrida por encima de su antepaís, a lo largo de corrimientos de ángulo relativamente bajo. Se evidencia a través de los estudios de refracción sísmica, que la base de la corteza en la pared colgante del corrimiento transcortical está ubicada a una profundidad de 25 a 30 km (Schmitz, 1994), marcando el borde entre la deformación quebradiza y dúctil (Kley, 1993). La discontinuidad de Moho en esta parte de los Andes yace a una profundidad de 50 a 60 km. El basamento Precámbrico del Escudo Brasilero está involucrado localmente en corrimientos de vergencia este (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).

The eastern border of the Bolivian Andes forms a belt of thinskinned folding and faulting envolving Cambrian to Triassic strata and the Precambrian basement. The folds and thrusts continue over long distances along strike and have significant displacements. Here the continental crust is overthrusted over its foreland along relatively low angle thrusts. The base of the crust in the hangingwall of the transcrustal thrust is evidenced by seismic refraction studies to be located at a depth of 25 to 30 km (Schmitz, 1994) marking the border between brittle and ductile deformation (Kley, 1993). The Moho-discontinuity in this part of the Andes lies at a depth of 50 to 60 km. The Precambrian basement of the Brazilian Shield is locally involved in the east-verging thrusts (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).

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