36 Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1 ): 36 - 67 (2009)

EVOLUCIÓN TECTONOMAGMÁTICA DE LOS ANDES BOLIVIANOS

Néstor JIMÉNEZ1, Shirley LÓPEZ-VELÁSQUEZ2 y Reynaldo SANTIVÁÑEZ1

1 Instituto de Investigaciones Geológicas y del Medio Ambiente, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Mayor de San Andrés, casilla 14500, La Paz. E-mail: [email protected] 2 Servicio Geológico y Técnico de Minas, casilla 2729, La Paz.

RESUMEN Los Andes bolivianos ocuparon una posición de retroarco durante gran parte del Fanerozoico. En su evolución se reconoce una primera etapa, restringida al Paleozoico inferior, en la que hubo una gran transferencia de material sedimentario en la cor- teza superior, y una segunda en la que predominó el reciclaje de la masa cortical. A lo largo del Paleozoico inferior, una cuen- ca marina epicratónica se formó entre el cratón de Amazonia, el macizo Arequipa-Antofalla, y el macizo Pampeano funcio- nando inicialmente como cuenca de retroarco y luego como cuenca de antepaís hasta colmatarse en el Paleozoico superior. En este lapso ocurrieron tres etapas de deformación: La fase oclóyica (límite Ordovícico-Silúrico) de carácter restringido, la fase eohercínica (límite Devónico-Carbonífero), y la fase hercínica (Carbonífero Superior) también de influencia areal restrin- gida. En el Mesozoico, se registraron aún breves incursiones marinas antes que en el Eoceno comience a edificarse una pro- tocordillera. El solevantamiento general de toda la región centroandina, se inició en el Oligoceno Superior afectando al Altiplano y la Cordillera Oriental actuales. Este solevantamiento ocurrió en tres etapas limitadas por la formación de superfi- cies de erosión datadas en 18 y 10 Ma. La ladera oeste de la Cordillera Oriental, denominada faja de Huarina, tuvo un rol muy importante en la evolución de la región centroandina. Además de cobijar a gran parte del magmatismo de retroarco, en esta faja ocurrió la mayor subsidencia de la cuenca paleozoica. En esta faja ocurrieron preferentemente durante el Mesozoico, pro- cesos de rifting y de adelgazamiento litosférico. En el Paleógeno, la faja de Huarinas fue la primera en ser solevantada aislan- do la cuenca altiplánica del interior del continente, y durante el Oligoceno Superior, se constituyó en el cinturón retrocabal- gante del orógeno. La deformación en el Altiplano y la Cordillera Oriental concluyó hace 10 Ma cuando se formó la superfi- cie San Juan del Oro, al mismo tiempo que se iniciaba la deformación en la región subandina. La actividad magmática de re- troarco en la faja de Huarina fue casi continua desde el Paleozoico hasta el Cuaternario. En cambio el arco volcánico se ins- taló en la frontera boliviano-chilena sólo en el Mioceno Inferior, hace 23-22 Ma. La actividad volcánica de retroarco llegó a su climax en el Mioceno Superior. Las características químicas de los magmas y la simultaneidad de las grandes erupciones a lo largo de la faja de Huarina, sugieren que es un solo proceso el que desencadenó este magmatismo de gran volumen. Se su- giere que este proceso es la delaminación litosférica del manto que provocó el ascenso de la astenosfera hasta la base de la corteza induciendo a su fusión en varios niveles.

Palabras clave: Andes centrales; cuencas sedimentarias; magmatismo; fases tectónicas; transferencia de materia.

ABSTRACT: Tectonomagmatic evolution of the Bolivian Andes. The Bolivian Andes remained in a retroarc position along most of the Phanerozoic. Its evolution can be divided in two major stages; in the first one, restricted to the early Paleozoic, a voluminous transfer of sedimentary mass in the upper crust occurred. In the second stage, reciclyng of the crustal mass predominated. In the early Paleozoic, an epicratonic marine basin formed among the Amazonia, Arequipa-Antofalla, and Pampean cratons. This basin changed from a retroarc-type to a foreland-type before it filled in the late Paleozoic. Along this interval, three de- formation stages came to pass: the areally restricted Ocloyic phase (Ordovician-Silurian boundary), the Eohercinian phase (Devonian-Carboniferous boundary), and the Hercinian phase (Late Carboniferous) which was also areally restricted. In the Mesozoic, brief marine incursions ocurred before a protocordillera began to build in the Eocene. The general uplift of the central Andes started in the Late Oligocene involving the present Altiplano and Eastern Cordillera. Three stages of uplift, se- parated by regional erosion surfaces of 18 and 10 Ma, can be recognized. The western side of the Eastern Cordillera, named the Huarina belt, played an important role in the evolution of the central Andean region. In this belt ocurred most of the re- troarc magmatism; also, the major subsidence of the Paleozoic basin was restricted to this belt. Along the Mesozoic, rifting processes and lithospheric thinning took place preferentially within the Huarina belt. In the Paleogene, this belt was the first to be uplifted separating the Altiplano basin from the rest of the continent, and, in the Late Oligocene, the belt became the backthrust zone of the orogen. Deformation in the Altiplano and Eastern Cordillera ended some 10 Ma ago, when the San Juan del Oro surface formed and the folding in the Subandean region began. The retroarc magmatic activity in the Huarina belt was almost continuous from Paleozoic to Quaternary. On the contrary, the volcanic arc arrived to the Bolivian-Chilean border only in the Lower Miocene, some 23-22 Ma. The retroarc volcanic activity reached the climax in the Late Miocene. Evolución de los Andes Bolivianos ... 37

The chemical characteristics of the magmas and the huge simultaneous eruptions ocurred in the Huarina belt are suggesting that only one deep process triggered this voluminous magmatism: lithospheric delamination of the the mantle which origina- ted the rising of the asthenosphere up to the base of the crust driving the melting at different levels.

Keywords: Central Andes, sedimentary basins, magmatism, tectonic phases, mass transfer.

INTRODUCCIÓN cieron la existencia de zonas tecto-estra- que se extiende por la ladera occidental tigráficas que reflejan la compleja estruc- de la Cordillera Oriental y por el Altipla- Los Andes bolivianos tienen un interés tura de esta región (Sempere et al. 1988). no sur. La parte cordillerana de esta uni- especial porque presentan exposiciones Estas unidades pueden modificarse cuan- dad es la faja retrocabalgante generada casi completas del registro sedimentario do se toma en cuenta el magmatismo. durante la orogenia andina (McQuarry y desde el Paleozoico inferior hasta el re- En la figura 1 se presentan los cinco do- deCelles 2001); en tanto que el Altiplano ciente. Las investigaciones realizadas en minios tecto-magmáticos a los que se ha- sur es una cuenca intramontana bordea- los últimos años sobre estos conjuntos rá referencia en el presente trabajo. Estos da por dos cabalgamientos de vergencia sedimentarios, han llevado a la elabora- son el arco volcánico o Cordillera Occi- opuesta (Baby et al. 1990). La faja de ción de síntesis regionales muy ilustrati- dental, la cuña Altiplánica, la faja de Hua- Huarina se interpreta como una zona de vas (Sempere 1995, Suárez-Soruco 2000) rina, la faja de Cordillera Oriental, y la debilidad litosférica que durante el Paleo- que han modificado enormemente las vi- zona Subandina. En general, el límite en- zoico correspondió al área de mayor sub- siones clásicas de la geología de esta re- tre estos dominios es de carácter tectóni- sidencia de la cuenca marina y donde gión. No obstante, estas síntesis no inclu- co, excepto para el arco volcánico o Cor- ocurrió todo el magmatismo coetáneo. yen el análisis de las rocas magmáticas dillera Occidental. Algunos segmentos de En el Mesozoico, el eje de un rift conti- cuyo estudio aporta pautas importantes la región que hoy ocupa la Cordillera Oc- nental se desarrolló mayormente en el lí- para reconocer los paleoambientes tectó- cidental fueron aparentemente áreas de mite oriental de esta faja, y en el Ceno- nicos y los procesos litosféricos profun- aporte para las cuencas paleógenas del zoico fue la primera porción de corteza dos. La sedimentación y el magmatismo Altiplano. Pero, el arco volcánico en sen- en ser solevantada cobijando paralela- son los responsables de la transferencia tido estricto, adquirió su individualidad mente a la mayor parte del magmatismo de materia en la litósfera. La erosión y la durante el Neógeno debido a la acumula- de retroarco de los Andes bolivianos (Ji- sedimentación, si actúan por largos perí- ción de depósitos volcánicos que tam- ménez y López-Velásquez 2008). La faja odos, pueden transferir un gran volumen bién se derramaron hacia el borde occi- Cordillerana Oriental está esencialmente de masa rocosa de un lugar a otro en la dental del Altiplano. La prolongada acti- formada por rocas paleozoicas marinas corteza superior. Por su parte, el magma- vidad magmática en el arco de más de 20 plegadas. Durante el Mesozoico, ocurrió tismo es el proceso que acarrea materia Ma, sugiere que ésta es una zona de debi- una escasa actividad magmática cerca del desde el manto litosférico, y aún desde lidad cortical profunda. Sempere et al. eje del rift compartido con la faja de Hua- profundidades mayores, a la corteza. En (2002) propusieron que durante el Meso- rina. En el Cenozoico, esta faja fue el pri- el presente trabajo, se analiza la evolución zoico, esta franja era parte de una zona mer retroarco que probablemente comen- geológica de los Andes de Bolivia en tér- distensiva que se extendió por el norte zó a ser solevantado en el Oligoceno Su- minos de transferencia de masa tanto de chileno y sur peruano. El dominio deno- perior y que estuvo activo hasta el Mio- las áreas circundantes como del manto, y minado cuña Altiplánica, tiene en gran ceno Medio (Gubbels et al. 1993). Final- se trata de determinar la contribución re- parte a un núcleo granulítico del cratón mente, el Subandino es el retroarco ac- lativa de cada una de las fuentes. Arequipa-Antofalla como basamento (Ait- tualmente activo cuya deformación se cheson et al. 1995, Tosdal 1996). Esta uni- inició en el Mioceno Superior. Durante el MARCO GEOLÓGICO dad fue un área positiva durante el Paleo- Mesozoico, la parte sur de esta faja cobi- zoico; aparentemente, sólo sus bordes jó un brazo del rift continental ya men- La región andina boliviana fue tradicio- este y sur sufrieron subsidencia periódica cionado (Sempere et al. 2002). nalmente dividida en las zonas morfoes- para formar parte de la cuenca marina La historia geológica de los Andes boli- tructurales de Cordillera Occidental, Alti- paleozoica. Durante el Mesozoico y Ter- vianos es un buen ejemplo del desarrollo plano, Cordillera Oriental y Subandino, ciario fue un área de sedimentación ma- de una región desde una cuenca marina que describen la morfología de la región yormente continental, y durante el Neó- altamente subsidente hasta una alta mon- pero son inadecuadas para comprender geno fue invadida localmente, y en forma taña en un regimen no colisional. Esta la conformación estructural heredada de esporádica, por el arco volcánico. Rode- historia puede dividirse en cuatro gran- la orogenia andina. Las investigaciones ando a la cuña Altiplánica por el este y des etapas. En la primera, espesas se- realizadas en las últimas décadas recono- por el sur se encuentra la faja de Huarina cuencias sedimentarias que registran la 38 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Figura 1: Dominios tecto-magmáticos de los Andes de Bolivia. Estos dominios respon- den a la configuración alcanzada luego de la orogenia andina, pero reflejan las heteroge- neidades litosféricas preandinas.

evolución del borde occidental del Gond- zonia, y Pampeano. La segunda etapa, que abarca el período entre el Triásico wana durante el Paleozoico inferior, se que se extendió del Paleozoico superior Medio y el Paleoceno Superior, la región depositaron en una cuenca marina intra- al Triásico Inferior, se caracteriza por la evolucionó desde un ambiente de rift in- cratónica con gran capacidad de subsi- inestabilidad tectónica que provocó la tracratónico, en el que ocurrieron cortas dencia. Esta cuenca estaba situada entre transición de cuenca marina somera a transgresiones marinas, a una cuenca de los cratones de Arequipa-Antofalla, Ama- cuenca continental. En la tercera etapa, antepaís completamente continental. En Evolución de los Andes Bolivianos ... 39

la cuarta etapa, a partir del Eoceno, la re- truidas por diques de anfibolitas. Las nu- portantes volúmenes de sedimentos sili- gión comenzó a ser solevantada dando merosas dataciones dan a estas rocas una ciclásticos. Esta etapa es generalmente origen a cuencas intramontanas y del tipo edad de aproximadamente 1.100 Ma que dividida en dos supersecuencias (Tacsara piggy back. Intercalando en estas secuen- permite correlacionarlas con el macizo y Chuquisaca, Sempere 1995) o dos ci- cias, o intruyéndolas, se encuentran rocas arequipeño. Tosdal (1996), mediante el clos tectosedimentarios (Tacsariano y Cor- magmáticas de composición diversa. En estudio de las composiciones isotópicas dillerano, Suárez-Soruco 2000). general, el magmatismo fue escaso en el de los clastos provenientes de este cratón La base de la espesa columna paleozoica Paleozoico, se incrementó durante el Me- que se encuentran en formaciones ceno- aflora en dos localidades. En la primera, sozoico, y se tornó profuso en el Neó- zoicas del Altiplano, ha determinado la localizada en la región del Chapare, Co- geno. relación geológica entre este macizo y el chabamba (Fig. 2), aflora el Grupo Lim- El conocimiento de la actual estructura cratón amazónico desechando la idea de bo (Frankl 1959) de unos 3.000 m de po- de la litosfera por debajo de la región que aquel sería un bloque alóctono que tencia. La parte inferior del grupo está centroandina ha hecho progresos impor- dejó atrás Laurentia a fines del Protero- dominada por anhidritas con intercala- tantes en los últimos años. Las investiga- zoico (véase por ejemplo, Wasteneys et al. ciones areno-limosas y carbonáticas hacia ciones geofísicas por gravimetría, méto- 1995). el tope (Brockman et al. 1972). Estas eva- dos telesísmicos e imágenes tomográficas Al sur del lago Titicaca, se encuentra el poritas serían las más antiguas de Suda- han confirmado que el espesor de la cor- Complejo Chilla (Fig. 2) compuesto por mérica (Marquillas y Salfity 1991). Las teza varía lateralmente entre 60 y 70 km, un conglomerado de aspecto masivo a numerosas fracturas que afectan a algu- pese a que no existe un consenso general groseramente estratificado en el que in- nas de estas rocas fueron rellenadas por sobre su estructura interna (Schmitz y tercalan delgados bancos de areniscas, lu- minerales de asbesto. Por encima se en- Kley 1997, Masson et al. 2000). Dos tra- titas, y arcosas. Intrusiones de gabro y cuentran arcilitas silicificadas y conglo- bajos han puesto en evidencia la presen- una colada de lava basáltica almohadilla- merados polimícticos que portan clastos cia de roca parcialmente fundida en esta da completan este conjunto que en total de granitos, gneises, y cuarzo en una ma- corteza. Por una parte, Chmielowski et al. tiene unos 100 m de espesor sin que aflo- triz arcósica. Éstas pasan transicional- (1999) detectaron un gran cuerpo de mag- re su base. Los conglomerados portan mente a facies marinas de ambiente so- ma en forma de sill en el Altiplano sur. El clastos subredondeados de cuarcitas, fili- mero que portan restos de língulas de espesor de este cuerpo es de unos 800 m, tas, granitos rosados y gneises. Su matriz edad llanvirniana. y está situado a unos 19 km de profundi- es arcillosa. La edad de este complejo es Un segundo afloramiento de rocas de es- dad. Por otro lado, Baumont et al. (1999) motivo de controversia. En ausencia de ta edad, la Formación Camacho, se en- encontraron una zona de baja velocidad dataciones, se le ha asignado edades que cuentra en Tarija como prolongación de sísmica a unos 20 km de profundidad por varían, según el autor, desde Proterozoi- los afloramientos que se encuentran en el debajo de la meseta de Los Frailes, la que co Superior a Ordovícico Inferior sólo a norte argentino (Fig. 2). Se trata de una se interpreta como un gran cuerpo de base de analogías con diversos aflora- secuencia de unos 1.500 m de espesor magma. mientos. De acuerdo a correlaciones con que se inicia con depósitos continentales La litosfera del manto ha sido investigada afloramientos peruanos y chilenos, se conformados por un conglomerado poli- por Dorbath et al. (1993) y Myers et al. acepta que la edad más probable sea pro- míctico, areniscas, y arcosas que yacen (1998). Ambos trabajos pusieron en evi- terozoica superior-cámbrica inferior (Dí- discordantemente sobre la Formación dencia que el espesor del manto litosféri- az-Martínez et al. 2000). San Cristóbal. Hacia arriba, aparecen, en co es variable. Myers et al. (1998) sugirie- En el extremo sur del país, se encuentra forma continua, espesos paquetes de are- ron que la litosfera mantélica por debajo la Formación San Cristóbal, una secuen- niscas con intercalaciones de lutitas sub- de la faja de Huarina ha sido removida cia de unos 800 m de espesor que está ordinadas. Toda la secuencia es no fosilí- permitiendo que la astenosfera se acer- conformada por filitas, esquistos, y cuar- fera, por lo que su edad cámbrica supe- que a la base de la corteza. citas. Esta unidad se correlaciona con la rior-tremadociana inferior le fue atribui- Formación Puncoviscana del norte ar- da sólo por su posición estratigráfica y EVOLUCIÓN DE LAS gentino cuya edad es proterozoica supe- correlación con unidades del norte ar- CUENCAS SEDIMENTARIAS rior-cámbrica inferior (Keppie y Bahl- gentino. burg 1999). Sobre estos depósitos basales, se acumu- Proterozoico-Cámbrico Inferior ló una espesa y a la vez monótona se- Las rocas más antiguas que afloran en los El Paleozoico inferior cuencia siliciclástica ordovícica de color Andes de Bolivia se encuentran en el ce- A partir del Cámbrico Superior, una gris, consistente mayoritariamente de li- rro Uyarani (Fig. 2), el que está compues- cuenca marina se desarrolló en la actual molitas y lutitas con intercalaciones de to por granulitas de textura gneísica in- región andina, donde se acumularon im- areniscas (Figs. 3b y d). Gradualmente 40 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Figura 2: Elementos estruc- turales mayores del margen occidental del Gondwana du- rante el Paleozoico inferior. Este esquema muestra la cuenca marina intracratónica y sus áreas de aporte. Se ha incluido la ubicación de los afloramientos de las rocas más antiguas de la región descritas en el texto, los lími- tes de la faja de Huarina, que es una zona de debilidad he- redada desde el Proterozoico, así como la de los aflora- mientos de rocas volcánicas paleozoicas de la Formación Ollantaytambo y las capas Umachiri del sur de Perú.

hacia la parte superior, las areniscas se actividad se habría restringido a la región gen oriental, sólo se registra un promedio hacen predominantes. Este conjunto es ubicada al sur del paralelo 20ºS (Sempere de 20 a 30 m de potencia (Suárez-Soruco conocido como la supersecuencia Tacsa- 1995, Suárez-Soruco 2000). Por el con- 2007). De igual modo, las litofacies pre- ra (Sempere 1995) cuyo espesor máximo trario, en la porción norte de la cordille- sentan cambios laterales importantes, alcanza los 5.500? m. Esta secuencia, se ra, la secuencia está generalmente com- desde facies arenosas y limolíticas con hace progresivamente más joven hacia el pleta. abundante fauna de agua somera al oeste, norte (Fig. 3a), donde el espesor alcanza- La sedimentación de la supersecuencia hacia facies lutíticas mayormente grapto- ría sólo los 3.300 m (Bahlburg et al. 2006). Chuquisaca ocurrió en una cuenca mari- líferas al este (Laubacher et al. 1982). En En toda la cuenca, la fauna fósil es domi- na de antepaís muy subsidente cuya pro- el borde oriental, la Formación Cancañiri nantemente graptolífera y pertenece a la fundización se inició en el Caradociano presenta, hacia el tope, niveles calcáreos "provincia faunística atlántica" que cons- Superior. Esta cuenca funcionó contem- de agua poco profunda (Miembro Sacta) triñe la edad de las rocas al Cámbrico poráneamente a un arco volcánico des- con abundante fauna de edad llandove- Superior-Caradociano Medio. Según Dí- arrollado en el borde continental (Díaz- riana a wenlockiana basal. Suárez-Soruco az-Martínez et al. (2000) y Egenhoff Martínez et al. 2000). En esta cuenca se (2000) y Díaz-Martínez (2006) infieren la (2003), estos sedimentos ordovícicos se depositaron los sedimentos pelíticos ma- existencia de una cuenca con aguas más depositaron en una cuenca de retroarco sivos de carácter euxínico de la Forma- cálidas o templadas hacia el norte, que in- en estado distensivo cuya sección trans- ción Tokochi de edad ashgiliana (Sem- dica una situación de latitud media a alta versal tenía forma de U asimétrica, con el pere 1995). El tectonismo regional coe- para esta zona, en tanto que hacia el sur flanco oriental de menor pendiente que táneo indujo a la inestabilidad de la cuen- y oeste, se evidencia variación térmica el occidental. Egenhoff (2003) sugiere ca marina (Laubacher et al. 1982, Díaz- gradual decreciente (Suárez-Soruco 2000). que la presencia de un abanico de inun- Martínez et al. 2000) dando lugar a proce- Por lo demás, la Formación Cancañiri, dación de gran magnitud caracterizó a sos de resedimentación, derrumbes, slumps, que juega un rol de nivel guía en toda la este flanco en la región de Tupiza, el que y turbiditas (Formación Cancañiri, Figs. región, es el resultado de la deglaciación estuvo expuesto a intemperismo durante 3b, c y d) en el margen occidental. La tasa hirnantiana. el Caradociano debido a una regresión de sedimentación durante el Ordovícico En el Silúrico Medio, la cuenca marina importante. terminal y el Silúrico basal varía fuerte- central se profundiza nuevamente permi- Una discordancia limita a esta secuencia mente de un margen a otro de la cuenca. tiendo el despliegue de fauna planctónica en el segmento sur de la Cordillera En el margen occidental, el espesor de como monográptidos y cefalópodos (Suá- Oriental donde a veces su parte superior los sedimentos depositados en esta etapa rez-Soruco 2007). Las unidades supraya- ha sido erodada. Esta discordancia es alcanza localmente hasta 1.000 m (Díaz- centes a la Formación Cancañiri, tanto de atribuida a la fase tectónica oclóyica cuya Martínez 2005), en tanto que, en el mar- la faja cordillerana oriental como de la Evolución de los Andes Bolivianos ... 41

Figura 3: Colum- nas estratigráficas de varias regiones de los Andes boli- vianos que mues- tran la dinámica de la sedimentación en las cuencas, espe- cialmente del Paleozoico. faja de Huarina, corresponden a facies de que pasan a facies de shoreface distal en fauna bentónica de edad ludlowiana. Da- plataforma marina costa afuera (offshore) la que se incrementa significativamente la lenz-Farjat (1999) confirma para el Silú- 42 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

rico la influencia de fauna bohémica en el cas en toda la actual Cordillera Oriental. Suprayaciendo en discordancia a la se- área de Cochabamba. Tawackoli et al. (1996) dataron por el mé- cuencia anterior se encuentran facies are- En el Silúrico Superior, las secuencias del todo K-Ar la illita y sericita generadas nocalcáreas marinas de desembocadura sur de los Andes bolivianos, registran un por este metamorfismo obteniendo eda- que pasan concordantemente a depósitos evento transgresivo de shoreface distal que des de 374 a 310 Ma. La importancia de carbonatados de 400 a 530 m de espesor culmina con arenas progradantes de fores- esta fase tectónica radica en que, aparen- (Formación Copacabana del Pensilvania- hore azoicas de edad ludlowiana-pridolia- temente, dio fin a la sedimentación casi no Superior a Artiskiano, Fig. 3a), de am- na (Dalenz-Farjat 1999). Es destacable exclusivamente marina que caracterizó a biente costero con cuatro pulsos trans- para esta región, un evento biótico reco- todo el Paleozoico inferior. En las se- gresivos mayores (Grader et al. 2003) y nocido por la presencia de plantas vascu- cuencias posteriores a esta fase, los depó- abundante fauna de mar abierto. Es fre- lares con similitudes florísticas entre lati- sitos continentales son más frecuentes. cuente la presencia del braquiópodo tudes altas del Gondwana y Laurasia ecua- Neospirifer condor, que es característico torial (Edwards et al. 2001). En este inter- El Paleozoico superior para el Pérmico de Sudamérica y Sudá- valo, se desarrolla fauna endémica de Una nueva etapa de sedimentación se ini- frica. Hacia el Subandino sur, el espesor aguas frías de la corriente malvinokáfrica cia en el Fameniano-Tournasiano (Vavr- de esta unidad disminuye al mismo tiem- (Silúrico hasta el Emsiano; Isaacson y dová et al. 1991, Grader et al. 2003), con po que su base se hace progresivamente Sablock 1990). depósitos resedimentados de origen tec- más joven. Durante el Devónico Inferior, dominan tónico y glacial, de extensión local, que facies arenosas de ambiente costero. En reposan discordantemente sobre diferen- Las cuencas de rift del Paleozoico superior-Me- el borde sur de la cuenca, se reconocen tes unidades del Paleozoico inferior. La sozoico secuencias grano y estrato crecientes de influencia glacial equivale a las registradas A partir del Pérmico Superior, una vez facies de shoreface, con fauna dominante- en Africa y en los Apalaches (Díaz-Mar- que la región estaba ya emergida, ocurrie- mente bentónica (Scaphiocoelia boliviensis) tínez 2004). La secuencia continúa con ron dos etapas de rifting a lo largo de zo- de edad lochkoviana a pragiana. Conti- facies arenocalcáreas depositadas en am- nas de debilidad litosférica. La primera nua la secuencia marina progradante de biente de plataforma somera que progra- etapa tomó lugar entre el Pérmico Supe- la Formación Belén, (Fig. 3c) con Conu- dan a facies deltaicas en el Tournesiano- rior y el Triásico Superior, y la segunda laria quichua y Australospirifer hawkinzii del Viseano. Por encima se encuentran facies durante el Cretácico. El rift permo-triási- Emsiano en la base, y chonétidos en los pelíticas y psamíticas de extensión local, co desarrolló dos brazos, uno principal, a niveles superiores atribuidos al Eifeliano interpretadas como un pulso transgresivo lo largo del límite de la faja de Huarina y (Dalenz-Farjat 1999). que prograda a facies deltaicas y de llanu- la faja Cordillerana Oriental, y otro en el En el Devónico Medio, Eifeliano a Give- ra aluvial. Caracteriza a esta unidad la Subandino sur. El rift cretácico se sobre- tiano, las facies arenosas de las Forma- presencia de abundante vegetación de cli- puso sólo al brazo principal del anterior. ciones Sicasica y Huamampampa (Figs. ma templado a cálido al norte de la faja Durante el Pérmico, un rift diacrónico 3c y d) alcanzan 1.400 m de espesor. Esta de Huarina). Esta flora es una extensión comenzó a abrirse en Perú central pro- secuencia continúa con un sistema depo- hacia el sur del reino florístico de Paracas longándose por Bolivia mayormente en sicional marino transgresivo de agua po- (Perú) en el que Nothorhacopteris kellaybele- el Triásico y el Jurásico (Sempere et al. co profunda de plataforma distal, y cul- nensis y Triphyllopteris boliviana, de edad vi- 2002). En el sur del Perú, depósitos ma- mina con facies marinas que contienen seana tardía a serpukoviana temprana rinos restringidos se formaron durante Tropidoleptus carinatus y Globythiris, que son (Iannuzzi et al. 1998), son las más repre- una etapa precoz del rift, la que tomó lu- formas alóctonas de la corriente faunísti- sentativas. gar durante el Pérmico Superior-Triásico ca de la América Oriental. Esta asocia- Según Suárez-Soruco (2007), en el Car- Inferior. En Bolivia, facies pelíticas y cal- ción, junto a la remanente fauna malvi- bonífero Superior (Namuriano-Westfa- cáreas (por ejemplo, Formación Vitiacua, nokáfrica, establecen la fauna post-malvi- liano), producto de una significativa de- Fig. 3d) serían las unidades depositadas nokáfrica. formación tectónica por movimientos en esta etapa. Los abanicos aluviales, de- En el Devónico Superior-Mississipiano compresivos, tuvo lugar la formación del pósitos fluvio-lacustres, y rocas volcáni- Inferior tomó lugar una fase tectónica orógeno hercínico ó Protocordillera. cas del Grupo Mitu del sureste peruano denominada orogenia eohercinica que Esta fase tectónica habría afectado prin- se consideran depósitos de synrift acumu- afectó mayormente al Perú central y nor- cipalmente al segmento norte de la actual lados durante el Triásico Medio a Supe- te de Chile (Isaacson y Sablock 1990). En Cordillera Oriental exponiendo las rocas rior. En territorio boliviano, formaciones territorio boliviano generó una discor- a la erosión. En la parte sur de la Cordi- de origen fluvial y lacustre de 200 a 300 dancia y un débil metamorfismo que llera y el Subandino, esta deformación m de espesor, corresponden a esta etapa. afecta especialmente a las rocas ordovíci- tectónica no se registra. Sobre estas formaciones se encuentran Evolución de los Andes Bolivianos ... 43

unidades mayormente formadas por are- marina. Las dataciones radiométricas y nico. Igual que en el Altiplano, formacio- niscas fluvio-eólicas que se consideran por paleomagnetismo efectuadas por Sem- nes al menos parcialmente equivalentes como depósitos de post-rift. De acuerdo pere et al. (1997) dan a esta formación desde el punto de vista estratigráfico, re- con su localización, reciben diferentes una edad maastrichtiana-paleógena infe- ciben diversos nombres (Formación Ca- nombres: Formación Ravelo en la Cordi- rior. El Grupo Puca culmina con la For- yara, Formación Bolivar, Formación Ca- llera, Formación Beu en el Subandino mación Santa Lucía conformada por pe- margo, etc.). norte, y Subgrupo Tacurú en el Suban- litas y areniscas finas fluviales paleocenas. Los datos de paleomagnetismo obtenidos dino sur (Fig. 3b y d). Localmente inter- Las tres unidades calcáreas de este Gru- por Sempere et al. (1997) sugieren que calan basaltos y conglomerados con clas- po parecen corresponder a períodos de esta etapa de sedimentación se inició ha- tos de basalto retrabajado. Los espesores alto nivel de aguas marinas de carácter ce 58,2 Ma. No obstante, según estos au- de estas unidades pueden superar los global (Sempere 1995). Una superficie de tores, no todas las cuencas comenzaron a 1.000 m. erosión regional, que se manifiesta como funcionar al mismo tiempo, encontrán- Condiciones distensivas prevalecieron una discordancia o en forma de paleo- dose un fuerte diacronismo en la edad de también durante el Cretácico en la región suelo, marca el final de este ciclo sedi- los depósitos. La escasez de actividad vol- andina boliviana, norte de Chile, y el nor- mentario (Sempere et al. 1997, Hampton cánica en esta etapa y, por lo tanto, de ro- oeste argentino (Viramonte et al. 1999, et al. 2003). cas que se puedan datar, hace difícil la in- Suárez-Soruco 2000). Las cuencas así ge- terpretación general de la evolución de neradas se rellenaron con sedimentos La sedimentación durante el Paleóge- este ciclo sedimentario. Una superficie de continentales y marinos al mismo tiempo no- Neógeno erosión regional marca el final de este ci- que se emplazaban rocas magmáticas de Espesos depósitos continentales, cuya po- clo que se prolongó hasta el Oligoceno clara signatura de intraplaca en volúme- tencia supera los 6.000 m, se acumularon Superior. nes discretos. En Argentina, Marquillas et en el Altiplano y, en menor extensión, en al. (2005) señalan que las unidades del la Cordillera Oriental. Estas secuencias Secuencias volcaniclásticas del Oligoceno Supe- Subgrupo Pirgua serían los depósitos de clásticas faltan en grandes sectores de la rior-Mioceno Inferior synrift, en tanto que el Subgrupo Balbue- Cordillera Occidental donde rocas volcá- Un drástico cambio en la composición de na correspondería a la sedimentación de nicas y volcaniclásticas de edad mio-plio- los materiales sedimentarios ocurrió en el post-rift. En Bolivia, el Grupo Puca de la cena están cubriendo discordantemente a Oligoceno Superior, tanto en la gran cuen- cuenca de Potosí, y otras formaciones rocas paleozoicas y mesozoicas. ca del Altiplano como en las pequeñas equivalentes depositadas en otras cuen- En el Altiplano, estos depósitos están com- cuencas de la Cordillera Oriental. Las da- cas a lo largo de la Cordillera, se correla- puestos por intercalaciones de areniscas y taciones existentes indican que este cam- cionan con las unidades del noroeste ar- lutitas rojas, con frecuente presencia de bio tomó lugar hace aproximadamente gentino (Viramonte et al. 1999). Según Ja- evaporitas que indican un ambiente flu- 30 a 29 Ma, contemporáneamente al ini- cobshagen et al. (1998) estas unidades se vial mal encauzado en el que ocurrían pe- cio del solevantamiento general y acorta- depositaron en cuencas estrechas que se riódicas inundaciones y formación de la- miento de la corteza de toda la región extendieron desde Perú hasta la región de gunas. De acuerdo con su ubicación, es- centroandina (Ege et al. 2003), así como a Salta en Argentina. tos depósitos reciben diferentes nombres un incremento de la velocidad de sub- Las unidades cretácicas de synrift de la (Fig. 4). Los análisis de paleocorrientes ducción de la placa oceánica (Pardo-Ca- cuenca de Potosí comienzan con arenis- indican que las fuentes de los materiales sas y Molnar 1987). Como consecuencia cas fluviales que pasan hacia arriba a se- se encontraban tanto al este como al oes- del solevantamiento, se formaron cuen- dimentos lacustres mayoritariamente pe- te del Altiplano. Por lo tanto, en esta eta- cas intramontanas y de antepaís. Aparen- líticos y evaporíticos en los que intercala pa, la parte cordillerana de la faja de Hua- temente, al principio de este ciclo, no un horizonte constituido por margas y rina había sido solevantada para consti- existía un arco magmático en el borde calizas marinas (Formación Miraflores). tuir una protocordillera que aisló la cuen- continental, puesto que las ignimbritas Los depósitos de postrift, depositados en ca altiplánica del resto del continente más antiguas datadas en el norte chileno una cuenca generada por subsidencia ter- (Lamb et al. 1997, Sempere et al. 1997). dan edades de 25 Ma (García et al. 1999). mal o, alternativamente, en una cuenca de En la Cordillera Oriental, estas secuen- Los sedimentos depositados en el Alti- antepaís, se inician con un delgado nivel cias comienzan con espesos conglomera- plano son predominantemente areno- de caliza en la base y espesos sedimentos dos y areniscas de grano grueso (Lamb et conglomerádicos rojos, con facies pelíti- lacustres pelíticos hacia arriba. Por enci- al. 1997) que se habrían depositado en cas localmente importantes. Los conglo- ma se encuentran las calizas y margas de una cuenca de antepaís situada en la lade- merados portan material basáltico retra- la Formación El Molino que se deposita- ra oriental de la protocordillera, a varios bajado y a veces también clastos del basa- ron en una cuenca lacustre con influencia centenares de kilómetros del arco volcá- mento precámbrico. Por ejemplo, al sur 44 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Figura 4: Cuadro de correlación de unidades formacionales del Paleógeno-Neógeno del Altiplano, Cordillera Oriental, y Subandino. Se incluyen las superficies de erosión regionales que generalmente marcan el final de un ciclo tectónico de deformación y el inicio de otro. SJ: superficie San Juan del Oro; Ch: superficie Chayanta.

de la región de Berenguela, en la base de cas y lutitas rojas poco consolidadas. Las el lugar de depósito de espesas secuen- la Formación Abaroa, se encuentra un dataciones obtenidas en horizontes tobá- cias clásticas fluviales que se acumularon conglomerado exclusivamente formado ceos intercalados en los conglomerados, en los cursos de ríos meandriformes y por clastos precámbricos (Flores et al. les proporcionan edades entre 30 y 28 entrelazados (Suárez-Soruco 2000). 1994). Estos sedimentos se depositaron Ma (Swanson et al. 1987, Sempere et al. Esta etapa tecto-sedimentaria se prolon- en ríos meandriformes mal encauzados y 1990). Cuencas que se formaron en zo- gó hasta alrededor de 18 Ma cuando una zonas de inundación. En el límite tectó- nas de transtensión dentro de la Cordi- superficie de erosión regional (superficie nico Altiplano-faja de Huarina, se des- llera Oriental, recepcionaron depósitos Chayanta; Servant et al. 1989) se desarro- arrollaron abanicos aluviales cuyos depó- volcaniclásticos que también dieron eda- lló truncando las secuencias antes descri- sitos comienzan con gruesos conglome- des similares (Formaciones Luribay, Salla, tas. Restos de esta superficie se encuen- rados generalmente conformados por Mondragón, y Tupiza; Hérail et al. 1993, tran en varios lugares del Altiplano, Cor- clastos paleozoicos y en menor propor- Kennan et al. 1995, Resnikowski 2002). dillera Occidental y Oriental. ción por clastos precámbricos (Forma- La cuenca de antepaís situada en el extre- ción Coniri, Formación San Vicente). Es- mo oriental de la región solevantada, en El Mioceno Medio a Superior tos depósitos pasan hacia arriba a arenis- el área que hoy ocupa el Subandino, fue Otro cambio composicional de los sedi- Evolución de los Andes Bolivianos ... 45

mentos ocurrió hace 18 Ma debido a la gran parte de la región andina boliviana y tar la presencia de la Formación Yecua, irrupción de un volcanismo piroclástico es correlacionable con superficies pedi- conformada por limolitas y arcillitas que de carácter regional tanto en el arco vol- mentales formadas en la costa (Tosdal et sugieren un ambiente transicional entre cánico como en el retroarco. Al parecer, al. 1984). Esta superficie aparece como aluvial y costero con influencia marina. en esta etapa de la evolución de la región, pedimento y superficie de glacis cuando Según Marshall et al. (1993), esta forma- existían condiciones transpresionales pues- no está cubierta, como discordancia an- ción es el testimonio que dejó una incur- to que se formaron grandes domos es- gular cuando fue cubierta por depósitos sión marina desde el sudeste debido a la tructurales en el arco y otros más peque- posteriores a su formación, y también inflexión de la corteza generada por la ños en el Altiplano y la Cordillera Orien- como espeso paleosuelo. Luego de la for- sobrecarga tectónica originada por el es- tal. Este ciclo se extendió hasta hace mación de esta superficie, ocurrida hace pesamiento cortical de la región cordille- unos 10 Ma que es cuando se forma otra aproximadamente 10 Ma, la deformación rana. superficie de erosión regional, conocida cesó en gran parte de la alta meseta de los como la superficie San Juan del Oro Andes Centrales, en tanto que se iniciaba EVOLUCIÓN DEL (Gubbels et al. 1993). el plegamiento de la región subandina MAGMATISMO En el Altiplano noroccidental, en la fron- afectando a todos los sedimentos deposi- tera con Perú, se depositó la Formación tados en la cuenca de antepaís desde el Magmatismo paleozoico Mauri conformada por material volcáni- Oligoceno (Gubbels et al. 1993). Por lo El magmatismo paleozoico está muy po- co retrabajado e ignimbritas (Flores et al. tanto, como la región subandina era in- bremente estudiado en Bolivia. Ávila-Sa- 1994). En el Altiplano norte y central corporada a la faja plegada, la cuenca de linas (1996) revisó las rocas ígneas paleo- existían lagos donde se depositaron espe- antepaís coetánea, se trasladaba a su po- zoicas, pero la falta de dataciones radio- sas secuencias pelíticas de color rojizo, sición actual, la Llanura Chaco-beniana. métricas pudo haber introducido algunos frecuentemente yesíferas, entre las que En el Altiplano, y en menor extensión en errores de apreciación. Así, algunas rocas intercalan areniscas y conglomerados flu- el arco volcánico, se depositaron secuen- intrusivas de edad mesozoica se interpre- viales. Son comunes los horizontes tobá- cias fluviales y lacustres poco consolida- taron como paleozoicas. Rocas ígneas de ceos que permiten datar estos depósitos das. Intercalando en estas secuencias son indudable edad paleozoica afloran cerca entre 18 y 10 Ma (Evernden et al. 1977, frecuentes los horizontes tobáceos y ca- del lago Titicaca y en la frontera con Ar- Swanson et al. 1987). En el Altiplano sur, pas de ignimbritas, así como clastos de gentina (Fig. 5). la actividad volcánica tuvo una mayor in- roca volcánica en los conglomerados. Las La primera manifestación de actividad fluencia en la sedimentación, por lo tan- edades más antiguas suministradas por magmática en el Paleozoico, se encuentra to, predominan las secuencias volcani- los horizontes tobáceos son de alrededor en el cerro Chilla, situado al sur del lago clásticas (Baldellón et al. 1996). de 9 Ma (Evernden et al. 1977, Marshall et Titicaca, donde Paton (1990) describió es- En la Cordillera Oriental, las pequeñas al. 1992). pesas lavas basálticas, en parte almohadi- cuencas intramontanas también recibían En la Cordillera Oriental, se formaron al- lladas, e intercaladas en sedimentos are- aportes volcánicos. Por ejemplo, en la gunas cuencas limitadas por fallas. En el noconglomerádicos. Los basaltos mues- cuenca de Tupiza, la Formación Naza- norte, se depositó la Formación Cangallí, tran un metamorfismo de facies de es- reno, conformada por depósitos aluviales conformada por conglomerados y arenis- quistos verdes. Pese a que Paton (1990) y fluviales, exhibe algunos horizontes to- cas que portan oro aluvial. En la cuenca obtuvo edades K-Ar de 294, 280, y 278 báceos. Uno de ellos, ubicado cerca de su de La Paz, se desarrolló la formación ho- Ma para estos metabasaltos, su edad más base, fue datado en alrededor de 18 Ma mónima constituida por arenas, gravas, y probable es paleozoica inferior-protero- (Hérail et al. 1993a). arcillas depositadas en ambientes aluvia- zoica superior (Díaz-Martínez et al. 2000, En la cuenca de antepaís ubicada en el les y lacustres. Una toba ubicada cerca de Jiménez y López-Velásquez 2008). borde oriental del orógeno, en la región su base fue datada en alrededor de 5 Ma, En el sur de la faja Cordillerana Oriental ocupada actualmente por el Subandino, en tanto que otra, ubicada cerca del tope, aflora el plutón de Mecoya-Rejará que es se formaron abanicos aluviales y cauces dio una edad de 2,2 Ma (Lavenu et al. una extensión en territorio boliviano de de ríos en los que se depositaron conglo- 1989). En la cuenca de Tupiza se deposi- la intrusión de Cañaní del noroeste ar- merados, areniscas arcillosas, lutitas y li- tó la Formación Oploca que incluye una gentino. Este plutón está emplazado en molitas. Estos depósitos también tienen toba intercalada cerca de su tope, la que la Formación San Cristóbal y, según Ara- influencia volcánica. fue datada en 8 Ma (Hérail et al. 1993a). nibar-Riguera (1979), presenta dos facies En la cuenca de antepaís situada en la de composición distinta: (1) Monzonita La sedimentación desde el Mioceno Superior Llanura Chaco-beniana, se depositaron biotítica, algo cloritizada, y (2) granodio- La superficie de erosión San Juan del secuencias aluviales que corresponden a rita con hornblenda y biotita; esta última Oro es un rasgo regional reconocible en abanicos y ríos entrelazados. Es de resal- presenta textura cataclástica. Según Ra- 46 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ incluye la localización de algunas exposiciones . Todas las cenizas permo-carboníferas son retrabajadas. . Todas floramientos señalados como Copacabana en este mapa in- Rocas ígneas paleozoicas y mesozoicas que se encuentran en los Andes de Bolivia. El mapa de afloramientos de rocas Paleozoicas El mapa de afloramientos ígneas paleozoicas y mesozoicas que se encuentran en los Andes de Bolivia. de rocas Paleozoicas Rocas Figura 5: mencionadas por Ávila-Salinas (1996) que no fueron confirmadas por trabajos posteriores (véase detalles en el texto). Los dos a permo-carboníferascluyen a cenizas volcánicas y clastos de granitoides devónicos que se encuentran en formaciones carboníferas La descripción de otros afloramientos se encuentra en el texto. Evolución de los Andes Bolivianos ... 47

pela et al. (1992), la facies dominante en el Capas de tobas retrabajadas se encuen- tras del gran plutón de Illampu dieron lado argentino es la de granodiorita con tran con cierta frecuencia en las secuen- edades K-Ar pérmicas que son similares hornblenda, pero también existe una fa- cias del Paleozoico superior. Las más an- a las que Kontak et al. (1985) y Paton cies de granito porfídico y otra de tonali- tiguas se han registrado en el sur, interca- (1990) determinaron para los basaltos del ta. Estos autores indican que la edad de ladas en sedimentos de edad bashkiriana cerro Chilla. Estas edades sugieren que esta intrusión es cámbrica; no obstante, a artinskiana (Isaacson, com. pers.). A lo estos plutones comenzaron a emplazarse Aranibar-Riguera (1979) aporta una edad largo de la faja Cordillerana Oriental y la en la corteza superior en el Paleozoico K-Ar de 141 Ma que Sempere et al. faja de Huarina, se presentan niveles de superior, contemporáneamente al mag- (2002) interpretan como el resultado de tobas retrabajadas en la Formación Co- matismo del Grupo Mitu. Por otra parte, un evento térmico provocado por el em- pacabana. Los niveles más antiguos co- no obstante que la edad triásica de estos plazamiento de diques doleríticos en el rresponden al Bashkiriano a Moscoviano plutones parece bien establecida, McBri- plutón durante el Mesozoico. del Carbonífero Superior (Pensilvaniano de et al. (1987) y Farrar et al. (1990) obtu- La actividad volcánica fue recurrente du- Inferior a Medio) (Grader et al. 2003). vieron un amplio rango de edades más rante el Ordovícico en esta parte de los jóvenes que varían de 180 a 37 Ma con Andes. Bahlburg et al. (2006) describen Magmatismo mesozoico un pico de 39 Ma. Estos autores demos- tobas hidroclásticas y epiclásticas de com- La mayor parte del magmatismo meso- traron que estas edades son el resultado posición básica a intermedia, y de edad zoico ocurrió a lo largo de la faja de de la acción de repetidos eventos tecto- tremadociana-arenigiana, en el sur perua- Huarina donde las rocas muestran una notermales que ocurrieron durante el no (Formación Ollantaytambo y las ca- clara variación de edad de más antigua a Mesozoico y el Paleógeno provocando la pas Umachiri, véase Fig. 2). En la Cordi- más joven conforme se va de norte a sur pérdida de Ar de las micas. llera Oriental norte, recientemente fue- (Fig. 5). Estos afloramientos coinciden Pequeños intrusivos de edad jurásica y ron encontradas tobas lenticulares de com- con el eje mayor del rift mesozoico (Sem- cretácica, expuestos en la Cordillera Real, posición intermedia intercaladas en la pere et al. 2002, Jiménez y López-Velás- confirman que la actividad magmática Formación Coroico de edad llanvirniana quez 2008) que se prolonga al noroeste fue casi continua en esta parte de la faja (J.L. Argandoña, com. pers.). En esta mis- argentino (Viramonte et al. 1999). Un de Huarina. Diques andesíticos datados ma región, cerca de la población de So- brazo menor se formó en el Subandino por McBride et al. (1983) y Argandoña y rata, Tistl (1990) describió lavas almoha- sur el que es conocido como el brazo de Vargas (2004) dieron edades de 175,5 (Ju- dilladas espilitizadas y sills que intercalan Entre Rios (Sempere et al. 2002). Además rásico Medio) y de 83,8 a 78,8 Ma (Cre- cerca de la base de la Formación Amu- de estas exposiciones, existe otra de ca- tácico Superior). Argandoña y Vargas tara del Caradociano. En el sur del país, rácter local en la Cordillera Occidental, al (2004) también dataron la parte oriental en las inmediaciones de la población de pie del volcán Cuaternario Tata Sabaya del complejo ígneo Charazani constitui- Villazón, afloran rocas ígneas que pare- (Sempere 1996, Jiménez et al. 2000). do por una riodacita porfídica intrusiva. cen formar parte de la prolongación ha- En la faja de Huarina, las rocas más anti- Las edades K-Ar obtenidas son de 97,7 y cia el norte de la "faja eruptiva oriental" guas son los plutones de la Cordillera 94,9 Ma. o faja de Escaya que tiene un amplio des- Real (norte de la faja) cuyas composicio- Al sur del paralelo 17ºS, afloran única- arrollo en el noroeste argentino (Coira et nes varían entre granitos, sienogranitos, mente sills, diques, y pequeñas intrusio- al. 1999). monzogranitos, granodioritas y tonalitas, nes de composición mayoritariamente má- Las evidencias de actividad magmática en generalmente todos ellos de dos micas fica y de edad jurásica y cretácica. Los el Devónico corresponden a unos roda- (Sugaki et al. 1988, Avila-Salinas 1990, afloramientos más extensos están consti- dos de granito, datados por el método U- Farrar et al. 1990, Gorinova et al. 2006). tuidos por enjambres de diques regiona- Pb, y rocas porfídicas de composición in- En algunos de estos plutones se distingue les que, en gran parte, se encuentran en la termedia que se encuentran en la Forma- una facies fuertemente foliada y otra dé- faja Cordillerana Oriental, muy cerca del ción Cumaná del Carbonífero que aflora bilmente foliada a masiva. Las edades K- límite con la faja de Huarina, y emplaza- en las inmediaciones del lago Titicaca. Ar obtenidas por McBride et al. (1983), dos mayormente en rocas paleozoicas. Puesto que clastos parecidos se encuen- especialmente en las facies no foliadas, También se han descrito sills y flujos de tran también en las formaciones carboní- varían de 225 a 195,4 Ma (Triásico-Jurá- lava intercalados en sedimentos mesozoi- feras del Subandino, Díaz-Martínez (1998) sico Inferior). Dos edades U-Pb en circo- cos que se preservaron formando am- sugirió que todos ellos podrían provenir nes de 222,2 y 225,1 Ma suministradas plios sinclinales. La provincia alcalina de de un basamento cristalino que habría es- por Farrar et al. (1990) para el plutón de Ayopaya, estudiada por Schultz et al. tado expuesto durante el Paleozoico su- Zongo confirman los datos anteriores e (2004), incluye a la única ocurrencia de perior en el área actualmente ocupada indican que ambas facies son contempo- carbonatitas de los Andes bolivianos. Es- por la Cordillera Oriental norte. ráneas. Ocasionalmente, algunas mues- tas rocas ocurren como pequeñas intru- 48 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

siones y diques junto con diques y diatre- características geológicas y geoquímicas, vocada por el solevantamiento de toda la mas de kimberlita, melililita y nefelinita e Bertrand et al. (2005) las relacionan a la región centroandina a fines del Paleóge- intrusiones de sienita/foyaita a ijolita em- Central Atlantic Magmatic Province (CAMP, no (Jiménez y López-Velásquez 2008). plazadas en rocas paleozoicas. Datacio- véase Marzoli et al. 1999). En el Oligoceno Superior-Mioceno Infe- nes K-Ar en flogopita efectuadas por Una faja de colinas de baja altura (cerros rior, dos fajas discontinuas de rocas mag- Kennan et al. (1995) y Schultz et al. (2004) Pucara, Fig. 5) de unos 7 km de largo y máticas se formaron en los Andes boli- dan edades variables de 100,7 a 97,7 Ma constituida por granitoides de composi- vianos (Soler y Jiménez 1993, Jiménez et para esta provincia. Intrusiones de sieni- ción monzonítica moderadamente altera- al. 2006). Una de ellas, se desarrolló en el ta, melililita, melanefelinita, y rocas ultra- dos aflora al pie del volcán Tata Sabaya Altiplano norte prolongándose por el máficas, a las que se añaden flujos de lava (Jiménez et al. 2000). Esta faja tiene un Altiplano central y sur, y localmente tam- e intrusiones de fonolita, fueron descritas rumbo noroeste paralelo al rumbo de bién por el sur de la Cordillera Oriental. en la base de la secuencia mesozoica del otras estructuras regionales. Los granitoi- Las rocas que conforman esta faja son sinclinal de Toro Toro (Iriarte et al. 2004, des son de color rosado pálido, se en- basaltos y andesitas de afinidad alcalina Jiménez y López-Velásquez 2008). Las cuentran débilmente sericitizados y clori- que reciben diversas denominaciones (Fig. dataciones preliminares indican que este tizados, y afectados por un fracturamien- 6). Estas rocas ígneas se presentan como complejo se formó durante el Aptiano- to de moderado a intenso. Están parcial- sills, diques, intrusiones, y flujos de lava Albiano (M. Fornari, com. pers.). En mente cubiertos por conglomerados de que se exponen en medio de secuencias otros sinclinales, como Maragua, Betan- probable edad oligocena superior que volcaniclásticas contemporáneas. Las da- zos, y San Lucas, sólo se han descrito flu- portan clastos de andesita porfídica y de taciones K-Ar y Ar-Ar más confiables jos de basalto intercalados en sedimentos los mismos granitoides infrayacentes. No restringen la edad de este magmatismo a mesozoicos. Las dataciones K-Ar exis- está expuesta la roca hospedante. Sem- 27-22 Ma (Kussmaul et al. 1975; Fornari tentes indican edades de 90,6 a 82,5 Ma pere (1996) proporcionó dos edades K- et al. 1993, Hérail et al. 1993a, Kennan et (Evernden et al. 1977, Tawackoli et al. Ar de 181,6 y 188,1 Ma; por lo tanto, la al. 1995). Algunas edades más jóvenes su- 1999) para estas rocas. El complejo alca- edad de estos plutones sería jurásica. ministradas por Lavenu et al. (1989) para lino de Cerro Grande, constituido por las lavas de la Formación Abaroa o su gabros alcalinos y sienitas, fue datado por El magmatismo cenozoico de retro- equivalente, el miembro 2 de la Forma- el método K-Ar en 92,4 Ma en hornblen- arco ción Mauri, son atribuidas a eventos ter- da por Santiváñez et al. (1996) y en 120 La roca ígnea cenozoica más antigua de la males provocados por la actividad mag- Ma en biotita por Tawackoli et al. (1999). región andina boliviana es parte del com- mática posterior (Flores et al. 1994). La Estas edades sugieren que este complejo plejo Charazani ubicado en el extremo otra faja se desarrolló casi enteramente se formó al menos en dos etapas de in- norte de la faja de Huarina (Fig. 6). La en el borde oriental de la faja de Huarina. trusión. Más al sur, en el área de Cornaca, porción occidental de este complejo está La constituyen granitoides plutónicos Tawackoli et al. (1999) obtuvieron una compuesta por flujos de lava masiva de que intruyen rocas paleozoicas plegadas edad K-Ar de 184 Ma para un dique de composición riolítica. Característicamen- (Illimani, Quimsa Cruz, Santa Vera Cruz, basanita que ocurre junto con brechas ul- te, estas lavas tienen una brecha basal que Kumurana), pórfidos de cuarzo alterados tramáficas y pebble dykes. Viramonte et al. porta anomalías de uranio. Los flujos so- (Coriviri, San Pablo), y tobas y lavas que (1999) describieron rocas ígneas de edad breyacen discordantemente a calizas pér- intercalan en conglomerados sintectóni- cretácica en el norte argentino indicando micas pero su relación con la parte intru- cos del área de la ciudad de La Paz, las que el rift mesozoico se extendió hasta siva cretácica del complejo no es clara. que son conocidas como Volcanitas Co- esa región. Argandoña y Vargas (2004) proporciona- honi (Resnikowski 2002). Pese a que sus Las rocas ígneas de la rama de Entre Ríos ron las edades K-Ar de 56,8 y 47,1 Ma composiciones varían ampliamente, las fueron descritas por Soler y Sempere para estos flujos de lava. Ocasionalmen- rocas intermedias son las que predomi- (1993) y Bertrand et al. (2005). Se trata de te, edades eocenas se obtuvieron también nan (granodioritas, dacitas, y andesitas). basaltos, doleritas, y gabros que se pre- en algunos intrusivos plutónicos de com- Las edades, mayormente K-Ar, varían de sentan en forma de flujos de lava y sills probada edad oligocena superior (Schnei- 28,4 a 22,8 Ma (Evernden et al. 1977, que intercalan en areniscas continentales der y Halls 1985, Kennan et al. 1995). McBride et al. 1983, Schneider y Halls de edad triásica y jurásica. Las lavas pare- Estas edades sugieren que los plutones se 1985, Sugaki et al. 2003). Posteriormente, cen estar restringidas al extremo norte de emplazaron durante el Eoceno en la cor- se formaron varios pequeños centros la faja, y muestran estructura almohadi- teza superior, en tanto que las edades volcánicos a los que, no obstante, esta- llada. Tanto sills como lavas están algo al- más jóvenes corresponderían a un rápido ban asociados importantes depósitos po- terados. La edad Ar-Ar de estas rocas va- enfriamiento de estos intrusivos debido a limetálicos, como es el caso del complejo ría de 194,6 a 203,7 Ma. Por su edad y sus la acelerada erosión de su cobertura pro- de domos de Colquechaca (Grant et al. Evolución de los Andes Bolivianos ... 49

1979). La primera gran erupción piro- tas riodacíticas, dacíticas y andesíticas tro volcánico Condornasa está confor- clástica del retroarco ocurrió hace 20 Ma (Grant et al. 1979, Fornari et al. 1993). mado por dos extensas ignimbritas de dando origen a la caldera de Kari Kari Aparentemente, entre 10 y 9 Ma hubo composición dacítica, depósitos de tobas (Francis et al. 1981, Schneider y Halls una pausa en la actividad ígnea de la faja de caída, e intrusiones (Jiménez y López- 1985). de Huarina. En este lapso de tiempo, se Velásquez, 2008). Las dataciones K-Ar En el Mioceno Medio, la localización del formó la superficie de erosión San Juan efectuadas por varios autores, general- magmatismo de la faja de Huarina cam- del Oro (Gubbels et al. 1993). mente a lo largo del camino Potosí-Oru- bió hacia su límite occidental extendién- A partir del Mioceno Superior, las erup- ro, dieron edades entre 7,4 y 6,7 Ma dose localmente a la cuña Altiplánica ciones piroclásticas de gran volumen (Evernden et al. 1977, Grant et al. 1979, (Fig. 7). Desde la región del lago Titicaca construyeron los grandes campos volcá- Kennan et al. 1995). Además de estos hasta la latitud de la ciudad de Oruro nicos del retroarco centroandino. En el centros, dos edades K-Ar de 8,9 y 7,8 Ma (~18ºS), varios pequeños centros intrusi- sur peruano, se encuentra Macusani cons- obtenidas por Baker y Francis (1978) en vos y volcánicos están controlados por tituido por ignimbritas riolíticas de 10,5 a el borde suroccidental de la meseta cen- las estructuras regionales que sirven de lí- 4,2 Ma (Pichavant et al. 1988). Varios ki- tral del complejo volcánico sugieren que mite entre ambos dominios tectomagmá- lómetros al sur, en el área de inflexión de el magmatismo del Mioceno Superior ticos. Las rocas que componen estos cen- las estructuras regionales del oroclino también tuvo un amplio desarrollo en tros son generalmente dacitas y andesitas boliviano, se formaron las mesetas de esta parte de la meseta de Los Frailes. Un porfídicas. Las intrusiones de Korikollo y Morococala y Los Frailes, y en el sudoes- grupo coherente de edades K-Ar de 3,89 Oruro eran portadoras de importantes te de Bolivia, norte chileno, y noroeste a 2,06 Ma, obtenidas en domos e ignim- depósitos mineralizados. En esta región, argentino, se encuentra el complejo vol- britas del interior del campo volcánico, dos centros volcánicos aislados están cons- cánico Altiplano-Puna (APVC por sus si- indica que la gran meseta central de Los tituidos por lavas oscuras diferentes a las glas en inglés, de Silva et al. 2006) que en Frailes se edificó principalmente durante que conforman las demás ocurrencias. Se parte se desarrolló en una posición de re- el Plioceno (Schneider y Halls 1985, Ler- trata de Sanu Pucara y Vila Vila, el prime- troarco (Fig. 8). oy y Jiménez 1996). La actividad magmá- ro conformado por lavas de absarokita La meseta de Morococala está conforma- tica prosiguió durante el Cuaternario; (basalto shoshonítico) y el segundo por da por tres ignimbritas cuyas fuentes son Schneider y Halls (1985) dataron una ig- lavas shoshoníticas (Redwood y Macin- las calderas de Tankha Tankha y Condo- nimbrita del borde suroriental de la me- tyre 1989, Hérail et al. 1993b). Más al sur, riri (Koeppen et al. 1987, Morgan VI et al. seta en 1,24 Ma. En el borde occidental, la meseta volcánica de Los Frailes tiene 1998). Según los datos Ar-Ar, la más an- Legros (1998) dató varios pequeños cen- una larga y compleja historia que incluye tigua tiene 8,4 Ma y su composición es de tros que se esparcen hacia el Altiplano y ignimbritas dacíticas, riodacíticas, y ande- riolita con andalucita; la segunda hizo cuyas composiciones varían de andesitas síticas cuyas edades varían de 16 a 12 Ma erupción hace 6,6 Ma y su composición afíricas a dacitas y riodacitas porfídicas. (Schneider y Halls 1985, Leroy y Jiménez también es de riolita pero con cordierita Centros shoshoníticos cuaternarios se 1996). La caldera de Porco (Cunningham como mineral accesorio; la tercera ignim- encuentran entre ellos. Las edades Ar-Ar et al. 1994) es la fuente de las ignimbritas brita, de 6,2 Ma, es una cuarzolatita. La- oscilan entre 8,66 y 0,03 Ma. Al sur de la Cebadillas de la parte sur de la meseta venu et al. (1989) dataron por el método meseta, se encuentra el centro volcánico (Fig. 7). Las fuentes de otros depósitos K-Ar los flujos de lava y domos de la eta- Nuevo Mundo constituido por espesas piroclásticos no se conocen porque fue- pa resurgente de la caldera Tankha Tan- coulées dacíticas, depósitos de nubes ar- ron cubiertas por la actividad volcánica kha entre 6,4 y 5,8 Ma. dientes y lahares que se derramaron sobre posterior. Lavas y cuerpos intrusivos de En la meseta de Los Frailes, cuya com- morrenas cuaternarias formadas durante composiciones similares a las de las ig- plejidad es mucho mayor, la actividad la última glaciación ocurrida hace 12.000 nimbritas también se originaron en esta magmática del Mioceno Superior edificó años. Por lo tanto, éste sería el volcán ho- etapa. Uno de ellos, el cerro Rico de Po- los centros de Livichuco y Condornasa. loceno situado más al interior del conti- tosí, es conocido mundialmente por su El complejo volcánico de Livichuco es nente en la región. Depósitos pli-nianos mineralización argento-estañífera (Cun- una caldera resurgente del tipo downsag que se extienden hasta la ciudad de Po- ningham et al. 1996). En la parte sur de la conformada por ignimbritas dacíticas y tosí, se originaron en este volcán, aparen- faja de Huarina, otros centros magmáti- andesíticas. Fue datado mediante el mé- temente en tiempo prehistórico (de Silva cos mineralizados fueron datados, gene- todo K-Ar por Evernden et al. (1977) y y Francis 1991). ralmente por el método K-Ar, dando eda- Jiménez et al. (1997) entre 8 y 7,2 Ma. La porción boliviana del complejo volcá- des del Mioceno Medio. Con excepción Una reactivación tardía, ocurrida hace 3- nico Altiplano-Puna (APVC, de Silva y de Tazna, todos los otros son centros vol- 2,9 Ma, dio origen al domo volcánico del Gosnold 2007) ubicada en el retroarco cánicos constituidos por lavas e ignimbri- cerro Toro (Jiménez et al. 1997). El cen- comenzó su actividad a partir del Mio- 50 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

ceno Superior, cuando se desencadena- el magmatismo de retroarco de la faja de máfica a intermedia que intercalan en se- ron voluminosas erupciones piroclásticas Huarina. Recientes avances en el conoci- cuencias volcaniclásticas gris oscuras. Al desde grandes calderas y escudos ignim- miento de esta región se hicieron duran- sur del salar de Uyuni afloran series vol- bríticos situados en la frontera boliviano- te el Programa de la Carta Geológica caniclásticas plegadas que se conocen argentina. Las rocas son predominante- Nacional (Lema y Ramos 1996, Pacheco con los nombres de Formación Julaca y mente dacitas a riodacitas ricas en crista- y Ramírez 1996) y mediante el Proyecto Formación Suripujio. Estas series inclu- les. De acuerdo a las dataciones Ar-Ar y Multinacional Andino (PMA, Makepeace yen basaltos y andesitas que fueron data- K-Ar disponibles, el centro volcánico et al. 2002). Jiménez et al. (2008) presenta- dos entre 22 y 19 Ma (Baldellón et al. más antiguo es la caldera Vilama ubicada ron una revisión de la información dis- 1996). Hacia la parte superior de las se- en la frontera boliviano-argentina. Soler ponible. cuencias, se advierte un cambio composi- et al. (2007) hicieron una reinterpretación Muchos edificios volcánicos del arco es- cional de las rocas volcánicas y de sus de- de esta caldera y sus depósitos piroclásti- tán alineados reflejando un control es- rivados sedimentarios encontrándose la- cos que se extienden a ambos lados de la tructural mediante fracturas que, aparen- vas y tobas dacíticas y riodacíticas inter- frontera. Los datos radiométricos le dan temente, tienen longitudes modestas, de caladas en sedimentos epiclásticos. Más una edad de 8,5 Ma. El siguiente centro 30 a 50 km, y orientación diversa. De al sur, se encuentran las lavas Peña Ba- volcánico en formarse fue la caldera tipo igual manera, las secuencias más antiguas, rrosa descritas como traquiandesitas que downsag de Panizos (Ort 1993, Uribe-Ze- generalmente plegadas, afloran en serra- se derramaron sobre una topografía esca- ballos y Soria-Escalante 1993), también nías alargadas de baja altura que exhiben brosa tallada en rocas ordovícicas (Pa- ubicada en la frontera Bolivia-Argentina. control estructural. El sector norte del checo y Ramírez 1996). Estas lavas no es- Las dataciones Ar-Ar suministradas por arco cobija dos grandes domos estructu- tán datadas, pero por correlación con la- Ort (1993) y Fornari et al. (1993) dan una rales profundamente erodados, Beren- vas similares se les asigna una edad Mio- edad de 7,9 a 6,1 Ma para las ignimbritas guela y Carangas, en cuyos núcleos se ex- cena Inferior. y las lavas del centro resurgente. ponen algunas de las rocas más antiguas Lavas máficas relacionadas al arco del En la figura 9 se presenta un resumen de de esta unidad tectomagmática (Fig. 7). Mioceno Inferior, se encuentran también las grandes erupciones piroclásticas ocu- Estos domos se habrían formado en zo- en el núcleo del domo estructural de rridas en el retroarco de los Andes de nas de transpresión durante el Mioceno Carangas y en las inmediaciones de éste. Bolivia. Pese a que las dataciones K-Ar Medio. En este lugar reciben el nombre de disponibles no permiten una alta preci- Las rocas del basamento pre-volcánico Formación Negrillos (Ávila-Salinas 1994, sión, se puede advertir que estas erupcio- están raramente expuestas a lo largo del Jiménez et al. 2000) en la que se pueden nes ocurren con un grosero sincronismo arco. Se conocen tres localidades; en la reconocer facies proximales conforma- a lo largo de toda la faja de Huarina. Si primera, ubicada en el núcleo del domo das enteramente por lavas y brechas vol- bien estos magmas fueron generados estructural de Berenguela, están expues- cánicas basálticas a andesíticas que, en al- predominantemente dentro de la corteza, tas las areniscas marrón rojizas de la For- gunos casos, son parte de conos volcáni- las erupciones están probablemente liga- mación Berenguela del Eoceno-Oligo- cos completamente desmantelados, y fa- das a procesos cíclicos en el manto. Estos ceno (Flores et al. 1994); sobre ellas, se cies distales epiclásticas. Los intentos de procesos suministrarían energía termal y depositaron discordantemente las series datar estas rocas no dieron resultado, pe- mecánica a la corteza como para provo- volcaniclásticas de la Formación Abaroa ro se infiere una edad oligocena superior- car las erupciones piroclásticas de gran ya descritas líneas arriba. En la segunda miocena inferior por sus relaciones estra- volumen. Un análisis más detallado fue localidad afloran los granitoides jurásicos tigráficas con la Formación Carangas realizado por de Silva y Gosnold (2007) de los cerros Pucara que también ya fue- descrita a continuación. para el complejo volcánico Altiplano-Pu- ron descritos. Finalmente, en la región de El segundo tipo de roca ígnea que se en- na. Lípez, al este del escudo ignimbrítico de cuentra en las secuencias del Mioceno Laguna Colorada (Fig. 8), están expuestas Inferior son ignimbritas riolíticas y rioda- El arco volcánico neógeno rocas ordovícicas consistentes en arenis- cíticas que aparecen localmente en el ar- El segmento boliviano del arco volcánico cas cuarcíticas, lutitas y limolitas grises no co volcánico. Formando parte del domo está constituido por conos en diferentes fosilíferas. estructural de Carangas, se encuentra la estados de preservación, mesetas de ig- Las formaciones más antiguas del arco Formación Carangas constituida por es- nimbritas, y secuencias volcaniclásticas volcánico son del Mioceno Inferior (Fig. pesas ignimbritas de características muy que se extienden lateralmente hacia el 6). Dos tipos de roca ígnea de composi- variadas entre las que intercalan, local- Altiplano. Ellos forman un conjunto ción contrastante son parte de estas uni- mente, tobas de caída, depósitos freato- morfológico inconfundible que sólo en el dades. Las que tienen una distribución magmáticos, sedimentos fluviales, y len- extremo suroeste aparece intrincado con más amplia son lavas de composición tes de lava porfídica que, no obstante, Evolución de los Andes Bolivianos ... 51

Figura 6: Ubicación de los afloramientos que conforman las dos fajas del retroarco del Paleógeno-Mioceno Inferior, y del arco del Mioceno Inferior. Los granitoides y rocas volcáni- cas félsicas e intermedias de re- troarco están preferentemente ubicadas en el límite oriental de la faja de Huarina. En esta faja también se encuentra la zona de perturbación tectonotermal de 39 Ma detectada por McBride et al. (1987). 52 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Figura 7: Afloramientos de rocas ígneas del arco y del retroarco del Mioceno Medio. En el segmento norte de la faja de Huarina, la acti- vidad magmática se desarro- lló principalmente en el lími- te occidental de esta faja. Evolución de los Andes Bolivianos ... 53

Figura 8: Distribución de las ro- cas volcánicas del Mioceno Superior-Cuaternario. La activi- dad durante el Mioceno Superior- Plioceno inicial, se caracterizó por las voluminosas erupciones piroclásticas que formaron exten- sas mesetas ignimbríticas. La acti- vidad explosiva en el Plioceno tardío-Cuaternario fue mucho menor. pueden alcanzar los 200 m de espesor cubriendo discordantemente a la Forma- de la base fue datada en 21,7 Ma (Gam- (Jiménez et al. 2000). Esta formación está ción Negrillos. Una de las tobas riolíticas ble et al. 1993, Ludington et al. 1993). 54 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Otra ignimbrita de la parte superior dio borde occidental del Salar de Coipasa. de calderas generalmente ubicadas en una edad K-Ar de 18,6 Ma. Un segundo Estas rocas piroclásticas están levemente una posición transicional hacia el Alti- afloramiento de rocas piroclásticas de plegadas y fueron datadas en 17,2 Ma plano (Fig. 8). esta edad se encuentra al oeste del Salar (Leytón y Jurado 1995); por lo tanto, se En el segmento norte del arco, se conoce de Uyuni, aproximadamente a 20ºS en la correlacionan con ignimbritas datadas dos centros volcánicos. Uno de ellos es el frontera con Chile. En este sector aflora por Baker y Francis (1978) en territorio que dio origen a la Ignimbrita Pérez que la Formación Murmuntani, una secuen- chileno. Sobreyaciendo a estas rocas, se se expande por el Altiplano norte y el cia volcaniclástica plegada constituida encuentran mesetas de lava y conos vol- norte chileno donde es conocida como la mayormente por ignimbritas variable- cánicos compuestos por rocas andesíti- Ignimbrita Lauca (Schroeder y Worner mente soldadas y, en menor medida, por cas y dacíticas que dan edades K-Ar de 1996). Se trata de una ignimbrita riolítica tobas retrabajadas. En la base, se encuen- alrededor de 13 Ma. Cerca del límite rica en cristales, no soldada, y poco endu- tra una ignimbrita de composición riolíti- oriental de la Serranía Intersalar, se en- recida que originalmente, de acuerdo a ca fuertemente soldada que fue datada cuentra la Formación Tahua conformada los autores antes citados, habría cubierto por el método K-Ar en 23,6 Ma (Make- por espesas ignimbritas fuertemente en- un área de 15.000 a 20.000 km2 antes de peace et al. 2002, G. Nuñez, com. per.). durecidas y localmente alteradas y mine- ser erodada. En el lado chileno sus aflo- Ésta es la roca más antigua perteneciente ralizadas. Intercalan entre ellas depósitos ramientos llegan localmente a orillas del al arco datada hasta la fecha en Bolivia. de flujos de detritos, lavas andesíticas, y océano. Varias características indican que Las rocas volcánicas del Mioceno Medio sedimentos fluviales (Soria-Escalante et su centro de emisión se encuentra por se derramaron sobre la superficie pedi- al. 1993). Esta formación está suavemen- debajo del volcán Anallajsi que tiene una mental formada hace 18 Ma. En esta eta- te plegada y sobreyacida discordante- edad aproximada de 2,6 Ma, similar a la pa del desarrollo del arco, el volcanismo mente por lavas basalto-andesíticas. La de la ignimbrita, datada entre 3 y 2,8 Ma fue predominantemente piroclástico (Fig. intruyen, además, pequeños cuerpos plu- (Evernden et al. 1977, Marshall et al. 7); no obstante, a la fecha, ningún centro tónicos de monzodiorita, y cuerpos por- 1992). Por lo tanto, este volcán pudo for- ignimbrítico fue identificado con certeza. fídicos subvolcánicos de andesita, dacita, marse como parte de la etapa resurgente En la frontera con Perú, como parte del y riolita. Leytón y Jurado (1995) dataron del centro piroclástico. Algo más al sur domo estructural de Berenguela, se en- las ignimbritas entre 15,4 y 14,3 Ma, en (~18ºS), el arco volcánico incursionó va- cuentra la Formación Mauri (Flores et al. tanto que los intrusivos dieron edades K- rios kilómetros en el Altiplano. En esta 1994) que está conformada por ignimbri- Ar de 17,6 y 8 Ma. Por su parte, Uribe- incursión, se formó la caldera de Tura- tas, tobas retrabajadas y tobas de caída, y Zeballos et al. (2000) dataron por el mé- quiri (Mobarec y Murillo 1995) que exhi- lentes de conglomerados con clastos vol- todo Ar-Ar las alunitas de las zonas de ar- be una ignimbrita de intracaldera fuerte- cánicos y de gneises precámbricos. Flores gilización avanzada en 14 Ma y 7,7-7,5 mente soldada y tobas de flujo modera- et al. (1994) dataron la base de esta for- Ma. damente soldadas, todas de composición mación en 18,3 Ma, en tanto que las to- Al sur del salar de Uyuni, muy cerca del dacítica. Las dataciones K-Ar disponibles bas de la parte superior dieron una edad cabalgamiento Uyuni-Khenayani, se en- le dan una edad que oscila entre 5,51 y de 10,5 Ma (Evernden et al. 1977). cuentran secuencias volcaniclásticas ple- 5,41 Ma (Makepeace et al. 2002, J.L. Ar- En la parte superior de la secuencia del gadas constituidas por areniscas, lutitas, y gandoña, com. per.). domo estructural de Carangas, se halla conglomerados entre las que intercalan En el sudoeste de Bolivia, en una posi- una ignimbrita no soldada y poco endu- tobas retrabajadas, ignimbritas, y lavas ción transicional entre el arco y el retro- recida de composición dacítica denomi- andesíticas a dacíticas. Pequeños cuerpos arco, se encuentran los centros volcáni- nada Toba Pizani (Jiménez et al. 2000). porfídicos de composiciones similares in- cos de Pastos Grandes, Kapina, Laguna Esta ignimbrita está suavemente plegada truyen esporádicamente a estas secuen- Colorada, y Guacha, todos ellos alinea- e infrayace a lavas dacíticas que a veces cias. Las dataciones de estas rocas restrin- dos paralelamente al arco volcánico y son parte de conos volcánicos profunda- gen su edad entre 17,5 y 10,6 Ma. Más al constituyendo gran parte del APVC (Fig. mente erodados. Las dataciones K-Ar dis- sur, dos pequeños volcanes dan edades 8). Con la probable excepción de Kapina, ponibles dan una edad de 17 Ma tanto K-Ar de 15,1 a 10,2 Ma (Baker y Francis todos los otros centros son policíclicos, para la ignimbrita como para las lavas. 1978). es decir, hicieron erupción en más de una El volcanismo del Mioceno Medio tuvo A partir del Mioceno Superior, el volca- oportunidad (de Silva et al. 2006, de Silva un gran desarrollo en la región de la nismo fue predominantemente efusivo y Gosnold 2007). La caldera Kapina es la Serranía Intersalar (~20ºS). En la fronte- dando lugar a la formación de numero- más antigua y también la menos conoci- ra con Chile, se encuentran ignimbritas sos conos a lo largo del arco volcánico. da debido a que está expuesta sólo par- riolíticas que están cubriendo una super- No obstante, también ocurrieron erup- cialmente. Su edad K-Ar es de 8,3 Ma, ficie de erosión que se extiende hasta el ciones piroclásticas de gran volumen des- por lo tanto, aproximadamente contem- Evolución de los Andes Bolivianos ... 55

Figura 9: Erupciones piroclás- ticas de gran volumen y de vo- lumen intermedio en el retroar- co de los Andes bolivianos. La mayor parte de las edades ra- diométricas actualmente dispo- nibles son K-Ar con amplios rangos de error. Pese a ello, es posible advertir que varias erupciones ocurrieron casi si- multáneamente en distintos lu- gares de la faja de Huarina. Nótese la particularmente larga historia de erupciones piroclás- ticas de la meseta de Los Frailes. poránea a la caldera Vilama descrita ante- maño menor que las calderas antes des- glomerados y arcosas) en forma de lentes riormente. Hace 5,6 Ma hicieron erup- critas y también el más joven. Los datos cortos y de reducido espesor. Es común ción simultáneamente las calderas Pastos Ar-Ar disponibles dan a las ignimbritas que la emisión de las lavas haya sido pre- Grandes y Guacha, así como La Pacana edades que oscilan entre 2,2 y 1,8 Ma, en cedida por la erupción de rocas piroclás- del norte chileno (Lindsay et al. 2001). tanto que las lavas de su centro resurgen- ticas en volúmenes pequeños. La cons- Guacha hizo erupción otra vez hace 3,5 te fueron datadas en 1,6 Ma (Baker y trucción de los conos ha sido acompaña- Ma. Por su parte, Pastos Grandes entró Francis 1978). da por la extrusión de domos volcánicos en actividad por segunda vez hace 2,9 Los conos volcánicos del arco están esen- y por actividad hidroclástica. Es usual en- Ma. Estas dos calderas, las más grandes cialmente formados por lavas andesíticas contrar también depósitos de avalancha del suroeste de Bolivia, son del tipo trap y dacíticas apiladas. Entre ellas, se pueden de escombros generados en el colapso de door y exhiben prominentes domos resur- presentar intercalaciones de depósitos pi- flanco de los volcanes. gentes. El centro volcánico Laguna Co- roclásticos, generalmente de tobas de ca- Una corta cadena de tres volcanes del lorada es un escudo ignimbrítico de ta- ída, y epiclásticos (flujos de detritos, con- Mioceno Superior, desarrollada desde la 56 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

frontera con Perú, constituye el extremo Francis 1978). rocas de retroarco de la faja de Huarina norte del arco volcánico en Bolivia (el Al sur del salar de Uyuni, se encuentran (Fig. 10c). Los diagramas de discrimina- complejo Antajavi-Huaricunca-Serkhe, numerosos conos volcánicos jóvenes ma- ción tectónica indican que estas rocas Flores y Jiménez 1997). Estos volcanes yormente en la frontera con Chile o muy son basaltos toleíticos de intraplaca (Fig. están datados entre 7,23 y 4,9 Ma. Más al próximos a ella. Algunos de estos volca- 10d). sur, otra cadena de volcanes sirve de fron- nes están en estado fumarólico y son con- Los granitoides devónicos tienen valores

tera entre Bolivia y Chile. En esta cadena siderados potencialmente activos (de Sil- de SiO2 que van de 68,33 a 69,60%, y el destaca el volcán Parinacota, considerado va y Francis 1991). De todos ellos, el vol- Na2O+K2O varía de 4,84 a 5,37%; por lo potencialmente activo (de Silva y Francis cán Ollagüe es el más estudiado (Feeley et tanto, estas rocas también son subalcali- 1991, Worner et al. 1988, Clavero et al. al. 1993, Vezzoli et al. 2007), el que habría nas (Fig. 10a). Sus valores ASI (Alumina

2002). Las dataciones por distintos méto- sufrido un colapso de ladera hace unos Saturation Index = [Al2O3/(CaO+Na2O+ dos han confirmado que la avalancha de 300 ka. En una posición transicional en- K2O)]molar), se encuentran entre 1,2 y 1,3 escombros de su ladera occidental se for- tre el arco y el retroarco, se formaron va- que, en parte, se debe a que estas rocas mó en el Holoceno. En una posición des- rios conos volcánicos que se edificaron están algo meteorizadas. Las razones plazada hacia el Altiplano, se encuentra el sobre las ignimbritas de las calderas mio- Ba/Nb están por debajo de 20, como era volcán Sajama, que es el pico más alto de cenas. El límite entre Bolivia y Argentina de esperar por su posición de retroarco. Bolivia (6.542 m s.n.m.). Este volcán, que está trazado sobre los picos de algunos En los diagramas de discriminación tec- se encuentra en estado fumarólico, fue de estos edificios. El volcán Uturuncu tónica plotean en el campo de granitoi- datado por el método Ar-Ar en 0,679 Ma atrajo la atención en el último tiempo a des de intraplaca (Fig. 10b). (Galarza 2004). Algo más al este, otros partir del trabajo de Pritchard y Simons Las rocas mesozoicas se clasifican en sa- conos volcánicos fueron construidos du- (2002) quienes detectaron un aumento de turadas y subsaturadas en sílice. Los gra- rante una incursión del arco en el Alti- volumen en el cono mediante interfero- nitoides de la Cordillera Real, algunos di- plano durante el Plioceno que también metría diferencial. ques andesíticos, y los granitoides de los originó la caldera de Turaquiri descrita cerros Pucara son las rocas saturadas (Ávi- antes. El conspicuo centro hidroclástico Geoquímica la-Salinas 1990, Soler y Sempere 1993, riolítico cerro Volcán Quemado del Cua- Las principales características geoquími- Gorinova et al. 2006, Jiménez y López- ternario, está también ubicado en el arco cas de los magmas paleozoicos, mesozoi- Velásquez 2008). Estas rocas son calcoal- trasero. cos, y cenozoicos se resumen en las figu- calinas ricas en potasio (Fig. 11). Los de Por el paralelo 19ºS, el rasgo más sobre- ras 10 a 14. Una revisión más detallada de la Cordillera Real, en gran parte son gra- saliente es la llamada faja Isluga-Tata Sa- los magmas de retroarco fue realizada nitoides de dos micas, peraluminosos, baya de orientación transversal al arco por Jiménez y López-Velásquez (2008), con ASI>1, y sólo minoritariamente exis- volcánico (Ávila-Salinas 1994, Jiménez et en tanto que el magmatismo de arco fue ten intrusiones metaluminosas. Si bien se al. 2000). El más estudiado de estos vol- analizado por diversos autores (Wörner et conoce que en el momento de formación canes plio-cuaternarios es el Tata Sabaya al. 1988, de Silva et al. 1993, Flores y Ji- de estas rocas existía un rift en la región (Fig. 8) que sufrió el colapso de su flanco ménez 1997, Jiménez et al. 2008). en la que se emplazaron, los elementos sur formando una avalancha de escom- Existen pocos datos sobre los magmas traza son ambiguos al momento de indi- bros que se despliega en forma de abani- paleozoicos. Jiménez y López-Velásquez car el ambiente tectónico de formación co en el salar de Coipasa (de Silva et al. (2008) hicieron una compilación de los de estas rocas. Así, los cocientes La/Ta 1993). Algunos volcanes ubicados al este datos existentes sobre las rocas ígneas (15-22), Ba/La (<25), y Hf/Ta (<2) están de esta faja indican que el arco también bolivianas de esta edad para compararlos en los rangos típicos de las rocas de intra- incursionó en este sector del Altiplano con rocas parecidas del norte de Argen- placa, pero los valores de Ba/Ta (>250) durante el Plioceno. tina y sur del Perú. En los diagramas de son muy altos, característica que podría En la Serranía Intersalar, las dataciones la figura 10, todas estas rocas son compa- atribuirse a la relativa riqueza en feldes- K-Ar indican que tres generaciones de radas de acuerdo con su composición. pato potásico de estas rocas. Estos grani- volcanes se edificaron sobre las ignimbri- Los metabasaltos del cerro Chilla tienen toides derivarían de la fusión de la corte-

tas miocenas. La más antigua se hace evi- contenidos de SiO2 que varían entre za inferior calentada por la intrusión de dente por la presencia de los restos de un 47,56 y 48,44%, y de MgO entre 6,58 y magmas basálticos mantélicos (Kontak et

cono datado en 11,1 Ma por Baker y 6,75. En el diagrama K2O+Na2O vs al. 1985, Gorinova et al. 2006). Los grani- Francis (1978). La segunda está constitui- SiO2 de Irvine y Baragar (1971) estas ro- toides de los cerros Pucara de la Cordi- da por volcanes datados entre 4,5 y 4,4 cas plotean en el campo subalcalino (Fig. llera Occidental tienen contenidos de

Ma, en tanto que la tercera generación 10a). Los cocientes Ba/Nb permanecen SiO2 restringidos entre 65,97 y 67,58%, fue datada entre 2 y 1,6 Ma (Baker y por debajo de 20, como es usual en las sus relaciones K2O/Na2O varían de 0,95 Evolución de los Andes Bolivianos ... 57

Figura 10: Magmas paleozoicos de la re- gión centroandina. En estos diagramas se comparan los escasos datos de los metaba- saltos del cerro Chilla y de los clastos de granitoides devónicos encontrados en for- maciones carboníferas con rocas del batolito de San Nicolás de la costa peruana, que se consideran parte de un arco magmático paleozoico, y con ro- cas máficas y silícicas de la faja de Escaya del noroeste argenti- no. Las rocas bolivia- nas son subalcalinas y tienen características de magmas de intra- placa; por ejemplo, bajas razones Ba/Nb. Los granitoides plote- an en el campo de granitoides de intra- placa. Los metabasal- tos, por su parte, en el campo de toleitas de intraplaca. a 1,23, y sus valores ASI de 1 a 1,08. Sus co sub-continental enriquecido quizá con sos de subducción anteriores. Las dife- cocientes Ba/Ta, La/Ta, y Ba/Nb son aportes del manto más profundo. rentes razones La/Yb de los basaltos y más altos que los de los granitoides de la Las rocas magmáticas cenozoicas cuen- de las rocas de la faja de Huarina de la Cordillera Real, haciendo evidente la pro- tan con un mayor número de datos. Pese misma edad, indicarían que estos mag- ximidad del arco volcánico. En el diagra- a que magmas calcoalcalinos predominan mas se generaron en diferentes profundi- ma de discriminación tectónica Rb vs Y tanto en la Cordillera Occidental como dades del manto litosférico. Los diagra- +Nb, plotean en el campo de los grani- en el Altiplano y la Cordillera Oriental, mas multielementales de estas rocas (Fig. toides de intraplaca (Fig. 11c). desde los primeros trabajos sobre estas 13) muestran que la signatura de arco es Los magmas mesozoicos que se emplaza- rocas se reconoció que procesos petroge- fuerte en las lavas de la Formación Aba- ron en la parte sur de la faja de Huarina néticos diferentes dieron origen a los mag- roa debido a su proximidad al arco volcá- son subsaturados en sílice. Estos magmas mas del arco y del retroarco de esta re- nico, en tanto que el sill del cerro Chiar tienen contenidos de SiO2 variables entre gión (ver, por ejemplo, Francis et al. Kkollu muestra claras características de 38 y 57,9%, por lo tanto son máficos a in- 1983). Jiménez y López-Velásquez (2008) magma de intraplaca. termedios, K2O+Na2O entre 2,4 y 15,4%, revisaron las principales características En la figura 14, se comparan las caracte- y K2O/Na2O entre 2,2 y 3,5. Los cocien- geoquímicas de estas rocas. En las figuras rísticas químicas de los magmas del arco tes Ba/Ta (<200), Ba/La (<25), La/Ta 12, 13 y 14, se resumen algunos de estos y del retroarco del Mioceno Medio al (<30), y Hf/Ta (<2) son típicos de los rasgos. Los basaltos del Altiplano de edad Cuaternario. De acuerdo a los datos dis- magmas de intraplaca (Jiménez y López- oligocena superior, pese a tener afinida- ponibles, las rocas del retroarco tienen

Velásquez 2008). Schultz et al. (2004) e des alcalinas (Fig. 12), exhiben algunas variaciones de contenidos de SiO2 algo Iriarte et al. (2004) sugirieron que estos características de magmas de arco, proba- más amplias que las del arco; sin embar- magmas alcalinos y las carbonatitas aso- blemente porque derivan de la fusión de go, en ambos ambientes la mayoría de las ciadas se originaron en el manto litosféri- un manto que ya fue afectado por proce- rocas tienen composiciones intermedias, 58 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

Figura 11: Rocas ígneas mesozoicas de los Andes bolivianos. Las rocas intermedias y máficas de la parte sur de la faja de Huarina son alcalinas, con razones Ba/Nb y Ba/La mayormente por debajo de 20. Los granitoides de la Cordillera Real y de los cerros Pucará son subalcalinas y también tie- nen razones Ba/La<20, pero Ba/Nb variables. En el diagrama de discriminación tectónica Rb vs Y+Nb, ambos grupos de granitoides plotean en el campo de intraplaca. Sólo para comparación, las rocas máficas e intermedias mesozoicas fueron ploteadas en este diagrama.

de (traqui) andesitas a (traqui) dacitas. /Nb (<100) de las rocas de la faja de puede afirmar que muchos de los mag-

Los contenidos de K2O son más altos en Huarina son invariablemente más bajos mas del arco volcánico tienen caracterís- las rocas del retroarco, muchas de las que los del arco. Las rocas del APVC, ubi- ticas de magmas adakíticos, en tanto que cuales tienen afinidades shoshoníticas; en cado en el sudoeste de Bolivia, que inclu- muy pocos magmas de la faja de Huarina cambio las rocas del arco pertenecen úni- yen a todas las ignimbritas generadas des- pueden ser clasificados como tales. Esta camente a la serie calcoalcalina rica en de las grandes calderas y los escasos vol- característica excluye un rol importante

K2O. El Rb también está enriquecido en canes construidos detrás del arco, mues- de las eclogitas de la corteza inferior y el el retroarco. Jiménez y López-Velásquez tran generalmente características transi- manto litosférico en la generación de los (2008) también demostraron que los con- cionales entre las del arco y el retroarco. magmas cenozoicos del retroarco, y su- tenidos en algunos elementos traza de los Las razones La/Yb de los magmas de la giere, por el contrario, un origen en la magmas cenozoicos en la faja de Huarina faja de Huarina pueden ser muy altas, corteza continental superior. El carácter (por ejemplo U y Co) variaban más am- más que las del arco; por el contrario, las peraluminoso de estas rocas, las altas ra- pliamente que los contenidos de las rocas razones Sr/Y del retroarco son modera- zones isotópicas de Sr (>0,710) y los mi- del arco sugiriendo una mayor heteroge- das y menores que las del arco volcánico. nerales accesorios como andalucita y cor- nidad de las fuentes. No obstante, los co- Si, además, se toman en cuenta los valo- dierita de algunas ignimbritas de las me- cientes Ba/La (<20), Hf/Ta (<4), y Ba res de Y e Yb de todas estas rocas, se setas de Morococala y Los Frailes, apo- Evolución de los Andes Bolivianos ... 59

Figura 12: Magmas de intraplaca del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior del Altiplano y la faja de Huarina. Los datos de los basaltos y andesitas del Altiplano provienen de las Formaciones Abaroa y Tambillo (incluyendo el Chiar Kkollu, que es la roca cenozoica menos diferenciada de los Andes bolivianos). Las rocas de la faja de Huarina son los granitoides del Illimani y las volcanitas Cohoni. Existe una sola muestra del plutón de Kumurana. Pese a que estos magmas son indudablemente intraconrinentales, generados a varios kilómetros del borde continental, los basaltos del Altiplano exhiben algunas características geoquímicas propias de magmas de arco volcánico (por ejemplo, altas razones Ba/Nb y Ba/La). Este rasgo indica que los magmas altiplánicos de intraplaca se generaron en un manto modificado por los procesos de subducción antiguos. yan esta interpretación. En contraste, ron transferidos desde los cratones brasi- al. (2006), mediante el estudio de las se- muchos magmas del arco volcánico pro- leño y Arequipa-Antofalla a la cuenca in- ries isotópicas del U presentes en los se- vienen de una fuente más profunda y ho- tracratónica que permaneció en estado dimentos del río Madera (noreste de Bo- mogénea. distensivo a lo largo de todo ese tiempo. livia), ha revelado que las rocas cordillera- La contribución del cratón Pampeano nas que alimentan a esa cuenca han sufri- IMPLICACIONES fue menor. Los sedimentos acumulados do múltiple reciclaje de erosión, sedi- TECTÓNICAS suman más de 10 km de espesor en el de- mentación, y reincorporación tectónica a pocentro, pero su potencia disminuye ha- la cordillera. Debido a que las condicio- La revisión de la geología de la región an- cia los bordes de la cuenca. A partir del nes de aridez hacen difícil la transferencia dina boliviana hace evidente que la corte- Paleozoico superior comienza a dominar de masa hacia la fosa oceánica, las mayo- za de esta parte de Sud América tuvo dos el reciclaje de los materiales existentes en res tasas de sedimentación ocurrieron en fuentes diferentes. En primer lugar, de la región, puesto que los cratones dejaron el Altiplano y en las cuencas de antepaís acuerdo con el estudio de paleocorrientes de suministrar sedimentos en cantidades situadas hacia el interior del continente. (Isaacson y Díaz-Martinez 1995, Sempe- importantes. Este reciclaje se hace mu- Actualmente, las llanuras chaco-benianas re 1995, Egenhoff 2003, Reimann et al. cho más evidente desde el Paleógeno, que se formaron directamente sobre una 2006), durante el Paleozoido Inferior, cuando comienzan a formarse los relie- extensión hacia el oeste del cratón brasi- grandes volúmenes de masa rocosa fue- ves cordilleranos. Por ejemplo, Dosseto et leño, son receptoras de los sedimentos 60 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

única en la que ocurrió magmatismo. Du- rante el Mesozoico, los rifts continentales trazaron sus ejes a lo largo de esta faja, y durante el Cenozoico fue la primera zona en ser solevantada para luego sufrir dela- minación de su manto litosférico. Jimé- nez y López-Velásquez (2008) plantearon el siguiente modelo de evolución para los Andes bolivianos: En el límite proterozoico-paleozoico, un mecanismo de cizalla simple podría ha- berse activado coetáneamente a la aper- tura del oceáno Iapetus en el borde sud- americano (Sadowski y Bettencourt 1996) dando origen a un rift que luego se trans- formaría en la cuenca paleozoica. Por lo tanto, esta cuenca era asimétrica desde su Figura 13: Diagramas multielementales representativos de las rocas del retroarco boliviano de origen, concentrando la actividad mag- edad oligocena superior. El triángulo corresponde a una roca porfídica de las Volcanitas Cohoni mática en su flanco occidental debido a la de la Cordillera Oriental; los rombos, vacío y lleno, representan a las lavas de la Formación Abaroa, y la cruz al sill del cerro Chiar Kkollu del centro del Altiplano. preferente ocurrencia del adelgazamiento litosférico en este margen. La corteza por erodados en la meseta andina (Roddaz et mas es también corteza reciclada. El mag- debajo de la cuenca no era oceánica (Lau- al. 2006). Por lo tanto, el material que este matismo cenozoico de retroarco, espe- bacher y Mégard 1985, Diaz-Martinez et cratón había cedido durante el Paleozoi- cialmente el del Mioceno, tiene volúme- al. 2000), pero es probable que esta cor- co inferior, le está siendo devuelto en la nes más importantes y una distribución teza haya adquirido un carácter transicio- presente etapa de evolución de esta re- regional más extensa. Pero, igual que en nal, muy parecida a la que existe en los gión. Sin embargo, si el retroarco avanza el caso de los plutones, las signaturas iso- bordes continentales pasivos, a medida hacia el interior del continente, este ma- tópicas y geoquímicas indican que este que la cuenca se abría y la subsidencia terial será reincorporado a la cordillera en magmatismo está reciclando material prosperaba en el Paleozoico inferior. un nuevo proceso de reciclaje. cortical y que el aporte mantélico es sólo Condiciones distensivas y de adelgaza- La segunda fuente de la corteza centro- perceptible en los centros más pequeños. miento litosférico prevalecieron también andina es el magmatismo. Hubo un largo En el borde continental y en el actual en el Mesozoico con un aporte mantélico debate sobre la contribución de los mag- arco volcánico, los magmas provenientes de magmas máficos y ultramáficos del mas al espesamiento cortical de esta re- del manto tuvieron un rol más importan- Cretácico que sugieren que la corteza gión (para una síntesis véase Francis y te en la formación de la corteza conti- continental si bien era muy delgada no Hawkesworth 1994). Los argumentos se nental. A partir del Jurásico, los volumi- permitió que estos magmas arriven en un apoyaban en datos sobre el magmatismo nosos magmas que se generaban por la gran volumen a la superficie; no obstan- cenozoico unicamente. Cuando se obser- subducción de la placa oceánica fueron te, localmente, la corteza pudo fundirse va el volumen de los cuerpos ígneos más cambiando la composición de la corteza debido a la influencia termal de estos antiguos, la omisión de estos últimos en previamente existente (véase por ejem- magmas dando origen a los granitoides los cálculos adquiere sentido. Es claro plo, Feeley 1993) y construyeron la gran de la Cordillera Real. La cuarzomonzoni- que la contribución del magmatismo pa- faja de granitoides conocida como la Cor- ta de los cerros Pucara de la Cordillera leozoico y mesozoico a la formación de dillera de la Costa (Atherton y Sanderson Occidental, también pudo generarse de la la corteza es insignificante en el retroar- 1985). misma manera. co, tal como se infiere del pequeño volu- El recuento de la evolución geológica de Durante el Cenozoico, las condiciones men de sus afloramientos. En el caso de la región muestra que la faja de Huarina tectónicas cambiaron. Los esfuerzos com- los plutones de la Cordillera Real, que fue una zona con un dinamismo tectóni- presivos que comenzaron en el Paleoce- son los cuerpos ígneos mesozoicos de co mayor y más complejo que el de las no encontraron, en el interior del conti- mayor tamaño, sus características geoquí- áreas adyacentes. Desde el Paleozoico, es- nente, placas relativamente rígidas y una micas indican que son magmas de origen ta faja comenzó a mostrar sus peculiari- zona más dúctil y deformable debido a cortical con muy escaso aporte mantéli- dades puesto que, además de ser la zona que había sufrido adelgazamiento litosfé- co. Por lo tanto, el material de estos mag- de mayor subsidencia de la cuenca, fue la rico y magmatismo en las etapas previas. Evolución de los Andes Bolivianos ... 61

Figura 14: Características de los magmas del arco y del retroarco de edad Miocena Media a Cuaternaria. En estos diagramas son perceptibles las di- ferencias químicas entre los magmas de uno y otro ambiente. Veáse que los magmas del APVC, del sudoeste de Bolivia, tienen características com- partidas con los del arco y del retroarco. En (a) el límite entre rocas alcalinas y subalcalinas es según Irvine y Baragar (1971), y en (b) los límites en- tre series son de Peccerillo y Taylor (1967). SHO: serie shoshonítica, K-CALC: serie calcoalcalina rica en K, y CALC: serie calcoalcalina. El diagra- ma Sr/Y vs Y demuestra que muchos magmas del arco tienen características adakíticas, en tanto que la mayoría de los de la faja de Huarina no tie- nen este carácter. Las características adakíticas serían adquiridas por la interacción de estos magmas con la corteza continental inferior eclogítica. Por lo tanto, la deformación comenzó en vantamiento. es coetáneo del solevantamiento y defor- esta zona, la faja de Huarina, la que fue Antes que la actividad en el arco se reac- mación de la región centroandina entera. solevantada aislando a la cuenca del Alti- tive luego de una pausa que abarcó gran Los basaltos y andesitas de afinidad alca- plano. Un escaso magmatismo (complejo parte del Oligoceno, se desencadenó el lina de la faja oligocena del Altiplano apa- ígneo Charazani) acompañó a este sole- magmatismo del Oligoceno Superior que rentemente se originaron en la convec- 62 N. JIMÉNEZ, S. LÓPEZ-VELÁSQUEZ Y R. SANTIVÁÑEZ

ción generada en la cuña del manto por el to de la región entre 10,3 y 6,8 Ma. En Mioceno Medio a Superior que, sin em- cambio de ángulo de subducción de la este intervalo de tiempo, también ocu- bargo, es casi enteramente de origen cor- placa oceánica, que posteriormente tam- rrieron grandes erupciones piroclásticas tical. En todas las etapas, la faja de Hua- bién ocasionó que el arco volcánico se simultáneas (Fig. 9) que edificaron las ex- rina jugó un rol muy importante en la mude a la frontera boliviano-chilena (Ji- tensas mesetas ignimbríticas. Por lo tan- evolución geológica de la región compor- ménez et al. 2006). Por su parte, los gra- to, el solevantamiento y el magmatismo tándose como una zona de debilidad li- nitoides y rocas volcánicas del Oligoceno parece que se originaron en la delamina- tosférica cuya geodinámica era diferente Superior de la faja de Huarina, aparente- ción de la litosfera mantélica. Kay et al. a la de las áreas adyacentes. mente son magmas que se estaban insta- (1994) propusieron la delaminación del lando en la corteza superior desde el Pa- manto litosférico de la Puna para explicar TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO leoceno, y que sufrieron un rápido enfria- el origen de las rocas volcánicas plio-cua- miento debido a la erosión de su encape ternarias del NW argentino. Aitcheson, S.J., Harmon, R.S., Moorbath, S., originada en el solevantamiento del Oli- Schneider, A., Soler, P., Soria-Escalante, E., goceno Superior. CONCLUSIONES Steele, G. y Swainbank, I. 1995. Pb isotopes A partir del Mioceno Inferior, se recono- define basement domains of the Altiplano, ce la existencia de un arco y un retroarco La evolución de los Andes bolivianos central Andes. Geology 23(6): 555-558. en territorio boliviano, con rocas volcá- transcurrió mayormente en un ambiente Aranibar-Riguera, O. 1979. Geología regional de nicas de características geoquímicas dife- de retroarco. Sólo en el Mioceno Inferior, la parte sur de la hoja geológica de Padcaya Nº rentes. Jiménez y López-Velásquez (2008) el arco volcánico alcanzó territorio boli- 6628, Departamento de Tarija. GEOBOL, proponen que si bien los magmas del ar- viano en su migración hacia el interior Centro de documentación, (inédito), 27 p. y co se originan en la subducción de la pla- del continente. No obstante, la influencia anexos. ca, los magmas del retroarco estarían re- del margen activo cercano fue una condi- Argandoña, J.L. y Vargas, H.R. 2004. Mineraliza- lacionados a procesos de intraplaca y a ción permanente en la formación de las ción de la región de Yani-Charazani, norte del delaminación del manto litosférico por cuencas y la sedimentación. El lento pro- Departamento de La Paz. 16º Congreso Geo- debajo de la faja de Huarina. El conside- greso desde una cuenca marina hasta la lógico Boliviano (Oruro), Actas: 191-196. rable incremento del espesor de la litos- alta montaña actual, se nutrió de varios Atherton, M.P. y Sanderson, L.M. 1985. The che- fera debido al acortamiento indujo al des- procesos que ocurrieron en forma suce- mical variation and evolution of the superu- prendimiento del manto superior litosfé- siva. En primer lugar, a lo largo del Paleo- nits of the segmented Coastal Batholith. En rico de la faja de Huarina dando ocasión zoico inferior, la sedimentación marina Pitcher, W.S., Atherton, M.P., Cobbing, J., y a que ascienda la astenósfera hasta la base en una cuenca epicratónica muy subsi- Beckinsale,R.D. (eds.) Magmatism at a plate de la corteza. Este proceso comenzó apa- dente resultó en la acumulación de espe- edge: the Peruvian Andes, Blackie & Son Li- rentemente en el área de Potosí, que es el sos depósitos clásticos transferidos espe- mited, :208-227, Glasgow. lugar de la deflexión de las estructuras re- cialmente desde los cratones brasileño y Ávila-Salinas, W. 1990. Tin-bearing granites from gionales, para propagarse hacia el norte y Arequipa-Antofalla. A partir del Paleozoi- the Cordillera Real, Bolivia; a petrological and sur de la faja durante el Mioceno Medio. co superior comienzan a predominar los geochemical review. En Kay, S.M. y Rapela, Una vez que la litosfera del manto por procesos de reciclaje de la corteza, ya sea C.W. (eds.) Plutonism from Antarctica to debajo de la faja de Huarina había sido por erosión y sedimentación, procesos Alaska, Geological Society of America, Spe- removida, el cratón brasileño pudo bajo- que redistribuían el material rocoso en la cial Paper 241: 145-159. correr por debajo de la Cordillera Orien- corteza superior, o por el magmatismo, Ávila-Salinas, W. 1994. Tectónica y petrología del tal y el Subandino (Isacks 1988, Gubbels que provocaba la fusión y eventualmente macizo volcánico de Carangas (Andes occi- et al. 1993), mientras que, en la faja de la erupción de material cortical reciclado. dentales de Bolivia). 11º Congreso Geológico Huarina, el calentamiento de la corteza Sólo en el borde continental se puede ar- de Bolivia (Santa Cruz), Actas: 1-15. por el calor latente de los magmas man- güir que los magmas mantélicos aporta- Ávila-Salinas, W. 1996. Ambiente tectónico del télicos que intruían y se estancaban en la ron a la formación de la corteza en for- volcanismo ordovícico en Bolivia. 12º Con- base cortical y en varios niveles dentro de ma ostensible. El advenimiento de proce- greso Geológico de Bolivia (Tarija), Actas 1: ella, provocó anatexis, contaminación y sos de rift y de adelgazamiento litosférico 137-143. mezcla de magmas originando la variada predispusieron a la litosfera para que, a Baby, P., Sempere, T., Oller, J., Barrios, L., Hérail, gama de composiciones que caracterizan partir del Eoceno, los esfuerzos compre- G. y Marocco, R. 1990. Un bassin en com- a estas rocas. Garzione et al. (2006), en sivos dupliquen el espesor de la corteza. pression d'age oligo-miocène dans le sud de base a la composición isotópica del oxí- La delaminación del manto litosférico, l'Altiplano bolivien. Compte Rendu Academie geno de los carbonatos del Altiplano nor- que acompañó al espesamiento, desató el des Sciences de Paris 311, série 2 : 341-347. te, propusieron un rápido solevantamien- voluminoso volcanismo piroclástico del Bahlburg, H., Carlotto, V. y Cárdenas, J. 2006. Evolución de los Andes Bolivianos ... 63

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