el Altiplano norte de Bolivia

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(LPL 864 R A " LAV'3 ORSTOM - BOLIVIE DOCUMENTATION

0200171 96 C)RC:TOM - rnl nw ~. l c l l~ ì l t , t ri I A i ll>!J

GEODINAMICA PLIO-CUATERNARIA EN LOS ANDES CENTRALES :

EL ALTIPLANO NORTE DE BOLIVIA

ALAIN LAVENU : \ . . .

. . INTRODUCCION

Trabajos geoldgicos recientes en estraligraffa, paleontologfa, bclbnica y dataciones radiometricas, permiten interpretar tucvimcnlc la evolución geodinámica neógena de l norte del Alaplwo y dc las cuencas inbanontafiosas de la Cordillera Oriental & Bolivia. Los resultados de estos trabajos precisan la edad de

1 (grlos dephsilos scdimentarios o volcánicos, así como la de los cvciilo, lcct6nicos que les deforman.

Ikstlc Slcinmann ( 1929). la evolucidn tectdnica terciaria de los kJrs era clíísicaniciilc dividida en dos fiscs de corta duración: la lrrc Incaica, de edad Eoceno medio y la fase Quechua, de edad Phvcno. Trahajos recientes muestran un esquema más complejo de t i i d rc~iiirtici~in (M;irtíiicz. 1980 ; l.avciiu, 1988 ; Sáhricr el nf.,

' IYN; I.uvcnu & Mcrcicr. 199:3). ¡in particuhir, Sciiilwc cr nf. ( I YYO) scfialaii quc la fase mis importante del or6geiio andino se

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1 E b

I ubica durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior y que el - . .

r6gimen tcctdnico durante este período es compresivo.

Los resultados que exponemos en este articulo conciernen la evolución plio-cuaternaria de esta parte de los Andes bolivianos. Despues de la fase de compresidn miocena (fase Quechua 3, 28 Ma) la cuenca pliocena del Altiplano y las pequeñas cuencas de la Cordillera Oriental se desarrollan primero en rbgimen extensivo de dirección E-W. luego en regimen compresivo E-W (fase ,Quechua 4, =2 Ma) (Lavenu, 1988). Una reorganización breve d e las condiciones geodinhmicas desarrolla un regimen de comprensi6n coetáneo N-S de poca intensidad.

IA cvolucih cuaternaria es diferente: en la Alta Cadena andina, como cn el Altipliuio. existe una d i n h i c u controludu porcun regimen lcct61iico de cxlcnsi6n, de dkeccidn N-S debido cscncialmentc a un efecto de alta topografía compensha.

."

Fig. I. Esquema d e la zonación morfológica d e los Andes centrales (según Skbrier et al, 1988) 1

1 HEVISTA TECNICA DE YPFB, 16 (1-2) : 79 - 96, JUNIO 1995 -COCHABAMBA, B O W

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ESTKATICKAFIA Y SEDIMENTOLOGW

La disposición morfológica NW-SE de los Andes (Fig. 1) permite diferenciar cuatro zonas: 1 ) l a Cordi l lera Occidental y S U

picdemonle. donde fueron reconocídos escncialmentc depósitos ricogenos volcdnicos o volcanodctrlticos, 2) el Altipluno. con espesos depósitos sedimentarios fluvio-lacustres, 3) la cucncn de La Paz y del Lago Titicaca, al pi6 de la Cordillera Oriental tambih con depósitos fluvio-lacustres y 4) la Cordillera Oriental donde se ubican pequeñas cuencas sedimentarias ne6genas.

Las fases lectónicas permiten dividir Ia evolución scdhenlol6gica en megasecuencias (Lavenu, 1988) (Fig. 2). Entre la fase Quechua 3 (=8 Ma) y Ia fase Quechua 4 (=3-2 Ma) s e desarrolla la megasecuencia del Mioceno terminal-Pliocene, seguida a partir de 2 Ma por la megasecuencia de l Plio-Cuaternario. Los límites estratigráficos son los dados por Palmer (1983), Berggren et al. (1985) y Odin (1990) : el Mioceno termina a 5.3 Ma y el Piimeno a 1.6 Ma. '

LA MEGASECUENCIA MIO-PLIOCENA

La Cordillera Occidental iy su piedemonte

En *la Cordillera Occidental y en su píedemonle oriental, la sedimentación pliocena se encuentra poco desarrollada. AI sur del Río Mauri y al oeste d e Curahuara de Carangas, los depósitos fluviatiles son subhorizontales y alcanzan un espesor de unns

2- œ a z W I-

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5.5 -

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decenas de metros a 100 metros como máximo. Más al oeste, los sedimentos desaparecen y los niveles volcdnicos recientes dcsciuisan en concordancia aparente sobre las formaciones oligo-mioccnas.

Cerca de la frontera con Perú y Chile, entre Bcrcngucla y CIi:u;uia. In Formiici6n volcliiicii Ccrkc tlcscniisii ci1 disciirtliiiiciii i i i iKii l i ir

sobre las fnrmncioncs oligci-mic~cenas Miiuri y Atiiiiiiii tliitniltic respectivamente entre 25.2 Ma y 10.5 Ma (Evcrndcn et d.? 1966. 1977; Lavenu et al., 1989) y entre 17.9 Ma y 13.5 Ma (Lavenu el nl, 1989). Una datación radiomflrica de 5.7 f 0.5 Ma (1,avcnu et nl, 1989) confirma la edad Mioceno terminal-Plioccno ilifcrior del volcanismo Cerkc. Esta muestra proviene de un flujo rcciciitc dcl volcdn, el edificio puede ser m8s antiguo. Sobre los estratos miocenos Abaroa, descansa en discordancia angular u n flujo porfúico andesítico con una edad WAF de 7.6 f 0.8 Mi1 (I.avenu ef al., 1989). Podría corresponder a la base de la Formación Ccrkc.

EI tope de la megasecuencia esta representado por la ignimbritr PCrcz datada entre 2.2 y 3 Ma por Evcmden er nf. (1966) y en 33 0.3 Ma por Laveriu et al. (1989) y en 2.815 f 0.01 I Ma, por Marshall ef al. (1991).

E l Altiplano

En el ccntro del AlIiplano norlc, ciilre Curiiliuara de Cariingas ! Umala. las facies pliocenas cambian muy rdpidamcntc: sc vuclvc~ más finas, pasan a sedimentos fluvio-lacustres a lncustrcs mir arcillosos (formaciones Umala, Remedios. Pomatil. Ayo Ayo)

W E S T E R N C O R D I L L E R A A L T I P L A N O T.clonlc Piedmont of E A S T E R N CORDILLERA copm,9::;ii

GlOCiOl O I D O l i t S L a c u I t rin 8 O @pori ts U L L O M d f m .

A Y O AYO pla i s t .d ipor i t l P U R A P U R A N I fm l . S *

C H A R A N A fm

. . Fig. 2.- Principales correlaciones estratlgráficas en el Altiplano norte. Las edades sin estrellas son d e Evernden el al. (1%6,19m con una estrella d e Lavenu el aL (1989) y con dos estrellas de Clapperton (1979).

80

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2 . 2 P E R E Z lgn. 3 . 0

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CHIJ IN I l u f f Aro Aro i u u 2.8' n u REMEDIOS t u t 3, t

U M A L A fm. T O P O H O C O fm. P A r A P A r d N f &,,If C E R K E fm. 5 .7* P O M A T A fm. T A R A C O fm. L A P A Z fm.

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Q 3

REVISTA TECNICA DE YPFB, 161'1-2) : 79 - 96, JUNIO 1995 -.

a p c r i i r rurncnta hacia el centro de la cuenca y en Umala ~ U I J . scguii h4cycr MuI-~IIo (l966), unos 1000 metros . Este

~ ~ u c d s scr exagerado: la serie est6 plegada y un espesor de (III, piecc iilgo correcto. 1.a mcgasccucncia empieza tanto ~IOIIIL.~.IJI~S, conio tlirccliimciitc p ~ r dcp6sitos lïnos, arenosos i uciiostis. li11 cl pied&" dc la Cordillera Oriental csti a

p~li iiicmip~ct;~, tlcliido i, unii tccttiiiica siiisc<iimcn(aria activa.

udthmslicti CII tollo cl Altipliino: l i1 "Tobii 76". lislii toliii (1.1 lior tiverlideli el al. (1966 ; 1977) en 5.4, 5.5, 5.9 Ma. Una II JOAr/39Ar de 5.348 rf: 0.003 Ma confirma esta edad d l l CI {II., 1991). Eso coliica l a hase de los dcp6sitos

&nciilmlis tlc 1;i ~iicgiisccuc~iciii tlcl AUipIiiiiu cii el límite Mio-

, .. ln pute oricntal del Altiplano; a unos 30 km i l NW de Oruro, Je Stilclliid. uiia Cs(l.uclura vcilcbnica compleja esti circundada

I dcpisitiis rluviatilcs y lacustres estimados como pliocenos .. . :y{[kutrtlicii Gcnlogisclicn Mission in Bolivien, 1972). Una toba

&utr,itil'iuiitlii eli cstos sedimentos di6 una edad WAr de 5.2 rf: 0.3 ~~.flo. O 7 hl;i (I.avciiu c'l fil., 1989) colifirmando su pertenencia al 3:b,~~t~ii illfcrior de la Formación Urnala. Siguen varias ccnlcnas de :WULIS de sctlimciitos fluviíililcs, a veces lacustres. Estas capas han

IJII ~iúiiicn) importante de vertchrados fósiles de edad Plioceno rlciitir y iiicdio (ver hihliogr;ifia iri h4iirsliiill e! al., 199 I; Marshall 9 !iciii1icrcq IO9 I ). I(csl~is tlc liilciitiita (Mylodoiitidiic), ~ ~ ~ t t ~ i ~ i i ~ ~ i l ; i t ; i ('liixcitlriIilidilc. X(ittid(~iitit~ac. / ' ~ ) . ~ t i ¿ / r i . ~ ~ ~ ~ i / i ~ r j i i r r i sp,) ! I.J~I~IIIII~ I l i ;i ( M iic I ii U c lie 11 i id iic. c I. /'rorri ncrarccheri ia s p , ) pmiilicltili Iirccisiir li1 cd;iil Pliocciio inferior a rncdio de la h~iii;icii~ii ~(cincdios (I .avenu, 1984). cquivalcnlc de Ia Formacitin t h l a . liri cstii accpcitin. sc trata Únicamcnlc de la parte inferior dc IJ Foiiiiiicitiii Ilcnicdios (Mapa gcoliigico Corque, 1966) siendo la p t c qxr ior cl "l;iciistrc Minchín" tlcl Plcistoccno inferior.

l i p l a I X I I I C ccritriil y or ic i i ia l d e la cuenca, c l tt)pc dc l u 3 1 4 :ucncia c s t i representado por 100 a 200 metros de .,~11~11iincIiitlos (Huatajata, Taxo , IA Paz, Topohoco. Soledad) y en J ~ U S I I C ~ ilc 1.a Paz, como entre Topohoco y Cañaviri, se observa ~crlcc~~iriiciitc e l paso progresivo dc las facies finas lacustres y l I . ~ c ~ ~ ~ ~ ~ t ~ ~ i ~ ~ il Ias rilcics coiiglnmcridicas.

Kii Ayt i Aya. Villa Remedios y Achacachi, tobas ircrcsIriitificadas en cl topc de la mcgasecucncia pliocena o por chajo dc sedimentos pleislocenos, dieron edades KlAr ycctiviuncntc de 2.8 r 0.4, 3.3 rf: 0.2, 3.2 rf: 0.2 y 2.8 rt 0.1 M a .avcnii CI d.. 1989) y edades 40Arl39Ar de 2.896 rf: 0.006 Ma tl.irsl~;ill ('I ( I / . , 1991) cii Ayo Ayo y Villa Kcnicdios. colocando el pc llc li1 iiicgiisccuciicia tlcl Altipl;iiio cn cl I'lioccno superior.

1.1 CUCIIC~ del Isgo Titicaca y La 1%

lisi;i c w i u se ciiciiciitra al pic occidcntiil de la Cordillera Real, ;i dc líis ~iiirtcs iiiiis clcviiiliis ilc lí1 Cordillcrii Oriental. Eii la zona [.;i @ir, por crtisitiii Icni~)iitiiiitc, cl ¡<ío 1.a Píu pcmiite observar la

Iiluci:iciii vcrliciil tlc 111s sciliiiiciittis Iiliocciiiis ii lo Iiugo dc un corte uiios 700 iiictros de altura. Iiiibv 1.a P u y la pcníiisula de Taraco, perfil Ir-W pcrniitc observar la evolucidn lateral de la cuenca.

En el sureste de la cuenca (SSE de la ciudad de La Paz), al pie de la Cordillera no se conoce la base de la megasecuencia mio-pliocena. La sene empieza con sedimentos palustres a lacuskes sobre unos 10 metros. 1.0s sedimentos son muy finos, en pequeños bancos arcillo- arcnosos o arcillosos. Sobre ellos, descansa un abanico aluvial caracterizado por un estrato creciente y un grano-creciente tipicos. IA dirección de las paleocorrientes indican una alimentación N-S proviniendo de los relieves de la Cordillera Ked. Este ahanico alu'viiil cski compuesto de varias secuencias principiilcs dc unos I O a 30 metros de espesor. Las secuencias de base estan cornpueslas de material bastante fino con guijarros de unos centímetros de diámetro. En el tope, predomina el material grueso. Los bancos, macizos, alcanzan un espesor de varios metros y los guijaros tienen un diiimctro de 30 a 40 centímetros. EI abanico alcunza un espesor de 200 a 300 metros, lo que demuestra una gran movilidad del relieve y la permanencia del abdnico durante una gran 'par te de l a sedimentación pliocena. Encima, separados por un pedimento, se encuentran otros 100 metros de conglomerados. La parte basal corresponde a la sedimentación durante el cambio de clima entre el Plioceno y e l Cuaternar io; la parte superior corresponde a sedimentos glaciales del Cuatemario (Formación Purapurani).

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En el centro de la cuenca, la sedimentación se vuelve francamente

arena; las escasas gravas tienen un tamaño inferior a 3 ccnlírnctros. En el tope se nota la presencia de arcillas y hancos delgados de lignito.

J.

lacustre. Los bancos arcillosos son pequeños y se encuentra poca , %

AI oeste de la cuenca, en la peninsula de Taraco. 200 metros de conglomerados descansan en discordancia angular sobre las rocas oligo-miocenas de la Serrania dc Tiwanaku. Los conglomerados son compuestos de cantos gruesos (hasta 20 centímetros de dihmetio) con una matriz arcilloso-arenosa, de tipo debris-flow y mud-flow. Son típicos de un amhientc fluvio-torrencial de ahanico aluvial. Una evolucitili l i w i m i i t i i l , de cantos grucsos u cantos miis fiiios indicariii una alimentación de norte a sur. La escasez de cantos de granito sería un argumento según el cual los granitos de la Cordillera Real tddavia no estuvieron expuestos a la erosión (Ablfeld & Branisa, 1960).

En la cuenca de La Paz, en los sedimentos fluviátiles a lacustres que corresponden a la base del abanico, está intercalada la toba "Cota-Cota" que ha dado una edad WAr de 5.5 0.1 a 5.8 2 0.2 Ma (Lavenu ef al., 1989). En el tope de la serie, la Toba Chijini dió edades WAr de 3.27 Ma (Clapperton, 1979). 2.8 rt 0.1 Ma (Lavenu et al.. 1989) y 40Ar/39Ar de 2.650 rf: 0.012 Ma (Marshall et al., 1991). Eso confirma la contemporaneidad de las formaciones Umala y I A Paz. Intercalada dentro de los conglomerados de piedemonte de lii Cordillera oriental a1 norte de 1.u 1 % ~ (Valle del Kir) Kiiluyo, e11 Limanpata) que se encuentran encima de la Foimación La Pu. una toba descansa sobre morrenas d e la glaciación Patapatani. Dohrovolny (1962) interpreta esta toba como el equivalente de la Toba Cliijini. Para Servant (1977) y Balliviiín et al. (1978) esta toba seria cuiitcrnariu. Unii dataci611 WAr dc 2.8 f 0.1 Ma (I.iivcnu cf al., 1989) indica una edad plioccno y establece la correspondencia entre esla tolia y la Toba Cliijini. Eso confirma la existencia de una primera glaciacidn cn el Plioccno terminal.

ALAIN LAVENU

M L al norte, ccrca del lago Titicaca, en Chua. una toba dacftictl di6 una edad de 7.6 f 0.7 Ma (Lnvenu et al., 1989). Corresponde, e n edad, al flujo andesítico d e la base de la Formacih Cerke en la Cordillera Occidental. Este volcanismo representaria la base d e la secuencia mio-pliocena en ambos piedemontes (occidental y oriental) del Altiplano. Entre 8 Ma y 6 Ma aproximadamente, edad del límite entre el tope de los sedimentos miocenos y la base de la megasecuencia mio-pliocena. existe entonces una laguna de dep6sitos indicando que hubo un equilibrio entre sedimentaci611 y erosi6n en el Altiplano. Este intervalo d e tiempo corresponderia a una calma tectónica relativa despues de la fase tect6nica 43. En Achacnchi. una cinerita riolitica interestratificada en sedimentos fluvihtiles di6 una edad WAr de 2.8 i 0.1 Ma (Lavenu ef al., 1989). Esta\ es de l a misma edad que la Toba Chijini y la toba d e Ayo Ayo. Los conglomerados d e la peninsula d e Taraco son cortados por superficies de abrasi6n que corresponden a niveles altos de lagos del Cuatemario antiguo, lo que les daría una edad Plioceno terminal. .

La CordiIIera Oriental

LlgoR'lXXc~ - . I O - nivcl actual

- S 6 - su rficicdcablacick Gtigtnica)

U. PATAPATANI

Fig. 3.- Tabla de correlaciones de los depósitos sedimentarlos plio-cuaternarim y los eventos cuaternarios morfolbgicos en el Altiplano norte

Tabla de correlaciones de los depósitos sedimentarlos plio-cuaternarim y los eventos cuaternarios morfolbgicos en el Altiplano norte

En la cuenca intracordillerana de Cochabamba-Sacaba, en el Valle de Sacaba, se distinguen dos unidades l i toestrat igr i f icas discordantes: una unidad inferior, lacustre, plegada, y una unidad superior, fluvio-lacustre, horizontal. Los sedimentos de la unidad inferior presentan altemancias de arena fina y arcilla de espesor desconocido. Según Ahlfeld (1972) tendría m8s de 300 metros. Restos d e vertebrados como Plohophorus sp. (Edentata , Glyptodontidae) determinados por Villarroel (in Mancilla, 1979) permiten dar a esta unidad una edad Plioceno inferior a medio. La unidad superior. bien desarrollada en el Valle de Cochabamba, es de edad pleistocena (Graff, 1977 ; 1982).

M b al sur y al oeste, las pequeñas cuencas de Sucre y de San Isidro presentan sedimentos fluviitiles y lacustres, plegados, todavía sin f6siles. Podrian pertenecer al Plioceno o al Cuatemario intiguo.

I

LA MEGASECUENCM PLIO-CUATERNARIA

Mientras que el Plioceno se caracteriza por dep6sitos fluviates y lacustres correspondiendo a ,un ambiente relativamente cilido, el paso al Cuatemario se marca por un cambio climitico importante. El

' clima sufre un brusco enfriamiento y aparecen glaciaciones hacia 3 Ma que se desarrollan durante todo el Cuatemario. Este cambio climltico ocasiona modificaciones profundas en el tipo de las dcpósilos. Los sedimentos cuabmarios presentmi facies particuliues de altitud: glaciales e interglaciales en las cordilleras y su piedemonte, fluviales hasta torrenciales en el piedemonte y en la altiplanicie, lacustres hasta evapodticas en el centro de la cuenca. Con ayuda de las superficies de erosi6n o pedimentos que cortan y separan las diferentes unidades fluvio-lacustres o glaciales, se pudo establecer una cronologfa relativa d e los diferentes eventos sedimentol6gicos y morfol6gims en el norte del Altiplano y de las Cordilleras (Fig. 3).

82

y la Cordillera Öriental

La Cordillera Occidental

La megasecuencia plio-cuaternaria cmpiezu por los dcpdrito lacustres de la Formaci6n Charaiia. Según Blanco (1980). ur secuencias principales grano- y estrato-crccientcs conforman formaci6n. Son secuencias de 20 a 30 metros de cspcsor cada Las dos primeras secuencias estan compucstus dc scd lacusfres diatomíticos con presencia de gravas en la base y c el tope. La Última secuencia est6 esencialmente conform gravas y costras ca lc l reas con f iguras sinscdiment crioturbaci6n indicando un enfriamiento del clima. En las gravas,# hallaron f6siles de edad Pleistoccno inferior a medio : EdcnbU (Glyptodontidae, Doedicurinae, Plaxhoplus sp. ; Mylodontidr Glossotherium sp.), Litoptema (Macraucheniidae,,Macraicchenia b' dlomenris) y Artiodactyla (Cervidae, gen. et sp. indet.) (Hoffst& in Blanco, 1980). La Formación Charaiia descansa sohrr I, ignimbrita Pdrez de 2.8 Ma (Marshall el al., 1991) y es anteriord periodo Bruhnes de 0.8 Ma (Servant-Vildary & Blanco, 1984) contacto entre la ignimbrita Pérez y la Formaci15n Charafin SC b' por intcrmcdio de una supcrficic de erosidn o pedimento (S&. S Blanco (1980) tres pedimentos cortan los depósitos: un pcdi"P superior A, antiguo, que va de 4060 a 4120 metros de altitud,# pcdimcnto intcrmcdio B cncnjonado dentro dc A a 4025 "u& altitud, un pedinioito i!ifcricir C n 4000 nielros. Cuiilrci tent10 comprueban el encajonamienlo de los rios: una tcrrnza Holoceno, con gravas, una terraza t;! intermedia que no existc en la cuenca, una terraza tl holocena con turba y la terraza actual b.

-

' -. !

REVISTA TECNICA DE YPFB, 16 (1-2) : 79 - 96, JUNIO 1995

principios du1 Cu:itcrnario, el Altiplano nbrte ha sido p r lagcis que no h i tenido sicrnprc l a cxtcnsi6n de ins

U d k S (Fig. 4). 1.0s depósitos cuaternarios son posteriores a

rcturada y crndiida de la toha ignimhrítica Pérez; en el

.? &licdcioncs c h á t i c a s y a l a tectónica. Así, los diferentes &p\r~~i~s lacustrcs no est i n superpueslos, sino encajonados unos

' .puu Je IIUOS. A vcccs i10 se obscrvan directamente los sedimentos

. *(U~IJCS sino los equivalentes fluviátiles de borde de lago o las ; wrf ic ics dc ablaci6n que marcan el nivel máximo alcanzado por la

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Ayo Ayo (Hoffstetter et al., 1971), llamados por Ahlfeld & Branisa (1960) dep6sitos del lago "pre-Minchin" corresponderían tanto por la litología como por la posicidn morfol6gica al lacustre Mataro. Desde Ayo Ayo liusla I A Pílz, estos scdimciilos descansan por intermedio de una superficie de ablaci6n (S6) sobre la toba de Ayo Ayo datada en 2.8 Ma. S e g h Lavenu er al. (1984) estos dep6sitos coksponden a la Formación Purapurani de la cuenca de La Paz, datada en 1.6 Ma (Iaavenu el al., 1989).

a. I

1.u unidad Cabana se encajona en la serie precedente, mostrando así que esta nueva capa de agua tenía una superficie y un volumen reducidos con relaci6n a lo anterior. Los dep6sitos lacustres, que afin poseen indicios fluviátiles, afloran sobre unos 50 melros de espesor. Esta unidad estí4 limitada por una superficie S4, nivel maxim0 de las aguas Cabana, que se encuentra a una altitud de 3900 metros.

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l'¡fi. 4.- Rclacioncs entre las capas lacustres del Altiplano norte y s u t y los eventos gldcialcs de la Cordillera Oriental

la existencia de los dos niveles lacustres m&i antiguos (Mataro y Ciihíiníi) csli clararncrilc demostrada u1 noroeste del lago Titicaca, ianto cn l'ciú conio cn Bolivia (Lavenu et al., 1984).

li1 llcp&¡ilci in6s iiiiliguo. Miitiiro. prcscnlu una scric dclrltica fluvi;itil con altcriiancia de bancos arcillo-arcnosos de color ocre y dc arenas y gravas. La serie. incompleta, aflora sobre aproximadamente 50 metros de espesor. El tope del nivel Mataro corresponde a una superficie de ablación (Ss) que se desarrolla a una ;illitut1 actu:il de 39.50 metros alrededor de la palco-cuenca, srgctiiiciitii iinoi1i)Iiigico cjuc pcrmitc precisar lu cxtciisidn dc este lago. Así. al sur dc La Paz, los depósitos fluviátiks plcistocenos de

Generalmente, en el piedemonte y en la Cordillera Oriental, las superficies S.j y S4 dominan de varias decenas de metros el fondo de los valles de los ríos actuales. En e l norte y e l centro del Altiplano, la existencia de estas dos superficies, cada una conservando una altitud constante, permite pensar que los lagos, primero Mataro luego Cabana, formaban, cada uno, un solo plano de agua en el Altiplano norte.

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Posteriormente, los dep6sitos lacustres del lago Ballivián (Bowman, 1909), conocidos en el Altiplano norte (Formacibn Ulloma en Bolivia, Formación Azungiiro cn el Perd) se encajonan ilcntrti de los dephi los Cubana. listos dcp6sitos Ullonia soli muy fosilíferos y trabajos recientes permiten atribuirles una edad Pleistoceno medio, Ensenadense a Lujanense inferior en la cronología sudamericana (Hoffstetter, 1986; Marshall er al., 1991 ; Marshall & Salinas, 1991), sea alrededor de 0.5 Ma (Marshall et al.. 1984). El tope de los sedimentos deì lago Ballivií4n corresponde a una superficie S, situada a 3860 metros de altitud actual. AI pi6 de los relieves y en las cordilleras, pasan a terrazas aluviales tg ampliamente desarrolladas. Estas terrazas se encuentran generalmente a 5 6 6 metros por encima de los ríos actuales. Alrededor del lago Titicaca, existen algunos indices de una tedaza intermedia, a una altitud de 3840 metros. que no parece relacionarse con los niveles anteriores y tampoco a los posteriores. No s e conocen terrazas fluviátiles asociadas y este nivel de abrasi6n

podría corresponder a un período corto de estabilidad del plano de agua durante la fase general de bajada del lago Ballivián. En el SUI

del Altiplano, los niveles lacustres de la Formaci6n Escara podrían corresponder a los del lago Bullivih (Servant, 1977). Estos niveles que SC cncucntraii u una alti(utl acfuíil m6s hnja (3780 metros) demoslrarían la existencia, en esta 6pocu. de un umbral entre Ullomu y Callapa, ahora entallado por el Río Desaguadero (Servant & Fontes, 1978).

EI Pleistoceno superior estl marcado, en el centro y el sur del Altipluilo. por lori tfcphitos arcillosos o arcilloso-tucllosos tlcl lugo Minchin. Se desarrollaron varias terrazus de abrasibn sobre las

\

83

hl.AIN LhVIlNll

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Fig. 5.- Cuenca de La Paz. A- Mapa esquemático de la cuenca de La Paz:

1, aluviones cuaternarios; 2, Forniaci6n La Paz; 3, sulistrato (Cordillera Oriental) ; 4, toba interglacial datada en 1.6 Ma

(Lavenu et al., 1989) ; 5, toba Chijini o Patapatani; 6, toba Cota Cota ; 7, falla normal ; 8, borde del Altiplano;

9, deslizamiento de Limanpata; 10, ubicación de Ias muestras

Dobrovolny (1962); b, según Servant (1977) y Ballivian el al. datadas. B- Columnas estratigráficas: a, según

(1978); c, d, e, f, cortes ubicados en el mapa (gs. morrena Sorata: gni, morrena Milluni; gk, morrena Kaluyo: fp,

Formacibn Purapurani; TI', toba Patapatani (= T. Cliijini) ; gc, morrena Calvario ; TC, toba Chijini;

. gp, morrena Patapatani; flpz, Formación La Paz).

comunicando por un palco-río Desaguadero. Estas ~ C I T Í U ~ I S dcl Altiplano norte corrcspondcn. río arriha, a ~CIT;IX;IS aluviiilcs situ:itlas 3 6 4 nictros p r cncini:i (le los ríos iictuiiles. I~SIOS liisiles inconipktos de vertchrados (Ar1icid;ictyla. C;unclid;ic; Pcrissodactyla, Equidae) encontrados al este del Iíigo I'oopi permiten atrihuir a estos dcptisitos una cdiid I,uj;i~iciise indiicrenciado (Imcnu, 1984 : M:irsltall rf o/., 199 I ; M:iIsltidl & Sempere, 1991). Ilataciones de Servant & Fontcs (1978). sohre conchas encontradas en una terraza ititcrnicdi:i, de 27500 f 8otl aiios BP y 2600() ? 600 iiiios ß P ~ W I ~ ~ I I I N I Ia edad Plcistoccno superior del lacustrc Miiicliiii.

EI límite Pleistoceno medio-Holoceno está caracterizadi por el desarrollo de depósitos lacustres que ocuparciii la depresiones. Se encuentran sohrc todo alrededor del lag^' Poop6 y de los salarcs Uyuni y Coipiisa. 1.0s testigos tic 1111

más altos conforman terrazas a 3720 melros. Scrv;int (19761 llamó este lago. "Tauca". Ihtaciones 14C dieron 12360 120 aios BP para los dcp6sitos mis altos y 10020 & 160 afim BP para los más bajos (Servant & Fontes. 1978). hi cl tior[t.

alrededor del lago Titicaca, las terrazas de cstc cpiscidin (II) K encuentran cinco metros encima del nivel actual de I:is iigus. a 3815 metros. EI lago T i i u ~ i dchíii tciicr unii siqicrl'itic Jr unos 4300() luli' cn el sur ilcl Altipliin(i (Scrviiiit E;: I~oi i ic i .

1978) y unos 9000 h* en cl norte. Ilcspuds se rcdujcroii CSM

capas de agua y actualmente stilo queda el lago Titicacr a 3810 metros d e altitud con 8560 km*. cl lago I'I)I@ (3686 msnm) y los salarcs (36SS nisnni pronictlici).

, '

La Cordillera Oriental

Encima de los 3800 metros. los'sctlinicntos y la tiicirfiih . %

de las cordilleras son caractcrísticos ?c ariibicntc gl

En la zona de La Paz (Pig. 5). donde cl corte del I<íci Ir Fu permite una hucna ohscrv;icitin de los tlclwisitos. los tr;ihq~ de Troll E;: Finstcrwiildcr (193s) y tlc I)cilwovoliiy (IYb!i, perm i t e n distinguir c u ;i I ro g I ac i ac i (i iic s c u :i IC I' tiai its

Patapatani. Calvario, Milluni y Choqucynpu. Scrvanl (lY77 Blés & Balliviin (1977), Blés et al. (1977) y Balliviin cf (1978) dividen l a unidad Milluni en dos glaciacionrr separadas : Kaluyo y Sorata. En el picdcniontc d e l Cordillera Real, Servant (1977), BlCs ef nl. (1977) y Bdlm et 01.. (1978) nhscrvan quc Ins diferentes episodios gl;icidar ititcr~1;icialcs se superponen. siilvo Itis tlc Snrali f . . . CIi(iclucyiipu instiil;idos cii fondo de viille. Palcosu superficies de ahrasicin (Servant. 1977 : 1,iiveiiu. permiten separar las diferentes glaciacicincs. El er

cartográlico y ninrfokígico de Iris tlclxisitos pliicidcs c intcrgla

pic&nloIitc 0 dc p/ntc,n,l, col110 \ils gl;ici;lciollcs ~ ~ ; ~ ~ : ~ p ; ~ t ; ~ ~ ~ i . Cat.cm Kaluyo y glacciaciones de valle como las gl;rci;icioiics SorabI Choqueyapu. Según Ilohrovolny ( 1962). l i 1 glaciacitin P;it;ipuu t

encuentra por dchajo de 1;i triha Chijini. Oliscrviicicincs dc clmp (Clapperton, 1979; Lavenu, 1988) coiifimam esta intciprctacihn) Ir dataciones radiométricas d e ia toha Chijini cntrc 3.27 Nt

Fontes (1978) estas ICITU~IS SC uhican a 3760, 3740, 3720 y 3700 metros de altitud actual. En el norte del Altiplano, alrededor del lago Titicaca, sedimentos lacustres se encajonan en los sedimentos del lago Bal l iv i in . LOS límites de este nuevo plano d c agua Se

caracterizan por una superficie d e ablación y por terrazas (12) situadas a 3825 metros de altitud, entre 10 y 15 metros por encima

'

del nivel actual del lago Titicaca. Este lago es el equivalente del lago Minchin del centro y sur del Altiplano (Servant & Fontes, 1978),

(Clapperton, 1979) y 2.8 Ma (Lavenu et al., 1989 : Miushdl d d . 1991) mucstran que esta primcra glaciaciciii ticnc una cdiid Pli(

84


r y no Cuatcrnario. Encima de la Formación La Paz se

pnu pre-Calvario está todavía marcado por una superficie de a w n {I para Scrvh , 1976 ; n"1 para BI& et d., 1977) por debajo S b rudl sc ci~ciicii~I;i~i testigos &le i i t i i i ; i I k r i i L + i t i tiiiirciidii lior li1

'. uul y gravas liasla I metro de diiirncbo. El l o p está compuesto por ' . pava, fluviatiles II fiuvio-glaciales dc unos metros 11c espesor. ~ , a

f"Lidn iiitcrglacial Purapurani descansa, por intermedio de una

cobtc la Formación I a Paz. En el centro de la cuenca de La Paz, la Forniucicin Purapurani empieza por niveles lacustres con mkrcdlacioncs de lignito. Después, en el centro como en el borde oticnlal dc la cuenca, la formación se vuelve conglomeriidica con Isles dc ahiinico aluvial, y puedc alcanzar un espesor de unos 250 msbils Eri cl Rio Clluquiaguillo (7 km al NE de I A Paz) una toba, ra IJ hiLw de la Fcormacicin Purapurani, dió una edad WAr de 1.6 f O I hla (1-avcnu el d., 1989). Esta edad corresponde a l límite Plt~~sc.a~)-Plcistc,ccno. Este resultado implica que la glaciaci4n C h r i c l se cncuciilrii cn cl lírnitc IJlioccno tcriiiiiial-Cuatcriiario

. , i . ~ ; . ~ UIIigUL'.

. . . ._ . :.._ I '.'. '. ~

! I .I sulwf¡~.~i, +le ixi>si(iti S, (ti"3 11:iIii RIGS ('1 nl.. 1977) corl;i cl

I I I ~ dc l a l + i r t i i i i c i i i i i I'iiw'piirmii liiislii Iiiiccrlit dcsiipiircccr Ilor cuuiplcto al norte de 1.a Puz, en cl ltío Kaluyo. Encima de esta ruprficie se desarrolla la unidad glacial inferior de la Formación hlilluni: la glaciación Kaluyo. Corresponde a depósitos de morrena, flujos tlc hido con caiitos estriados II sedimelitos fluvio-glaciales.

't'odria alcailzar un csl~csur de 100 a 150 metros (Ballivián et al.,

1)cspubs de un episodio d e alteración, con formación de prlc[isuclo rojo, cl piedemonte está cortado de nuevo por la supcrlïcic de abrasión S4 (III para Servant, 1976; n"4 para Blés cf NI., 1977). Esta superficie está disectada por erosión fluviatil

Sigue u n a f i m de erosión importante (IV para Sciviiiil, 1976) qiic l'iivorccc la clal)oracitin tlc valles profuidos. Iktos viillcs cortiui cl sistema de supcrficics dc aluiisiiin anteriores. No hay supcrposici6n de los dcpisiitls y de Ias superficies de almsitin, mis bien un cncii j o i i i i t i l i cil l o . 1.0s viil les son posteriormente ocqidos por Ias moimias de la glaciación Choqueyapu CIIII sus LIOS Ixriodos de ava~icc y receso. Clioqueyapu I y Choqucyapu I I (Troll & Pinsterwalder, 1935; I)olirt~volny, 1962; Malatrait, 1977; Ballivián et al., 1978; Argollo, 1982). Según Argollo, la glaciación

años BP a mis de 40 O00 años BP y la glaciación Choqueyapu II, una edad de 17 370 f 120 aiios BP.

En el Altiplano, las superficies de erosión se encajonan como los episodios lacustres, mientras que en el piedemonle las superficies de erosión como los depósitos glaciales e interglaciales se superponen (Servant, 1977 ; Blés et al., 1977), salvo para las dos últimas gl:lciilcioncs soratii y clloqucyilpu.

Servant (1976) observa que l a glaciación Sorata se encuentra, como el lacustre Ballivián, entre los pedimentos III y IV del Altiplano. Por analogía, este autor considera que la superficie I I corresponde al pedimento entre Calvario y Purapurani y que la superficie I corresponde al pedimento entre'calvario y la Formación La Paz. Además, a partir de las dataciones I4C, se establece una relación entre el nivel máximo del lacustre Tauca (12 320 * 120 a BP y 10 020 i 160 a BP; Fontes & Servant, 1976) y el Último receso importante de la glaciación Choqueyapu (posterior a 17 320 f 120 a BP y 16 O00 a BP ; Argollo, 1982): a cada receso importante de los glaciares, se puede asociar un máximo lacustre.

Así se puede establecer relaciones más amplias (Fig. 3). EI lago Mataro correspondería a la Formación Purapurani, interglacial Calvario/Kaluyo (S5) ; el lago Cabana correspondería al interglacial Kaluyo/Sorata (S4) ; el lago Ballivián correspondcria al interglacial Sorata/Clioqueyapu I (S3/t3); el lago Minchin coacspondcria al intcrglacial Choqufyapu IlChoqueyapu II (12); el lago Tauca correspondería al post-glacial Choqueyapu II (11). Por fin, cl lago Titicaca ccorrcspoiidc a la cvoluci6n holoccna post-glaciiil (io).

Este esquema propuesto para el piedemonte de la Cordillera Oriental no es tan sencillo como el esquema indicado para el Altiplano (Fig. 6). Por ejemplo, existe una indeterminación sobre la posición o existencia de superficies de erosión en todo el Altiplano. Entre el pedimento II y III, Bl6s et al. (1977) observan un pedimento suplementario (no 3). Entre S6 y S5 Lavenu et al. (1984) no observan el pedimento II o n"2. Eso puede explicarse, tanto por la desaparición por erosión de la superficie, como probablemente, por el hecho de que las superficies S, y Sg son poligénicas. En efecto, la permanencia de las capas de aguas en zona quieta permitieron que se reutilicen superficies antiguas sin mayor erosión entre ellas mientras

ULANCO 1980 (Charafia)

T2

TI C B A SP ?

I SEHVANT 1977 ULIS d ul. 1977

(AItiplano, La Paz) (La Paz)

1 t

t t IV

III no 4

n03 n no 2

* no 1

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I

I AVENU d ul. 1984 (Altiplano)

I

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Fig. 6.- Correlaciones entre las diferentes superficies de ablación

85

ALAIN LAVENU

A l t i p l a n o

Fig. 7.- Relaciones morfológicas esquemáticas entre las supeflcies de ablación y las terrazas aluviales entre la Cordillera Occldenhl y la Cordillera Oriental en posición actual. No se toman en cuenta las fallas normales cuaternarias en ambos piedemontes (sin escala).

Pig. 8.- Esquema estructural del centro-oeste de Bolivia. 1: Cuatcrnarlo; 2: PlIoceno; 3: Oligo-Mioceno; 4: volcanismo plioceno; 5: volcanismo cuaternario; 6: rocas pre-Oligoceno. FC: Falla Coniri; SAF: Falla San Andrk;

TP: Palla Tunari; PSA: frente suhandino

EL REGIMEN TECTONIC0 DEI, ,

pI,IOCENO AI, I'HESENTE

1.a parte hnlivirlnn de lo1 Andes cenlralcs se cncucnIr1 encima de una Z O I I ~ de subduccidn cuyo buzamienlo dr la placa subduclada alcar17.a 30", eso In ilircrcnci:i tlc los Ando del I?cni cciilrel. ÌII norte dc I J ' S y del Norte Chico de Chile, d sur de 27"S, donde el plano& subducci6n es16 cercano I II

horizontal, entre I O " y 15' (Barazangi & lsacks. 1976. Stauder, 1975; Sacks, 1971, Grange er al., 1984).

EI piedemonte orienlsl de It Cordillera Occidental, d Altiplano y lais cucntu intramonlafiosas de In Cnrdilkn Orientill (Fig. 8 ) sllrrcll fillu normales agrupadils en da sistemas. IAS fallas de dirccdb E-W. pncn visihlcs tl

carIngrdia. se cncucnlran I menudo en rclielan. dr direccidn N I 2 0 a Nl3a (cuciicii de 1.11 PIIZ, zonrh c:lllillllllllll (le < l e l a l l ~ l l S I : a l n u e l Cuutcrllilrio. I.ns f a l l l i que en el piedemonte, agua arriba, los pedimentos eran mas

nllmerOSOS debido posiblemente a la movilidad del relieve de la morfoldgicamente bien marcadas, de dirección N120"E al norte YK S al sur. limitan la cuenca del Altiplano. AI oeste, el IlW estructural entre Altiplano y Cordillera Occidental es16 nilid-

Cordillera.

Cabe notar que las superficies S,, s5 y S, se superponen en la marcado por la este' limite csbUc'urd

co,.&jlera Oriental que se encajona e? el AltipIao. Eis te Aftiplano Y Oriental es' tambib' po' una'd de fallas N125"E a N-S. una zona de inflexidn de estas superficies en el piedemonte de la

Cordillera (Fig.7). A partir de la superficie S3, el encajonamiento es general.

86

*'' .

:.?-

FIE. 9.- Las deformaciones plio-cuaternarias de Tirata (borde occidental del Altiplano) (según Lavenu, 1988).

3- Plioceno ; 4- Mioceno ; Fallas NNE-SSW afectan en su Mapa : 1- Cuaternario aluvial ; 2- ignimhrita Pkrez;

'-totalidad los afloramientos neogenos. I!

1 Corte : a- ignimhrita IDCrez ; b- sedimentos pliocenos;

c- "Tuba 76", base del Plioceno ; d-sedimentos miocenos. En el borde oeste del graben, pequeñas fallas normales

sin-sedimentarias afectan el Plioceno.

Eslrucluras compresivas, pliegues y falías inversas como fallas de ~IIII~O, afectando los depósitos del Oligo-Mioceno y del Plioceno. se observan también cn varios lugares del Altiplano. Son la coosccucncia de varios evcntos tectónicos comprcsivos (Martinez, 1980: I.avcnu. 1988; Séhrier er al., 1988 ; Sempere er al., 1990; I.i~vciiu 6r Mercier. 1993) y son andogcis a los indicados mis al sur EII la Pulia ;ugcriliiia (Allmendingcr L'I al., 1983; Jordan el al., 1983; lsicks L'i cil.. 1982). Fallas normales deforman también el Mio- Ylioccno y cl Cuatcrnario de estas cuencas. Así, una evolución tecttinica y ncbtcctcinica complcja, cn extensión y comprensión cxactcrizn 11)s Andes allos de Bolivia.

811 cl Mioceno tcrminal, hacia 7-8 Ma, durante el evento tectónico compresivo Quechua 3 (Q3 para Lavcnu, 1988 y F4 para-Sébrier rl d., 1988) se desarrollan pliegues, fallas inversas y de rumbo, debidas a un acortamiento de dirección NE-SW Ilavenu. 1988). El anilisis de la cincmática de las fallas activadas durante esta fase

87

muestra que la dirección de acortamiento está entre N25" y N45"E. Esta dirección de acortamiento es diferente de la dirección de convergencia E-W de las placas Nazca y Sudamérica admitida para cslc período (Pardo-Caws & Molnur. 1987). Esta dirccción NE-SW pucdc estar ligada a un cfccto dc gcomclría regional dcbido a la dirección N120"E de la cadena que, en el PerÚ meridional. ticnc una dirección regional de comprensión cercana a E-W (Mégard, 1987; Sébricr er al., 1988) o NE-SW (Huaman, 1985). Esta fase tectónica comprcsiva de edad Mioceno terminal podría ser la cxpresi6n paroxismal de un periodo en compresión afcctando lawxdcna durante todo el Oligo-Mioceno (Labrousse & Soria, 1987 ; Sempere er al., 1990). La cadena adquiere lo esencial dc su rclieve durante el Oligo- Mioccno (Sébrier er al., 1988) y una parte del espcsamicnto de la corteza sería el efecto de un acortamiento tectónico.

METODOLOGIA

A partir de una población de fallas, se define su cinemática utilizando estriaciones medidas sobre los planos de fallas. Se supone que el desplazamiento ocurre según la dirección del esfuerzo de cizallamiento resuelto en el plano de falla. En este caso, se puede calcular un tensor de esfuerzo deviatórico principal a partir de un conjunto de fallas estriadas (Carey & Brunier, 1979). En este trabajo hemos utilizado el algoritmo propuesto por Carey (1976. 1979). Para no mczclar diferentes tensores de esfuerzo deviatórico debido a diferentes eventos Icctbnicos, una separacidn de estrías ticnc quc ser efectuada, basada necesariamente sobre datos geológicos, comprobando su cronología y sus relaciones con los eventos tectónicos regionales.

TECTONICA EXTENSIVA EN EL PLIOCENO

Durante el Pliocen;, entre 6 y 3 Ma. la Alta Cadena andina de Bolivia sufre un régimen tectónico extensivo con una extensión (sj

de dirección E-W. Argumentos sedimentológicos y tectónicos demuestran perfectamente esta extensión, principalmente a lo largo de los bordes del Altiplano, en el límite con las cordilleras.

En ia rcgión de Tirata, 30 km al oeste de Cunhunra de Carangas, grandes fallas plurikilométricns dc dirccci6n NNB-SSW afectan las formaciones de edad miocena, pliocena y cuaternaria. El desplazamiento principal, sinsedimentario, está ligado al movimiento en falla n u m " antes del dep6sito de la ignimbrita Pérez, estrato también desplazado por las fallas. EI movimiento en falla normal resulta de una extensión E-W (Fig. 9).

En la cucnca de La Paz, numerosas fallas normales (como la de Kcnko-Llojcta) compatible con esta dirccción de extensión E-W, afectan los sedimentos pliocenos (figs. 10 y 14). El 'estudio sedimentológico del borde SE de la cuenca confma la existencia de una extensión pliocena sinsedimentaria. Los abanicos aluvialcs alimentados durante casi todo el Plioceno por los relicvcs de la Cordillera Real fueron progresivamcnte cuhicrtos por las facies fluvio-lacustres del centro de la cuenca. Este fenómeno de superposición de facies proximales por facies distales corresponde a un ensanchamiento de la cuenca en un régimen tectónico en extcnsión. Eso coincide con la iAportante acumulación de 700 metros de sedimentos fluvio-lacustres en la cucnca.

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ALAIN LAVENU

1

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Fig. 10.- Datos d e fallas normales y d e rumbo-normales en e Altiplano oriental debidas a la extensión pliocena O3 = EW (S%Ú] Lavenu & Mercier, 1993). En el diagramA 5B, las flechas vinculada con las trazas de las fallas, corresponden a las estrias medidas (rei de Wulff, hemisferio inferior). Los pequeños segmentos dibujados sobre las trazas de fallas, comi los histogramas, indican la desviación entre el vector S medido y e vector T calculado. Los números de datos alrededor de¡ diagrama, corresponden a número indicado en el histograma. Las flechas grandes y negras da cl nzlmut de In dirección principal de esfuerzo 03 calculada; E cercana a EW. En otros diagramas, las direcciones son gráflcanlenl estimadas [sitio 1: Curahuara de Carangas; 5A,!B, 5C: La Paz; 6: Ayo Ayo ; 7A: Tirata].

. .- . . . I, 0 8

_ . . . , _ . . . . . . .

JI

Fig. 11.- Esquema estructural y corte de la zona de Ayo Ayo (según Lavenu, 1988). Mapa : 1- Cuatcrnarlo;

2- Plelstcxeno datado ; 3- I'lioccno datiirlo; 4- I'alcu,zoico; 5- pedimento cuaternurks.

Corte CC' : La parte superior está 1ntcrpret:ida a pnrlir de una foto. Hnyitas: Plioccno; nixro: toba datada CD

2.8 f 0.4 Ma; puntos : I'lclstoceno.

TECTONICA COMPKESIVA E N K L m f i E PLIOCENO-CUATERNARIO

En el límite Plioccno Icnnioal-Cuillcmalio, lxIciiI3-2 hh. :vento tectónico compresivo Quechua 4 (Q4 piira I.svm 1988 y F5 para Sébrier et nf., 1988) afecta el Alliplann nl* (Fig. 12) y las cuencas de la Cordillera Oriental (Fig. 1.1) 1 deformación se caracteriza por la formación de plicTul kilomfitricos, con gran radio de curvatura. y sobrc todo y~ reactivación en fallas inversas, o de rumbo-inversas, dc ld4 antiguas. La comprcsih O, dc dircccicin N80"B a E-W, homog6nce. CS pnrulcb II 111 dirccci(h de ccinvcigcncia dc Li plncns Nozcn y Sudam6rica cn es111 6poci1. SC nt1188

diacronismo en el desarrollo de esta dcformoci611 8-W. 6d joven (entre 2.8 Ma y 1.6 Ma) en el picdcmontc oricntd ¿ Altiplnno, en Ia zona de 1.n Pnz, dondc.ln lohn Chijini ((I aiid~i. inicnkns que, en Curnlluare de CnlrlllgIis. la ignimb( Unos cicn kil6mctros a l sur de IA Paz. entre Ayo Ayo y

Viscachani. fallas normales debidas o una extcnsi6n de dircccih E-W afectan los sedimentos pliocenos (Fig. 11).

P h z , de In misma edad, estl en discordnwin sobrc el P l i a plegado. Existe un desplazamiento en el espacio y cn CI tiempol la deformaci6n Q3 de oeste a este.

En la Cordillera Oriental, los sedimentos pliocenos de la cuenca de Cochabamba-Sacaba sufren tambien una deformaci6n en extensión de dirección E-W sin que fuera posible darle una edad precisa en relación con el acortamiento que plegó estos sedimentos en el Plioceno terminal.

Ademls, s e observan fallas inversas cuya cincmlil¡ccl compatible con un acortamiento de dirección N-S. En varios ro1 del Altiplano boliviano, la compresión N-S es mls joven qui compresión E-W, siendo anterior a 1.6 Ma en la zona de La Pa i

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- -

$i. E. REVISTA TECNICA DE YPFB, 16 (1-2) : 79 - 96, JUNIO 1995

Fig. 12.- Datos del plegamiento y de las fallas inversas y de rumbo: Inversas utilkadus para el cálculo de las direcciones de compresión (rl= EW y "1 = NS del evento tectónico Q3 en el Altiplano norte (según Idavenu & Mercier; 1993). Iliegucs: (red de Schmidt, hemisferio inferior) los puntos representan los polos de estratificación. Se reparten en un círculo mayor cuyo polo (rombo U) indica el eje del pliegue 15D: cuenca de La Paz ; 11: Culluri]. 1)iagrainas de fallas : (mismos símbolos que fig. 10, ; [5A1, SC,: La Paz; 6: Ayo Ayo; 5A2: Ida I'ilzl.

No es el caso mis al norte, en la región del Cuzco en el PerÚ I

EnB

norte de la Sierra boliviana. Las fallas normales, a menudo plurikilométricas, tienen rechazos decimétricos para los movimientos más recientes y hectométrims para los más antiguos. Esas fallas normales tienen una dirección principal promedio WNW-ESE a NW-SE.

En el piedemonte de la Cordillera Oriental, entre La Paz y la frontera con el Peni, se puede evidenciar un primer episodio de extensión pleistoceno anterior a S,j o Ss. Entre Ss y S4, la tectónica extensiva N-S es muy importante y provoca rechazos verticales de hasta 400 m a lo largo de fallas E-W a NW-SE (figs.. 14; 15; 16). Es en esta época que se crea la fosa del futuro Lago Titicaca (Lavcnu, 199 1. 1992). Una nueva deformación en extensi611 N-S afecta Ia superficie S4 provocando un nuevo levantamiento de la Cordillera y el encajonamiento de las morrenas Sorara en valles profundos. Las deformaciones en extensión del Pleistoceno superior y del Holoceno no son tan marcadas, sólo con rechazos métricos o decimétricos.

En la Cordillera Oriental, la cuenca plio-cuatemaria de Cochabamba-Sacaba está limitada al norte por la falla Tunari. De importancia regional, tiene una dirección WNW-ESE. Fué muy activa durante el Pleistoceno con una cinemática en falla normal(63 = N41"E") (Fig. 17).

En el sur de la Cordillera Oriental, la cuenca de Tarija presenta una dinámica diferente con presencia, durante el Cuatemario, de deformaciones tectónicas en compresión y en exlensión (Fig. IS). Esta cuenca es16 rellenada por sedimentos del Pleistoceno antiguo a medio (hibliografia en Marshall & Sempere, 1991) datado en 0.7 Ma por McFadden er al. (1983). Estos sedimentos sufren una tectónica compresiva débil con escasas fallas de rumbo debida a una compresión o1 de dirección N85"E. No se observan grandes fallas normales, pero numerosas microfallas resultan de una extensión principal 0 3 de dirección "E-SSW (entre N10 y N20"E):Se trata de una solución particular: los cálculos del estado de esfuerzo muestran la existencia de una elipse de esfuerzo de revolución alrededor del eje 01 vertical. Así, perpendicularmente a la dirección de 03, 02 es también extensivo, sin que se pueda establecer una cronología entre una posible familia de fallas resultado de una extensión N-S y otra de una extensión E-W.

DISCUSION - CONCLUSION

via, el estudio de los depósitos pliocenos y pleistocenos de doiide Cahrera er al. (1989) estima que tiene la misma edad que la ~ l c l i ~ r ~ i i ~ i c i ~ i i cn comprcsidii E-W del Pleistoccno inferior. Asl, a iiivcl ilcl Aliipliino ticirte. nu liay pwihilidud de determinar uiiu oniuologia constante entre los awrtamientos E-W y N-S.

los piedemontes de las cordilleras occidental y oriental como del Altipiano, muestra un cambio radical en lu sedimentacibn, al limite Plioceno-Plcistoceno. La scdimentuci6n pliocciru corresponde a dep6sitos fluviales y fluvio-lacustres, depositados bajo clima cilido y seco, mientras que la sedimentación pleistocena, esencialmente

TECTONICA EN EXTENSION EN EL CUATERNARIO lacustre y conglomeridica corresponde a un clima más húmedo, glacial e interglacial, con glaciaciones importantes en los relieves. Ilesde cl Pleistoceno inferior hasta el Presente, una tectdnica en

cxtcnsión de dirección N-S a N20"E afecta a todas las regiones del

89

\

ALAIN LAVENU

1

N 10

5

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S W N

L

90

Fig. 13.- Datos de fallas '

inversas y de rumbo- inversas en la Cordilldra

Oriental (cuenca de Cochabamba-Sacaba, sitio SA): compresión 01 = E- W, del Plioceno terminal.

i . '

Fig. 14.- Corte de la falla nord de Kenko (sitio 5A, cuenca de h Paz, cf. fig. 12) (según Laveon 1988). A : sed lnient os plioccno~: II : Iìo r ni H C ~ B n P u r s purani (1.6 * 0.1 Ma) descansnndc sobre la superficie de ablacih % C: gravas del Alliplana d c p ~ ~ i ~ a c i i ~ s solrrc 111 supcrndc L a Ir lac i Bn p o l i ~ i . n i c i ~ SSISL *D: escombros de pendlente* los cuales se observan grletu a extensi6n (Tg). El Inalisls de deformación cuaternarla ¡ad& una extensión NS.

1. L *.

4

.. . . . .. - .:. . *. --


fauna de orígea norte-americano (Hoffstetter et al., 1971 ; Marshall er al., 1983).

El Pleistoccno está caracterizado por un enfriamiento nítido, dando lugar a un sistema de glaciares en las cordilleras y los picdemontes, substituidos. durante lus periodos interglaciales por extensiones lacustres en el Altiplano. Fenómenos de crioturbación que afectan los depósitos lacustres del Cuaternario antiguo de CharaRa. como tambidn diatomeas (Servant-Vildary C Blanco, 1984), indican un clima árido y frio. Este cambio fundamental del ambiente al límite Plioceno- Pleistoceno ocasiona interacciones hien marcatl;is entre clima y morfologia. En altitud, se dcs;irrolla u n modelado glacial. Glaciares de plateair ocupan grun parte de Ias cordilleras y de los piedemontes durante el Cuaternario antiguo. Les acompaia una gran cantibad de material morrénico. Posteriormente, son scguidns por glaciares de valle con morrenas de valle. Es el modelado en via de transformación que se conoce actualmente. Hacia abajo, un modelado pcriglacial ocupa las laderas de las cordilleras donde se observan crioturbación y crioclastía. En el Altiplano y parte de los pedimentos, se desarrolla un modelado fluvialil y fluvio-lacustre. Se desarrollan tambiin ahanicos uluvialcs, tcrriiziis fluviitilcs. pctlimciilos tlc ucumul i ic ibn o tlc 1hliicii5~1 según los pcriiitlos. cl rdgimen climático y la tectcinica.

El análisis de los datos tcctcinicos de campo ptmitc inteqmtar los camhios del estado de esfuerzos regional en los Andes de Bolivia, desde el Mioceno superior hash el presente. La intcrptctaci6n se apoya sobre cl resultado de la interaccidn entre cl efecto de las fuerms de gravcdad y dc I:is fuci-ms a los limites dchido a la a l ta topografía de los Andes adquirida desde cl Mioceno (Mercier et al., 1992). . Vig. 15.- Ueformacicin cuaternaria en extensión N-S en la cuenca de La Paz,

Quelirada Minasa (sitio 5E) (según Lavenu, 1988). Mapa: I-Cuaternario indiferenciado; 2-morrena Choqueyapu

II; 3- gravas del Altiplano y morrena Sorata; 4- Cuaternario antiguo; 5- VormaciÓn La Paz; 6- Paleozoico.

Corte Aß: (mismos símholos que el mapa) Este corte indica la uliiuci6n de Ia 'I'oba Chijini del Plioceno superior (2.8 hasta 3.3 Ma) cn el h r d e oriental de Ia cuenca de La Paz. En la Quebrada Minasa,

el rechazo acuniutado de esta deformación en extensión alcanza 400 m.

En los Andes de Bolivia, en cl norte del Altiplano y en la Cordillera Oriental. la tectónica en extensi6n cuaternaria resulta de un estado de esfuerzo con O3 de dirección N-S (oyy). de dirección E-W (G,..) y O1

vertical (G,). Fué interpretada (Sébrier eí al.. 1985; 1988) como el resultado de fuerzas de volúmenes debidas a una alta topografía compensada (Dalmayrac

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nos; r:inl

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II Sb; llano :ic de 3S4; t e C'Il

:Is de de la Ildica

& Molnar, 1981; Sulirez eí al., 1983; Fmidevaux 8r Iswks. 1984; Froit1cv;iu.x C Ricard, 1987; Mercier eí

tiene una direcci6n cercana a E-W (oxx). oHmax cstii casi paralelo a la dirección de convergencia y resulta del empuje de la placa oceánica que se hunde con la placa litosférica continen(a1 andina. En las regiches de baja topografia, zona subandina, la tcctónica es compresiva: oxx es o, y o, es 03. El estado de esfuerzo es tal como ~ , , > o ~ ~ > o ~ ~ . En los Andes altos. G , aumenta. como consecuencia del peso dc la Alta Cadena; o, se vuelve o,. aXx ; esfuerzo máximo. se vuelve O*, y by,, se vuelve o3, produciendo una extensión de dirección N-S. En resumen, la dirección del

d., 1092). KI1 ti l l I I l ~ l l l c l o . cl csIIIeL.%l> l l ~ ~ r i n ~ n t ~ l l Illiixilllo (Of I l l l i l X )

I )iir;lriic cl l ' l i ~ i t . c i i~ i . cl aiiihictifc ct:i rcliiliviirneiitc cilido. Qritlo II

piides Iicrbívoros. Ninguna evidencia de glaciacicin se ve en estos dcpiisilos. Sin cmhatga. al final del Plioceno y al principio del Plsistticbiici. 111 Ilcg;idit importiinte de ciinglomcrados es el indicio de iiii.c:iiiitfiJi gccidiii;unicii inayor, quizas (cctdriico (levantamiento de la Cnrtlilleri) Imro st>~)rc todo ciunitico. UII cnrriamicm ocasion6 una pluviosidad más iniportiuite permitiendo el transporte, en grim cancidid, del material erodado. 1.3 existencia de Ia glaciación Purapurimi dchajo dc la Toba Chijini, como la presencia de figuras stdimcntol6gicas dchidas al frío, confirman este enfriamiento del clima. 1.a fauna plioccila endémica desaparece. substituida por una

SC l l l l i l I i L h 1 . s e h i col l l l l l l l ; ln cl t i p dc sctlilIlerllnci~il1 y li1 filullil llc

91

, ALAIN LAVENU

, r i io Ili.511

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71 I O .

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N

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Fig. 16.- Datos de Ias fallas nqrmales en el Altiplano oriental conio resultado de la extensión cuaternaria 03 = NS (según Lavenu ¿ú Mercier, 1YY3).

Misnios símbolos quc fig. 10; [SA, 5B,5C, 5E: cuenca de I a I'aii; 6: Ayo Ayol.

92

. . esfuerzo máximo horimntnl estg cs,ciici:itriicntc controladii prw Iii coiivcrgcnci:i. I ~ I , ~ li& Aiitlcs Altos. y particularmcntc en ci Al'tipliiiio. li1

extensión parccc la coiisccucnciii de iii:is;is elevadas isostáticamcnto. 1,ii dircccitin tlc cxtcrisicín se ciiciiciitrii jwrpciidiciiliir :I !;i

cllllvcrgcllci~l.

. .

La cuenca dc Tarija (1900 msnm) cs UII:I

región uhicada topográficamcntc cnec Iii m n i i

subandina ha.ja (donde oI es liorizontiil dc dirccci6n E-W y o3 vertical) y l a Sicin (tltiiidc

0, es vertical y q horizont;il N-S). !II csl;idri de esfuerzo lranscuncntc (a, Iiorizontiil NRS'T y cs2 vertical) es conipatihlc con ¡;I uliiciicitiii

topográfica dc la cuenca. si se adniitc que cl esfuerzo vertical ozz se dcbc al peso de un;i topografía compensada isostiticiiniciitc. lm deformaciones triinscurrcntcs d e I i i cuc~~ci i tlc 'r. ..' esfuerzo iiitcrnicdio (ci? vcrticiil) cuke I:I hiii zonii suhiiialinil. d o ~ ~ d c el rC;ginicli tcct(iliico CS

compresivo y E-W. y 1;i : i l ta pl:iiiicic i i i i t l i i ia .

con un r6girncri cii cxtcnsiiiii N - S . I'ci,ii I :I existencia dc u n rbgimcn tcctdiiictr extciisivo podría cxplicarsc por un Icvantiimiciitri tliic

1 1 1 Ilil ptl(llíilll cclllcs~"1l"lc~ il 1 1 1 1 cs~: l l l~ l de .-

ilulncnlil l i 1 liqli>grillíil y clc~lliil l l l l i l CXICllSilill

N-S cquiviilctitc II IO ~ ~ i i c s c t i l i s c ~ v ; ~ C I I li1

Sic rrii . Si n c m Ili1 rgo , ti1 I i II I C i p i c t iic i t 1 II

necesitaría un valor del esfuerzo vcrticiil (oI) cercano al viilor del csfucw.ci l i t i r i m i i t d

E-W (O?): eso no sc ohserva. o3 q u c d ~ i ~ ~ t l i ~ ccrcaio a 02.

En cl Altiplano I a tccttinicii cxtcnsiv:i plioccna es muy difercntc d e la tlc cd:rd plcistoccna. La dircccicin de cxtcrisitiii es I!-W.

que G~~ es siempre el cslucrnl principal mínimo (0 Hmin). 81 cst;id(~ tlc esfuerzo es: csnx < oYy < oZz. En este ciisii es

ilcccsiuici (pc cl csfucrzn ¡iorii.otit:il tiiinstnilid~i a la litosfcrii ccwtincntiil scii inferior i11 csfucini actuarido cn el caso prcccdcntc.

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REVISTA TECNICA DE YPFB. 16 (1-2) : 79 - 96, JUNIO 1995

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A 8 8

bïg. 17.- ExtensMn cuaternaria (o 3 = N41 E) en la cuenca de Cochabamba-Sacaba (sitio Sß) en la Cordillera Oriental (según [,avenu, 1988).

Rhpa: I - Nc6pxio ; 2- Rlesoxoico ; 3- I'aleoxoico; en I)lanco : rcllcrlo eunternario de los Valles. C'orle Ali: indica li niultiplicid;rd de los pcdiincntos de alilación a lo largo del relieve de la I?alla Tuliari (6 niveles)

en relación con el liorde sur de la cuenca con sólo 3 pedimentos. .

mayor de dirección NI(H)" U, es rcspol~sable de li desviación de o,, NS en h cadena, en esta &poca. 1)iagriiiia: (niisnlos sínibolos que fig. IO) extensión 03 = N41"E. La Palla Tunari, rasgo estructural

ALAIN LAVENU

. . .

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1 8 A

4

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Fig. 18.- La deformación en la cuenca de Tarija (sitio 18) (según Lavenu & Mercier, 1993). Los sedimentos pleistocenos de la cuenca de Tarija sufren deformaciones cuaternarias en comprcsiGn o, = NXs”IS (Ist\) y e11

extensión 0, = NS (18-1,18-2,18-3,18-4). La cronologia entre compresi6n y extensión no pudo ser determinada.

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el Altiplano norte de Bolivia

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