COMPENDIO_DE_GEOLOGIA_Bolivia

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INTERNACIONALES Y CONTRATOS
VICEPRESIDENTE DE OPERACIONES
EDITOR
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DIRECCION POSTAL
REVISTA TECNICA DE YPFB
TRADUCCION AL INGLES
Portada:

VOLUMEN 18 NUMERO 1-2 JUNIO 2000
COCHABAMBA - BOLIVIA

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
A- Compendio de Geología de Bolivia / Bolivian Geology Compendium
por / by Ramiro Suárez-Soruco
1 Introducción / Introduction 1
2 Altiplano / Altiplano 13
3 Cordillera Oriental / Eastern Cordillera 39
4 Sierras Subandinas / Subandean Ranges 77
5 Llanura Beniana, Cuenca del Madre de Dios y Plataforma Beniana 101
Beni Plain, Madre de Dios Basin and Beni Platform
6 Llanura Chapare-Boomerang y Sierras y Llanura Chiquitana 111
Chapare-Boomerang Plain and Chiquitos Range and Plain
7 Cratón de Guaporé / Guaporé Craton 127
B - Contribuciones especiales / Special contributions
8 Potencial de hidrocarburos / Hydrocarbon potential 145
Carlos Oviedo-Gómez & Ricardo Morales-Lavadenz
9 Las provincias y épocas metalogenéticas de Bolivia en su marco geodinamico 167
Bolivian provinces and metalogenetic epochs in its geodynamic context
Bertrand Heuschmidt & Vitaliano Miranda-Angles
10 Tectónica de placas y evolución estructural en el margen continental activo
de Sudamérica 199
Plate tectonics and structural evolution at the South American active
continental margin.
Reinhard Roßling

por / by
RAMIRO SUAREZ-SORUCO
ramsu@bo.net

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 1
INTRODUCCION
INTRODUCTION
Generalidades
El estudio de la Geología de Bolivia se inició el siglo pasado, y
continuó en el presente, con geólogos europeos de renombre como
Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román Kozlowski, y otros
muchos. A partir de los años treinta se incorporaron a la tarea de
interpretar y describir la geología del país los primeros geólogos
bolivianos, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes
y otros, que junto con investigadores de otros paises, como
Federico Ahlfeld y Leonardo Branisa, contribuyeron a la enseñanza
de las ciencias geológicas, y a la exploración en busca no solo del
conocimiento científico, sino también de recursos minerales y
energéticos. La creación de instituciones como Yacimientos
Petrolíferos Fiscales Bolivianos, Corporación Minera de Bolivia y
la Departamento Nacional de Geología, así como la carrera de
Geología en las universidades de San Andrés (La Paz), Tomás
Frías (Potosí) y Técnica de Oruro, permitió formar en el país los
profesionales que actualmente contribuyen a ampliar el
conocimiento de la Geología de Bolivia.
La elaboración de hojas geológicas (1:100.000 y 1:250.000) de la
Carta Geológica de Bolivia fue realizada por el Servicio Geológico
de Bolivia durante los últimos 30 años. GEOBOL, desde 1996,
junto con otras instituciones, conforma el Servicio Nacional de
Geología y Minería (SERGEOMIN). Esta institución, con el
aporte de información geológica de YPFB y la colaboración
financiera del Banco Mundial, ha elaborado, luego de casi veinte
años, un nuevo Mapa Geológico de Bolivia a escala 1: 1.000.000,
que constituye una versión actualizada del publicado en 1968, y al
que se transfirió el resultado de la investigación y los
conocimientos logrados hasta la fecha por profesionales de las
instituciones involucradas y de otras entidades afines.
General Aspects
The study of the Geology of Bolivia started during the previous
century, and continued into the present with well-known European
geologists such as Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román
Kozlowski, and many other. Starting in the 30’s, the first Bolivian
geologists, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes,
and others, joined into the task of interpreting and describing the
geology of the country. Together with researchers from other
countries, such as Federico Ahlfeld and Leonardo Branisa, they
contributed to the teaching of geological sciences and to
exploration, not only in search for scientific knowledge, but also
for mineral and energy resources. The creation of institutions such
as Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB), the
Bolivian Mining Corporation and the National Geology
Department, as well as the Geology Departments at the
Universities of San Andrés (La Paz), Tomás Frías (Potosí) and
Technical University of Oruro, made possible to train, in the
country, professionals who currently contribute to expanding the
knowledge on the Geology of Bolivia.
During the last 30 years, the Geological Survey of Bolivia
(GEOBOL) elaborated the geological sheets (1:100,000 and
1:250,000) of the Geological Chart of Bolivia. Since 1996,
GEOBOL, together with other institutions, make up the National
Geology and Mining Survey (SERGEOMIN). With YPFB´s
geological contributions and the financial aid of the World Bank,
after nearly twenty years, this institution has prepared a new
Geological Map of Bolivia, in a 1:1,000,000 scale. This map is an
updated version of the map published in 1968, to which the
research results and the knowledge obtained up to the date by
professionals of the involved institutions and other similar entities
were transferred.

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
En ese sentido, esta síntesis describe en cada uno de los siguientes
capítulos, el conocimiento actual de cada una de estas áreas, de
acuerdo a una relación geocronológica desde los tiempos
proterozoicos al reciente. Sin embargo, se debe advertir al lector
que el desarrollo de un tema de esa magnitud fácilmente ocuparía
varios tomos, y en este compendio se presentará sólo una síntesis,
que podrá ser ampliada con la lectura de los trabajos figurados en
las referencias bibliográficas insertadas al final de cada capítulo.
In this sense, in each of the following chapters, this synthesis
describes the current knowledge on each of these fields, according
to a geochronological relation from the Proterozoic times until the
present. However, the reader must be warned that the development
of such a topic would easily take up several volumes, and this
compendium will only present a synthesis which can be
complemented by reading the works listed in the bibliographical
references included at the end of each chapter.
Ciclos tectosedimentarios y orogénicos
Con la finalidad de interpretar y ordenar las secuencias a través del
tiempo geológico, se han propuesto y definido grandes ciclos
tectosedimentarios y orogénicos para el país y regiones vecinas.
Cuatro de ellos han sido establecidos para el Proterozoico, y otros
cuatro para la secuencia fanerozoica.
Los ciclos proterozoicos: Transamazónico y Brasiliano fueron
definidos por Almeida et al. (1976), y los ciclos San Ignacio y
Sunsás por Litherland & Bloomfield (1981).
Tectonic Sedimentary and Orogenic Cycles
With the purpose of interpreting and arranging the sequences
through geological time, great tectonic sedimentary and orogenic
cycles have been proposed and defined for the country and the
neighboring regions. Four of these have been determined for the
Proterozoic and other four for the Phanerozoic sequence.
The Proterozoic cycles, namely the Transamazonic and the
Brazilian, were established by Almeida et al. (1976), and the San
Ignacio and Sunsás cycles by Litherland & Bloomfield (1981).
EON CICLO EDADES
ANDINO
Reciente
Jurásico inferior
SUBANDINO
Triásico superior
Carbonífero superior
FANEROZOICO
Carbonífero inferior
CORDILLERANO
Silúrico inferior
TACSARIANO
Ordovícico superior
Cámbrico superior
BRASILIANO
900 – 540 Ma
PROTEROZOICO
SUNSAS
SAN IGNACIO
TRANSAMAZONICO
1280 – 900 Ma
1600 – 1280 Ma
> 1600 Ma
Fig. 1.1 Ciclos Tectosedimentarios de Bolivia
Bolivian Tectonic-Sedimentary Cycles
Los ciclos fanerozoicos: Tacsariano, Cordillerano y Subandino
fueron establecidos por Suárez-Soruco (1982, 1983), y el Ciclo
Andino por Steinmann (1929). Posteriormente, ha sido propuesta
por Oller (1992) la subdivisión del Ciclo Andino con los numerales
I y II, división que será utilizada en este trabajo.
The Phanerozoic cycles, Tacsarian, Cordilleran and Subandean,
were established by Suárez-Soruco (1982, 1983), and the Andean
Cycle by Steinmann (1929). Later on, the subdivision of the
Andean Cycle into numbers I and II, which will be used in this
paper, was proposed by Oller (1992).
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La historia geológica del Gondwana Occidental, y del sector
boliviano en particular, puede ser dividida en dos grandes
episodios: Pre-Andino y Andino. La separación entre ambos está
dada por la disgregación del Gondwana (ca 200 Ma).
El episodio Pre-Andino comprende como primera etapa a los ciclos
proterozoicos, hasta la etapa de apertura del Oceáno Iapetus y el
cierre de los oceános Adamastor y Mozambique, en el modelo de
Grunow, 1996, y la consiguiente formación de la Triple Fractura
Boliviana que da origen al Rift Contaya-Tacsara a fines del Ciclo
Brasiliano. La segunda etapa pre-andina se inicia en el Tacsariano,
es decir desde la apertura del rift hasta la separación del Gondwana.
El Episodio Andino se inicia hacia los 200 Ma, en el Jurásico
temprano, y se extiende hasta el presente.
The geological history of the Western Gondwana, and particulary
of the Bolivian sector, can be divided into two large episodes: the
Pre-Andean and the Andean. The separation between the two was
determined by the breakup of Gondwana (ca. 200 Ma).
In its first stage, the Pre-Andean episode comprises the Proterozoic
cycles, up to the opening stage of the Iapetus Ocean and the closing
of the Adamastor and Mozambique Oceans, in Grunow’s model,
1996, and the ensuing formation of the Bolivian Triple Fracture,
which originates the Contaya-Tacsara Rift at the end of the
Brazilian Cycle. The second Pre-Andean stage starts during the
Tacsarian; that is, from the rift opening to the separation of the
Gondwana. The Andean Episode starts towards 200 Ma, during
the Lower Jurassic, and extends up to the present.
Fig. 1.2 Cuadro Estratigráfico del Altiplano, Cordillera Oriental y Subandino
Stratigraphic framework of Altiplano, Eastern Cordillera and Subandean
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M D
S
A
C O
B
P M C h
C
G u
Fig. 1.3 Triple Fractura Boliviana (tri-radio rojo) y
Lineamiento del Sistema de Fallas Cordillera Real-
Aiquile-Tupiza (línea roja) que divide el Macizo de
Arequipa-Huarina, del Cratón de Guaporé. (Modificado
en el Mapa Tectono-Estratigráfico de Bolivia de Sempere
et al., 1988).
A
A
A
O r
F H
C O
C O
I
A
S
A
S
A
C h a
TRIPLE FRACTURA BOLIVIANA
(PROTEROZOICO)
SISTEMA DE FALLAS (ACTUAL)
CORDILLERA REAL - AIQUILE - TUPI-
ZA
Bolivian triple joint (red tri-radio) and Cordillera Real
Fault System (red line) that divides de Arequipa-Huarina
Massif and Guapporé Craton. Modified in Tecto-
Stratigraphic Map of Sempere et al., 1988).
FK: Falla Khenayani; CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal;
FCC: Frente de Cabalgamiento Coniri; FSV: Falla San Vicente;
FAT: Falla Aiquile-Tupiza; CCR: Cabalgamiento Cordillera Real;
FT: Falla Tapacarí; CANP: Cabalgamiento Andino Principal; CFP:
Cabalgamiento Frontal Principal; FCSA: Frente de Cabalgamiento
Subandino; AOc: Altiplano Occidental; AOr: Altiplano Oriental;
FH: Faja Plegada de Huarina; COr: Cordillera Oriental; IA:
Interandino; SA: Subandino; CGu: Cratón de Guaporé; PMo-Chi:
Plataforma Mojeño Chiquitana.
Episodio Pre-Andino
Pre-Andean Episode
Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el primitivo Escudo
Brasilero experimentó una serie de modificaciones consistentes en
la acreción de nuevos terrenos (Terrenos Chuiquitanos), formación
de cuencas intracratónicas, y el desarrollo de importantes orógenos
como los de San Ignacio, Sunsás, Aguapei (Litherland et al., 1986;
Meneley, 1991).
Los principales terrenos acrecionados durante el Arqueozoico y
Proterozoico al Escudo Brasileño Central (1600-2600 Ma.),
corresponden a terrenos de aproximadamente 1000-1600 Ma. como
Rondonia-Sunsás y Chaco-Paraná seguidos por otros terrenos
más jóvenes, entre 570 y 1000 Ma, como los de Cerro León y
Chiquitos (Meneley, 1991).
During the Archeozoic and Proterozoic, the primitive Brazilian
Shield underwent a series of modifications, which consisted of the
accretion of new land (Chiquitan Terranes), the formation of
intracratonal basins, and the development of important orogens,
such as those of San Ignacio, Sunsás, Aguapei (Litherland et al.,
1986; Meneley, 1991).
During the Archeozoic and Proterozoic, the main accretion of
terranes to the Central Brazilian Shield (1600-2600 Ma) refers to
terranes of approximately 1000-1600 Ma., such as Rondonia-
Sunsás and Chaco-Paraná, followed by other younger terrane,
between 570 and 1000 Ma, such as that of Cerro León and
Chiquitos (Meneley, 1991).
Uno de los principales aspectos a definir en el futuro es el orígen de
la microplaca o Macizo de Arequipa. A la fecha se han propuesto
dos hipótesis: la primera que considera que se trata de un terreno
alóctono, posiblemente originado en el borde del Continente de
Laurentia durante la orogenia grenvilliana (Gorhrbandt, 1992;
Wasteneys et al., 1995), y la segunda, aceptada en el presente
trabajo, así como por Avila-Salinas (1996) y Erdtmann & Suárez-
Soruco (1999), que considera que corresponde a un terreno
autóctono, dislocado del Escudo Brasilero a fines del Proterozoico
a partir de la “Triple Fractura Boliviana” (Suárez-Soruco, 1989).
One of the main aspects to be defined in the future is the origin of
the microplate or Arequipa Massif. Until now, two hypotheses
have been proposed: the first considers it to be allochthonous
terrane, which possible originated on the edge of the Laurentia
Continent during the Grevillian Orogeny (Gorhrbandt, 1992;
Wasteneys et al., 1995); and the second, accepted in the present
paper, as well as by Avila-Salinas (1996) and Erdtmann & Suárez-
Soruco (1999) considers it to be autochthonous land that wrenched
from the Brazilian Shield at the end of the Proterozoic from
“Bolivian Triple Fracture” (Suárez-Soruco, 1989).
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
A partir del Ciclo Tacsariano, y durante la mayor parte del
Paleozoico inferior, el desarrollo extensional de los brazos N-S y
NW-SE, así como la consiguiente separación de la “sub-placa
móvil” de Arequipa formó en territorio boliviano las cuencas
intracratónicas de los ciclos Brasiliano, Tacsariano y Cordillerano
(Rift Contaya-Tacsara).
Aceptando que la Placa de Arequipa corresponde a un disloque del
Cratón Amazónico, en este trabajo proponemos cambiar el nombre
de Placa o Terreno de Arequipa-Belén-Antofalla, establecido en
sentido N-S tomando el nombre de esas localidades proterozoicas,
por el de Macizo de Arequipa-Huarina (Fig. 1.3), haciendo
referencia a su extensión oriental en territorio boliviano, por cuanto
este macizo incluiría la Faja Plegada de Huarina. En este sentido, el
Macizo de Arequipa-Huarina estaría separado del actual Cratón de
Guaporé por el sistema de fallas Cordillera Real – Aiquile - Tupiza
de Sempere et al., (1988)
Durante el Ciclo Brasiliano, la fractura permitió la extrusión de
rocas básicas y ultrabásicas en el centro y sur de la cuenca
boliviana. Al inicio del Ciclo Tacsariano, la cuenca fue
inicialmente pequeña, de mayor desarrollo y profundidad en el
sector sur. Durante el Cámbrico superior se rellena con sedimentos
clásticos marinos, gruesos y no fosilíferos. El tamaño del grano fue
decreciendo paulatinamente en el Ordovícico inferior (facies flysh
con graptolites). En esa época se desarrolla una importante
comunidad marina de invertebrados, con especies comunes a las de
la costa este de Laurentia (Newfounland-Oaxaca). A partir del
Arenigiano se reinicia la actividad volcánica submarina en el sur,
con la inyección e interestratificación de tobas cineríticas y flujos
dacíticos, que continuó en el Llanvirniano con sills doleríticos y
flujos de basaltos submarinos relacionados e interestratificados con
la Formación Capinota, y finalmente en el Caradociano, lavas
almohadilla de andesitas basálticas y traquiandesitas espilitizadas
relacionadas con la Formación Amutara, actividad que implica un
rifting de la corteza continental (Avila-Salinas, 1996).
Hacia fines del Ordovícico medio, la Placa de Arequipa-Huarina
empezó un desplazamiento sinistral que ensanchó la cuenca en el
sector central y norte, produciendo el depósito de importantes
secuencias marinas llanvirniano-ashgillianas. El extremo meridional
de la placa, debido a esta rotación sinistral, colisionó con el
Macizo Chaco-Pampeano, produciendo la intrusión de granitoides,
y la formación de cuencas de trasarco en el noroeste argentino
(Fase Oclóyica).
Durante el Ciclo Cordillerano, la cuenca posiblemente corresponde
a un rift de trasarco. En el Silúrico inferior hay mayor subsidencia,
especialmente en el sector suroccidental, a causa del levantamiento
producido por la intrusión de granitoides en territorio argentino. En
esta época el borde de cuenca se extendió y amplió considerablemente.
Desde el Silúrico superior se hace más evidente la
influencia costera, aparecen las primeras plantas vasculares, y al
final del ciclo, sobre estuarios o lagunas costeras se desarrollan
primitivos bosques de helechos y licofitas.
A fines del Ciclo Cordillerano se produjo la primera deformación
tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y
cordilleranas, la Fase Chiriguana (sensu YPFB) o Eohercínica, y
que conduce a la formación de un orógeno. Estos movimientos, y
Starting with the Tacsarian Cycle and during the greater part of the
Lower Paleozoic, the extensional development of the N-S and NW-
SE branches, and the subsequent separation of the “mobile subplate”
of Arequipa, formed the intracratonal basins of the
Brazilian, Tacsarian and Cordillerano cycles (Contaya-Tacsara
Rift) in Bolivian territory.
Accepting that the Arequipa Plate relates to a wrench of the
Amazonic Craton, in this paper we set out to change the name of
the Plate or Terrane of Arequipa-Belén-Antofalla, established in a
N-S trend taking the name of those Proterozoic localities, to the
Arequipa-Huarina Massif (fig. 1.3), making reference to its
eastern extension in Bolivian territory, since this Massif would
include the Huarina Fold Belt. In this sense, the Arequipa-Huarina
Massif would be separated from the actual Guaporé Craton by the
Cordillera Real-Aiquile-Tupiza faults of Sempere et al., (1988).
During the Brazilian Cycle, the fracture allowed the extrusion of
basic and ultrabasic rocks from the center and south of the Bolivian
basin. At the beginning of the Tacsarian Cycle, the basin was
initially small, with greater development and depth in the southern
sector. During the Upper Cambrian, this basin was filled with
coarse, non-fossil, marine, clastic sediments. During the Lower
Ordovician, the size of the grain decreased gradually (flysh facies
with graptolites). During this time, a significant sea invertebrate
community developed, similar to that of the eastern coast of
Laurentia (Newfoundland-Oaxaca). Starting with the Arenigian,
submarine volcanic activity starts again in the south, with the
injection and interbedding of cineritic tuffs and dacitic flows,
continuing during the Llanvirnian with doleritic sills and submarine
basalt flows that are related to and interbedded with the Capinota
Formation, and finally, during the Caradocian, with basaltic
andesite pillow lava and spilitized trachyandesites related to the
Amutura Formation. This activity involves a rifting of the
continental crust (Avila-Salinas, 1996).
Towards the end of the Middle Ordovician, the Arequipa-Huarina
Plate started a sinistral displacement that widened the basin on the
central and Northern sectors, producing the deposit of important
llanvirnian-ashgillian marine sequences. Due to this sinistral
rotation, the plate’s meridional end collided with the Chaco-
Pampeano Massif, causing the intrusion of granitoids and the
formation of backarc basins in northwestern Argentina (Ocloyic
Phase).
During the Cordilleran Cycle, the basin is likely to correspond to a
backarc rift. During the Lower Silurian, there is greater subsidence,
especially in the southwestern sector, due to the elevation
produced by the intrusion of granitoids in Argentine territory. At
this time, the basin’s border expanded and widened considerably.
During the Upper Silurian, the coastal influence is even more
evident; the earliest vascular plants appear, and towards the end of
the cycle, primitive fern and lycophyte forests develop over the
coastal estuaries or ponds.
At the end of the Cordilleran Cycle, the first important tectonic
deformation took place, involving the tacsarian and cordilleran
sequences, the Chiriguano (sensu YPFB) or Eohercynic Phase,
which led to the formation of an orogen. These movements, and the
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
la Cordillera hercínica resultante, fueron ampliamante discutidos
por Megard et al. (1973) en una extensa serie de publicaciones. Los
movimientos compresivos, producidos a nivel continental,
ocasionaron el plegamiento de las rocas previas y la formación de
un orógeno hercínico desde la costa pacífica de sudamérica,
pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica.
La edad aproximada del metamorfismo de esta deformación en la
Cordillera Oriental Sur, fue medida por Tawackoli et al. (1996)
entre 374 a 317 millones de años.
La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló principalmente en el
borde oriental de la cordillera recién formada, inicialmente con
cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y
posterior-mente, en el oeste, con facies de plataformas marinas
carbonatadas (Grupo Titicaca).
resulting hercynic cordillere, were discussed largely by Megard et
al. (1973) in an extensive series of publications. The compressive
movements, produced at the continental level, caused the folding of
the previous rocks and the formation of a hercynic orogen from the
Pacific coast in South America, passing by the southern ranges of
Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this
deformation’s metamorphism in the South of the Eastern Cordillera
was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and
317 millions of years.
The Sub Andean Cycle basin developed mainly on the eastern
border of the recently formed range, initially, with submarine
canyons to the East (Macharetí-Mandiyutí groups), and subsequently
with carbonated marine platform facies to the West
(Titicaca Group).
6

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Episodio Andino
El Episodio Andino comienza con la disgregación del Gondwana
(ca 200 Ma), que separa Sudamérica de Africa. En este trabajo,
siguiendo la sugerencia de Oller-Veramendi, se reconocen dos
ciclos dentro de este episodio: Andino I y Andino II.
En esa época el Continente de Gondwana experimentó los efectos
de grandes esfuerzos extensionales, e independientemente de la
fractura entre América y Africa, en extensos sectores de Bolivia,
especialmente en la actual Cordillera Oriental, se formaron
numerosas cuencas de rift, por lo que el Ciclo Andino I puede
subdividirse en dos fases principales: de Synrift y Postrift. La Fase
Synrift se extiende desde los 200 Ma a partir del Jurásico inferior
con la efusión de coladas basálticas, hasta mediados del Cretácico
superior (ca 80 Ma)
Estos efectos magmáticos fueron producidos por la reactivación de
la antigua fractura de basamento, entre el Cratón de Guaporé y el
Macizo de Arequipa-Huarina. La posición de esa zona de cizalla
correspondería al lineamiento actual de la Cordillera Real (CRFZ).
A causa de la acción compresiva se formó una zona de subducción
verticalizada (Dorbath et al., 1993, Martínez et al., 1996, Dorbath
et al., en prensa) en la que el cratón subduce por debajo del macizo
noraltiplánico. En tiempos hercínicos actuó también como zona de
desgarre compresional.
Con las primeras colisiones de las placas de Aluk y luego la de
Farallón, se produce la formación de los primeros arcos volcánicos.
A partir del Jurásico las secuencias se continentalizan, se forman
cuencas de trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y
lagunares. Durante el Mesozoico el arco volcánico proveé lavas,
cenizas y otros materiales que se intercalan en las secuencias
clásticas. Transgresiones marinas (Formación Miraflores) interrumpen
el depósito continental.
De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa
más importante del plegamiento andino (Andino II) se produjo
alrededor de los 26 a 30 Ma [Oligoceno tardío - Mioceno
temprano] (Sempere et al., 1990; Hérail et al., 1994). Esta acción
está ligada a la actividad de la placa pacífica.
La colisión y subducción de la Placa de Nazca produjo una
deformación constante que formó un gran arco volcánico a lo largo
de la costa pacífica de Sudamérica, comprimiendo y plegando
todas las secuencias previas, así como ocasionando un importante
acortamiento de los Andes, formación de cuencas de trasarco,
piggy back, y otras, del Altiplano y sector oeste de la Cordillera
Oriental. Esta acción formó estructuras de vergencia este.
A su vez el Macizo de Arequipa-Huarina fue sobrecorrido sobre el
Cratón de Guaporé, formando estructuras de vergencia oeste por la
acción de la “Zona de Falla de la Cordillera Real” (Dorbath et al.,
1993; Dorbath, et al., en prensa), en la parte este de la Cordillera
Oriental, Subandino y Llanura.
Según Tawackoli et al. (1996), la primera deformación importante
en la Cordillera Oriental Sur se produjo en el Oligoceno inferior,
causando la erosión de la cobertura Cretácico-paleocena. La cuenca
neógena comenzó con un pulso tectónico mayor alrededor de los
Andean Episode
The Andean Episode starts with the breakup of Gondwana (ca. 200
Ma), that severs South America from Africa. In this paper,
following Oller-Veramendi’s suggestion, two cycles are recognized
in this episode: the Andean I and the Andean II.
In this time, the Gondwana Continent experienced the effects of
great extensional stresses. Independently from the fracture between
America and Africa, in extensive sectors of Bolivia, specially in the
current Eastern Cordillera, numerous rift basins were formed; thus,
the Andean I Cycle can be subdivided in two main phases: Synrift
and Postrift. The Synrift Phase ranges from 200 Ma, starting with
the Lower Jurassic with the effusion of basaltic flows, to the
middle of the Upper Cretacious (ca. 80 Ma).
These magmatic effects were produced by the reactivation of the
old basement fracture between the Guaporé Craton and the
Arequipa-Huarina Massif. The position of this shear zone would
relate to the current aligment of the Cordillera Real (CRFZ). Due
to the compressive action, a vertical subduction zone was formed
(Dorbath et al., 1993; Martínez et al., 1996; Dorbath et al., in print)
in which the craton subducts underneath the northern Altiplano
massif. In hercynic times, it also acted as a compressive pull-apart
zone.
With the earliest Aluk , and later the Farallón plates collision, the
first volcanic arcs were formed. Starting in the Jurassic, the
sequences become continental, backarc basins with alluvial,
aeolian, fluvial and lagoon plains. During the Mesozoic, the
volcanic arc supplies lava, ashes and other materials that interbed
in the clastic sequences. Sea transgression (Miraflores Formation)
interrupt the continental deposit.
Coincidentally, the lastest date shows that the most important stage
of the Andean folding (Andean II) ocurrred approximately between
26 and 30 Ma [Late Oligocene – Early Miocene] (Sempere et al.,
1990; Hérail et al., 1994). This action is linked to the Pacific
plate´s activity.
The collision and subduction of the Nazca Plate caused a constant
deformation that formed the great volcanic arc along South
America’s Pacific shoreline, compressing and folding all the prior
sequences, as well as producing an important shortening of the
Andes, the formation of backarc, piggy back, and other basins in
the High Plateau and in the western sector of the Eastern Range.
This action formed east-verging structures.
The Arequipa-Huarina Massif, in turn, was thrusted over the
Guaporé Craton, forming west-verging structures by the action of
the “Cordillera Real Fault Zone” (Dorbath et al., 1993; Dorbath et
al., in print), on the eastern part of the Eastern Cordillera, Sub
Andean and Plain.
According to Tawackoli et al. (1996), the first important deformation
in the southern Eastern Cordillera occured during the Lower
Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover.
The Neogene basin started with a major tectonic pulse around 22
7

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva
tiene distintas edades. En Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y
en Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.
and 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation has
various ages. At Nazareno, ages dating back to 22 to 12 Ma were
recorded, and at Tupiza-Estarca, activity started around 17 Ma.
Fig. 1.5 Correlación estratigráfica simplificada del Ciclo Andino II (Oligoceno superior – Reciente)
Simplified stratigraphic correlation of Andean II Cycle (Upper Oligocene – Recent)
Provincias Geológicas
El territorio de Bolivia, y coincidiendo aproximadamente con las
regiones morfológicas, se dividió en las siguientes provincias:
Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental, Sierras
Subandinas, Llanura Chaco-Beniana y Escudo Brasileño.
En los capítulos siguientes no se seguirá estrictamente el
ordenamiento tradicional por provincias. Por el contrario, y con el
objeto de no repetir descripciones estratigráficas, ambientales y
tectónicas se considerarán solo seis capítulos ordenados de la forma
siguiente:
?? Altiplano (incluye de Faja Volcánica o Cordillera Occidental).
?? Cordillera Oriental (incluye el denominado Interandino).
?? Sierras Subandinas (incluye la Llanura Chaqueña).
?? Llanura Beniana (incluye la Llanura Madre de Dios).
?? Llanura Chapare – Boomerang.
?? Cratón de Guaporé.
Geological Provinces
Concurring approximately with the morphological regions, the
Bolivian territory was divided in the following units: Western
Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean Ranges,
Chaco-Beni Plains, and Brazilian Shield.
In the following chapters, the traditional order by provinces will
not be followed strictly. On the contrary, and with the purpose of
avoiding repetitions in stratigraphic, environmental and tectonic
descriptions, only six chapters, arranged in the following order,
will be considered:
?? Altiplano (including de Volcanic Belt or Western Cordillera).
?? Eastern Cordillera (including the so called Interandean).
?? Subandean Ranges (including the Chaco Plain).
?? Beni Plain (including the Madre de Dios Plain).
?? Chapare-Boomerang Plain.
?? Guaporé Craton.
8

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
7
0
50 100 150 200
Kms
Alto Madidi
8
6
9
3
1
Nort
e
2
3b
4
4a
5
3a
Centro
Sur
Fig. 1.6 Provincias Geológicas de Bolivia (según YPFB)
1. Cordillera Occidental; 2. Altiplano; 3. Cordillera Oriental: 3a Faja Plegada de Huarina, 3b Inteandino;
4. Subandino, 4a Pie de monte; 5. Llanura del Chaco; 6. Llanura del Beni; 7. Cuenca del Madre de Dios; 8. Plataforma Mojeño-Chiquitana;
9. Cratón del Guaporé.
Geological Provinces of Bolivia (after YPFB): 1. Western Cordillera; 2. Altiplano; Eastern Cordillera, 3a Huarina Folded Belt, 3b
Interandean;4. Subandean, 4a Piedmont; 5. Chaco Plain; 6. Beni Plain; 7. Madre de Dios Basin; 8 Mojeño-Chiquitana Platform; 9.
Guaporé Craton
9

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Agradecimientos
El editor-autor del presente compendio agradece muy sinceramente
a los colegas Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller
Veramendi, Heberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjat,
Carlos Oviedo Gómez Sohrab Tawackoli y Margarita Toro de
Vargas, por sus observaciones, correcciones y lectura crítica del
manuscrito. Especial agradecimiento a María Julia Lanza por el
trabajo de traducción al inglés.
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sedimentario.- Actas VIII Congreso Latinoamericano de Geología
Acknowledgements
The author-editor of this compendium would like to express his
sincere thanks to his colleagues Claude Martínez, Enrique Díaz
Martínez, Jaime Oller Veramendi, Herberto Pérez Guarachi,
Alejandra Dalenz Farjart, Carlos Oviedo Gómez, Sohrab
Tawackoli and Margarita Toro de Vargas, for their remarks,
corrections and critical reading of the manuscript. Special thanks to
María Julia Lanza for the english translation work.
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11

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
JURASICO INF.
TIQUINA
CICLO SUBANDINO
TRIASICO
PERMICO
CARBONIFERO
SUPERIOR
CARBONIFERO
MEDIO
BOPI
COPACABANA
GRUPO TITICACA
CHUTANI
MBRO. SAN PABLO
MBRO. COLLASUYO
COPACABANA
YAURICHAMBI
COPACABANA
GRUPO CUEVO
GRUPO
MANDIYUTI
GRUPO
MACHARETI
CICLO CORDILLERANO
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
SERPUKHOVIANO
FAMENIANO GRUPO RETAMA GRUPO AMBO SAIPURU
FRASNIANO
GIVETIANO
EIFELIANO
EMSIANO
PRAGIANO
LOCHKOVIANO
PRIDOLIANO
LUDLOVIANO
WENLOCKIANO MED
WENLOCKIANO INF
LLANDOVERIANO
ASHGILLIANO SUP.
TOMACHI
TEQUEJE
RIO CARRASCO
COLLPACUCHO
SICASICA
BELEN
VILA VILA
CATAVI
UNCIA
LLALLAGUA
HUANUNI
CANCAÑIRI
IQUIRI
LOS MONOS
HUAMAMPAMPA
ICLA
SANTA ROSA
TARABUCO
KIRUSILLAS
CANCAÑIRI
CALIZA SACTA
FAJA BOOMERANG
ROBORE
LIMONCITO
ROBORE
EL CARMEN
?
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO
NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
NORTE
SUR
NORTE
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
SUR
CICLO TACSARIANO
AHSGILLIANO INF.
CARADOCIANO
TARENE
ENADERE
TOKOCHI
AMUTARA
TAPIAL A & B
KOLLPANI
ANGOSTO
MARQUINA
SAN BENITO
ANZALDO
LLANVIRNIANO ? COROICO CAPINOTA
ARENIGIANO
TREMADOCIANO
CAMBRICO
SUPERIOR
PIRCANCHA / SELLA
AGUA Y TORO
OBISPO
CIENEGUILLAS
ISCAYACHI
SAMA
TOROHUAYCO
CAMACHO
Fig. 1.7 Subdivisión en Dominios Tectono-Estratigráficos para los ciclos Tacsariano, Cordillerano y Subandino
12

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 2
(FAJA VOLCANICA Y ALTIPLANO)
(VOLCANIC BELT AND ALTIPLANO)
Introducción
En este capítulo se desarrolla de forma conjunta la denominada
Cordillera Occidental o Faja Volcánica Occidental, y el Altiplano.
Este agrupamiento se hace considerando que ambas regiones
pueden recibir un mismo tratamiento. Sin embargo en el texto, se
diferencian estas dos áreas como Altiplano Occidental y
Altiplano Oriental.
En el trabajo se divide el Altiplano en las tres regiones geográficas
en las que tradicionalmente es separado: Altiplano Norte,
Altiplano Centro y Altiplano Sur (Fig. 1.6), y en cada uno de
estos subcapítulos se desarrolla una síntesis estratigráfica de forma
independiente, siguiendo un ordenamiento cronológico por ciclos
tectosedimentarios.
El Altiplano es una extensa cuenca intramontana de aproximadamente
110.000 km 2 , formada en el Cenozoico, a partir del
comienzo del levantamiento de la Cordillera Oriental.
En general, en el Altiplano existe un control estructural sobre el
relieve, ya que los anticlinales se encuentran formando serranías y
los sinclinales concuerdan con valles y zonas topográficamente
bajas. Gran parte del Altiplano forma extensas superficies
niveladas, cubiertas por depósitos lagunares, glaciales y aluviales
recientes, situadas entre 3.600 y 4.100 metros sobre el nivel del
mar. Esta meseta se halla interrumpida por serranías aisladas,
cuyas alturas varían entre 4.000 y 5.350 m.s.n.m.
Desde el punto de vista geomorfológico, representa una extensa
depresión interandina de relleno, controlada tectónicamente por
bloques hundidos y elevados, tanto transversal como longitudinalmente,
con una evolución compleja y un fuerte reajuste
morfogenético andino (Araníbar, 1984). La región posee una red de
drenaje endorreica, con extensos salares como el de Uyuni y
Coipasa al sur, y grandes lagos como el Titicaca y Poopó al norte.
El clima es árido hacia el sur y semiárido hacia el norte.
La formación del Altiplano se inicia en el Paleoceno-Eoceno con el
sobrecorrimiento del Macizo de Arequipa-Huarina sobre el Cratón
de Guaporé, por medio de la sutura intracratónica ubicada debajo
de la Cordillera Real, y reflejada en superficie en la Zona de Fallas
de la Cordillera Real (Martínez et al., 1996). Este sobrecorrimiento
Introduction
The so-called Western Cordillera or Western Volcanic Belt, and
the Altiplano are discussed jointly in this chapter. This association
is made taking into consideration that both regions could be treated
similarly. In the text, however, these two areas are distinguished as
Western Altiplano and Eastern Altiplano.
This paper divides the Altiplano in the three geographical regions
in which it is traditionally done: the North Altiplano, the Central
Altiplano and the South Altiplano (Fig. 1.6), and each of the
subchapters will contain an independent stratigraphic synthesis
following a chronological order by tecto-sedimentary cycles.
The Altiplano is an extensive intramontane basin of approximately
110,000 km 2 , formed during the Cenozoic, starting with the
beginning of the uplifting of the Eastern Cordillera.
Generally speaking, in the Altiplano there is a structural control
over the relief, since the anticlines form mountain ranges and the
synclines conform with the valleys and topographically low areas.
A major part of the Altiplano forms extensive levelled surfaces,
covered by recent lagoon, glaciar and alluvial deposits, located
between 3,600 and 4,100 meters above sea level. This plateau is
interrupted by isolated ranges with elevations ranging between
4,000 and 5,350 masl.
From the morphological point of view, it is an extensive
interandean infill sag, controlled tectonically by both sidewise and
lengthwise sinking and elevated blocks, with a complex evolution
and a strong Andean morphogenetic readjustment (Aranibar, 1984).
The region has a endorreic drainage network, with extensive
salinas such as the Uyuni and Coipasa salars to the South, and great
lakes, such as the Titicaca and Poopó Lakes to the North. In the
South, the climate is dry, and semi-dry in the North.
The formation of the Altiplano started during the Paleocene-
Eocene with the thrust of Arequipa-Huarina Massif over the
Guaporé Craton, through a intercratonic suture located beneath the
Cordillera Real, and reflected at the surface on Cordillera Real
Fault Zone (Martínez et al., 1996). This overthrust originated the
13

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
originó el acortamiento progresivo de las cuencas altiplánicas. El
acortamiento fue aparentemente continuo, sin etapas intermedias de
distensión. Los grandes eventos Incaico, Quechua, y otros,
solamente son el reflejo de etapas de máxima compresión
(Martínez et al., 1996).
El Precámbrico y Paleozoico actúan como un basamento sísmico
fácilmente interpretable sin lograr su diferenciación por sistemas.
La cobertura del basamento está conformada por rocas del
Cretácico, Paleógeno y Neógeno, a su vez afectada por pliegues y
fallas, que en varios sectores del Altiplano pueden ser excelentes
trampas petrolíferas (Araníbar et al., 1995).
progressive shortening of the Altiplano’s basins. Apparently, it was
an on-going shortening without intermediate distension stages. The
Incaic, Quechua and other great events are only the reflection of
stages of maximum contraction (Martínez et al., 1996).
The Precambrian and Paleozoic act as a seismic basement that can
be easily interpreted without achieving a system differentation.
The basement’s cover is made up by Cretaceous, Paleogene and
Neogene rocks, and affected in turn by folds and faults, which, in
several sectors of the Altiplano, could be excellente oil traps
(Aranibar et al., 1995).
En el sector norte, la falla San Andrés marca aproximadamente el
límite entre el Altiplano Oriental y el Occidental. Al este, el
contacto con la Cordillera Oriental está dado por la falla Coniri
(Hérail et al., 1994).
Proterozoico
Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano Norte,
equivalentes a los eventos del Ciclo Sunsás del Cratón de Guaporé,
corresponden a los metagranitos del basamento perforado por el
pozo de San Andrés. La perforación exploratoria realizada por la
compañía Superior Oil en el pozo San Andrés de Machaca (SAS-
2), 50 km al sur del Lago Titicaca, perforó este basamento a una
profundidad de 2.745 a 2.814 m. Este cuerpo forma parte del
Macizo de Arequipa-Huarina, el cual constituye el basamento
cristalino de la franja occidental de los Andes Centrales. La edad
asignada (1050 ± 100 Ma por Rb-Sr), sería equivalente a la
orogenia sunsasiana del oriente boliviano. Se estableció además
que estas rocas fueron afectadas por un evento metamórfico
posterior (530 ± 30 Ma), equivalente a la orogenia brasiliana
(Lehmann, 1978).
Otro grupo de afloramientos en el Altiplano, cuya edad y génesis
aún no ha sido definida con certeza, corresponde a los afloramientos
del Cerro Chilla, ubicado al sur del Lago Titicaca. Estas
rocas están constituidas por una diversidad de litologías que
indican depósitos marinos profundos como turbiditas, lavas
almohadilladas de composición basáltica, flujos de detrito, y otras.
Según GEOBOL (1995: Hoja Jesús de Machaca) el Complejo
Chilla está conformado por cuarcitas y pizarras, así como por
arcosas, lutitas, lavas basálticas, y sills doleríticos. Estas rocas
fueron descritas por vez primera por Cherroni (1973), y desde esa
fecha les han sido atribuidas diferentes edades (Proterozoico,
Paleozoico, Jurásico, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al, 1997 y otros
les atribuyen una edad Vendiano terminal a Cámbrico inferior. Sin
embargo, Díaz-Martínez (1996) sugiere una edad ordovícica para
esta secuencia.
Probablemente, las rocas proterozoicas estuvieron aflorando en el
borde occidental del Altiplano durante el Mioceno y el Plioceno.
Remanentes de esas rocas están ahora conservadas en los depósitos
neógenos, como clastos dentro de las formaciones Azurita, Mauri y
Pérez.
In the northern sector, the San Andrés Fault approximately marks
the limit between the Eastern and Western Altiplano. To the East,
the Coniri fault determines the contact with the Eastern Cordillera
(Hérail et al., 1994).
Proterozoic
Equivalent to the events of the Sunsás Cycle in the Guaporé
Craton, the oldest rocks described in the North Altiplano are
metagranites of the basement drilled by the San Andrés well. The
exploratory drilling carried out by the Superior Oil Company at the
San Andrés of Machaca well (SAS-2), 50 km south of Lake
Titicaca, bored this basement at a depth between 2,745 and 2,814
m. This body is part of the Arequipa-Huarina Massif that makes up
the crystalline basement of the western strip of the central Andes.
The age assigned (1050 ± 100 Ma by Rb-Sr) would be equal to the
Sunsás orogeny of Eastern Bolivia. It was established as well that
these rocks were affected by a later metamorphic event (530 ± 30
Ma), equivalent to the Brazilian orogeny (Lehmann, 1978).
Another group of outcrops in the Altiplano, the age and genesis of
which has not yet been defined with certainty, refers to the Cerro
Chilla outcrops, located south of Lake Titicaca. These rocks are
made up by a diversity of lithologies that indicate deep marine
deposits, such as turbidites, basaltic pillow lavas, detritus flows,
and others. According to GEOBOL (1995: Jesús de Machaca
Sheet), the Chilla Complex is made up by quartzites and slates, as
well as by arkoses, shale, basaltic lavas and doleritic sills. These
rocks were first described by Cherroni (1973), and have, ever since,
been ascribed different ages (Proterozoic, Paleozoic, Jurassic, etc.).
Oller, 1996; Araníbar et al., 1997 and others ascribe them a Late
Vendian to Lower Cambrian age. However, Díaz-Martínez (1996)
suggests a Ordovician age for this sequence.
The Proterozoic rocks probably outcropped on the western border
of the Altiplano during the Miocene and Pliocene. Remnants of
these rocks are now kept in Neogene deposits, such as boulders
within the Azurita, Mauri and Pérez formations.
14

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Tacsariano
No se han descrito afloramientos ordovícicos en el sector norte del
Altiplano boliviano, no obstante son frecuentes en territorio
peruano al noroeste del Lago Titicaca. Sin embargo, como se
indica en el acápite anterior, no se debe descartar la posibilidad de
que los afloramientos del Cerro Chilla, Jesús de Machaca y
Caquiaviri, considerados a la fecha como precámbricos, correspondan
al Ordovícico (Díaz-Martínez, 1996).
En el pozo Santa Lucía-X1, por debajo de una cubierta cenozoicacretácica
de 1900 m, fueron recolectadas muestras de lutitas con
graptolites llanvirniano-caradocianos (Dalenz, 1996). Las rocas
ordovícicas del pozo Santa Lucía están sobremaduradas, y
presentan intercalaciones de lava intruídas en forma de sills.
En el pozo Toledo-X1, por debajo de las rocas de la Formación
Tiahuanacu, se reportaron sedimentos tacsarianos a partir de los
3760 m de profundidad. Estas rocas contienen una asociación de
palinomorfos del Ordovícico superior, representados por
Vellosacapsula setosapellicula cuyo rango conocido es
Caradociano - Ashgilliano superior (Exxon, 1995).
Ciclo Cordillerano
No han sido citados sedimentos de la Formación Cancañiri en el
Altiplano Norte. La secuencia del Ciclo Cordillerano se inicia en
esta área con algunos afloramientos de areniscas turbidíticas de la
Formación Llallagua (Koeberling, 1919), de posible edad
wenlockiana.
En el subsuelo de este sector se reportaron rocas silúricas y
devónicas, o sólo devónicas como por ejemplo en el pozo La Joya
(Formación Belén).
Ciclo Andino
En este compendio se tomarán en cuenta dos subdivisiones para el
Ciclo Andino. El Ciclo Andino I, que comprende a los sedimentos
depositados entre el Jurásico y el Oligoceno inferior, considerando
por lo tanto a las formaciones Chaunaca, El Molino, Santa Lucía y
Tiahuanacu del sector oriental, y Berenguela del Altiplano Occidental.
El Ciclo Andino II, se inicia en el Oligoceno superior-
Mioceno inferior y continúa hasta el Reciente. Están incluidos en
este segundo ciclo las formaciones Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri,
Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala y Ulloma del
sector oriental, y la secuencia del Altiplano Occidental: Mauri
inferior, Mauri superior, Abaroa, Cerke, Pérez y Charaña.
Los movimientos producidos entre estos dos ciclos corresponden a
la Fase Incaica que representa solamente un momento paroxismal
de las fuerzas compresivas que produjeron el acortamiento andino.
Ciclo Andino I
La unidad más antigua de este ciclo corresponde a la Formación
Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en un ambiente
continental con influencia marina de plataforma somera. La unidad
Tacsarian Cycle
No ordovician outcrops have been described in the northern sector
of the Bolivian Altiplano; however, such outcrops are common in
Peruvian territory, northeast of Lake Titicaca. Nonetheless, as
mentioned in the paragraph above, the possibility of the Cerro
Chilla, Jesús de Machaca and Caquiaviri outcrops, which are
currently considered as Precambrian, actually relating to the
Ordovician, cannot be dismissed (Díaz-Martínez, 1996).
At the Santa Lucía-X1 well, beneath a Cenozoic-Cretaceous cover
of 1900 m, lutite samples with Llanvirnian-Caradocian graptolites
were collected (Dalenz, 1996). The Ordovician rocks at Santa
Lucía well are overaged and display lava interbedding intruded as
sills.
At the Toledo-X1 well, beneath the Tiahuanacu Formation rocks,
Tacsarian sediments starting at a depth of 3760 m were reported.
These rocks contain an association of Upper Ordovician
palynomorphs, represented by Vellosacapsula setosapellicula, the
known range of which is Caradocian – Upper Ashgillian (Exxon,
1995).
Cordilleran Cycle
No Cancañiri Formation sediments have been quoted on the North
Altiplano. In this area, the Cordilleran Cycle sequence starts with
some turbiditic sandstone outcrops of the Llallagua Formation
(Koeberling, 1919), possible of wenlockian age.
In this sector’s subsurface, Silurian and Devonian, or only Devonian
rocks have been reported, such as those at the La Joya welll
for instance (Belén Formation).
Andean Cycle
This compendium will consider two subdivisions for the Andean
Cycle. The Andean I Cycle, consisting of the sediments deposited
between the Jurásico and the Lower Oligocene, thus including the
Chaunaca, El Molino, Santa Lucía and Tiahuanacu formations in
the eastern sector, and the Berenguela formation in the western
Altiplano. The Andean II Cycle starts in the Upper Oligocene-
Lower Miocene and continues up to the Recent. This second cycle
includes the Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco,
San Andrés, Pomata, Umala and Ulloma formations, in the western
sector, and the western Altiplano sequence: lower Mauri, Upper
Mauri, Abaroa, Cerke, Pérez and Charaña.
The movements produced between these two cycles relate to the
Incaic Phase, representing only a paroxysmal moment of the
compressive forces that produced the Andean shortening.
Andean I Cycle
The oldest unit in this cycle pertains to the Chaunaca Formation
(Lohmann & Branisa, 1962), deposited in a continental environment
with shallow platform marine influence. The unit is made up
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
está constituida por limolitas y lutitas lacustres, intercaladas con
delgadas capas de calizas. La secuencia es fosilífera, en ella se
encontraron ostrácodos, conchostracos y pelecípodos como
Brachidontes aff. fulpensis y restos de peces. Esta fauna indica una
edad cretácica superior (Santoniano-Campaniano).
A fines del Cretácico, durante el Maastrichtiano se deposita en la
misma cuenca de trasarco la Formación El Molino (Lohmann &
Branisa, 1962), constituida en la base por areniscas, y luego por
calizas, margas gris verdosas, areniscas calcáreas. Estas rocas
fueron depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada
proximal, lagunar y costero, con influencia marina. Esta unidad es
muy fosilífera, están presentes algas estromatolíticas (Pucalithus),
moluscos, y sobre todo es remarcable la abundancia de restos de
peces fósiles y huesos de reptiles.
Durante el Paleógeno en el Altiplano Norte se deposita la
Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En
Andamarca y San Pedro de Huaylloco (Jarandilla, 1988), la base se
halla compuesta por areniscas conglomerádicas, que pasan a
margas multicolores, limolitas y arcillas. Esta secuencia se depositó
en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en
facies de llanura de inundación) y lagunas someras.
En la Hacienda Azafranal el pase de la Formación Santa Lucía a la
Formación Tiahuanacu es aparentemente transicional. Sin
embargo, en la mayoría de las localidades esta relación es
discordante sobre las rocas precedentes, especialmente cretácicas.
by silt and lacustrine shale, interbedded with thin limestone layers.
It is fossiliferous sequence where ostracodes, chonchostraca and
pelecipods such as Brachidontes aff. fulpensis and fish remanents
have been found. This fauna indicates a Upper Cretaceous age
(Santonian-Campanian).
At the end of the Cretaceous, during the Maastrichtian, the El
Molino Formation deposited in the same backarc basin (Lohmann
& Branisa, 1962). At its base, this formation is made up by
sandstones, and then by limestones, greenish gray marl, and
calcareous sandstones. These rocks were deposited in a proximal,
lagoon and coastal carbonated platform environment with marine
influence. This unit is very fossiliferous, displaying stromatolitic
algae (Pucalithus), molluscs, and above all, the abundance of fossil
fish remanents and reptilian bones is remarkable.
During the Paleogene, the Santa Lucía Formation deposited in the
North Altiplano (Lohmann & Branisa, 1962). At Andamarca and
San Pedro de Huaycollo (Jarandilla, 1988), the base is made up by
conglomerate sandstones changing to multicolor marls, silts and
clays. This sequence deposited in a fluvial-type and shallow
lagoons continental environment (meandering rivers in a flood
plain facies).
At Hacienda Azafranal, the passing from the Santa Lucía
Formation to the Tiahuanacu Formation is apparently transitional.
Nontheless, in the majority of the locations, there is an
unconforming relationship to the preceding rocks, particularly the
Cretaceous ones.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Aproximadamente en esta época se formaron capas de yeso y
arcilitas yesíferas varicolores de la Formación Jalluma (Ascarrunz
et al., 1967), que en opinión de García-Duarte & García (1995)
ascendieron como diapiros durante el Eoceno-Mioceno, siguiendo
lineamientos que reflejan antiguas fallas normales como resultado
de la presión litostática y esfuerzos compresivos contemporáneos.
A partir de la Formación Tiahuanacu (Ascarrunz, 1963),
depositada durante el Eoceno, el área de relleno cambia a una
cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, en la que se forma una
llanura fluvial rellena por una potente secuencia de más de 3.000 m
de espesor de areniscas, limolitas y arcilitas rojizas, en las que
intercalan delgados lentes conglomerádicos con restos
carbonizados y cupritizados de plantas fósiles (Cherroni, 1974).
Hacia el tope de la secuencia se depositan horizontes volcánicos.
Estas rocas fueron depositadas durante el Eoceno y el Oligoceno
inferior. Swanson et al. (1987) obtuvieron de las areniscas
volcánicas de la parte alta de esta unidad edades de 29.2 ± 0.8 y
29.6 ± 0.8 Ma (Oligoceno inferior alto).
Un equivalente lateral de la Formación Tiahuanacu es la Formación
Ballivián (Ascarrunz et al., 1967), depositada en una planicie
fluvio-lacustre. La unidad está compuesta por 500 m de arcilitas
varicoloreadas, intercaladas con areniscas y arcilitas yesíferas gris
verdosas. Le suprayacen en discordancia las formaciones Coniri y
Kollu Kollu.
Formando farellones escarpados se presentan en la zona occidental
del Altiplano (área de Charaña) los sedimentos más antiguos de la
región. Corresponden a la Formación Berenguela (Sirvas, 1964;
Sirvas & Torres, 1966), y están constituidos por aproximadamente
200 m de areniscas conglomerádicas, areniscas arcósicas
compactas, grano- crecientes, de color rojo amarillento, que luego
van adquiriendo una tonalidad más roja hasta llegar al tope, donde
forman una costra dura, formada por areniscas cuarcíticas. La edad
está inferida por dataciones efectuadas por Evernden et al. (1966)
en un horizonte arenoso con glauconita de la parte inferior de la
Formación San Andrés, datada en 38 Ma (Eoceno superior)
Ciclo Andino II
Este ciclo se inicia en el límite Oligoceno medio-superior que
continúa hasta el Pleistoceno. En el Altiplano septentrional se
consideran tres secuencias, la primera ubicada al oeste de la falla
de San Andrés, la segunda entre las fallas San Andrés y Coniri, y la
tercera al este de la falla Coniri.
En el sector central y oriental del Altiplano septentrional, el Ciclo
Andino II se inicia con el Grupo Corocoro (Ahlfeld, 1946). Este
autor reconocía en el “Sistema de Corocoro” cuatro unidades que
incluyen a las “areniscas de Coniri” (Formación Coniri), “estratos
de Ramos” (Formación Kollu Kollu), y otras unidades de lutitas,
areniscas y tobas (formaciones Caquiaviri y Rosapata)
La Formación Coniri (Douglas, 1914), corresponde a una
secuencia continental aluvial y fluvial depositada en una cuenca de
antepaís de la Cordillera Oriental. Según Labrousse & Soria
(1987), la Formación Coniri está compuesta por dos unidades: la
The Jalluma Formation’s gypsum layers and gypseous claystones
of various colors formed approximately in this age (Ascarrunz et
al., 1967), which, in the opinion of García-Duarte & García (1995),
climbed up as diapirs during the Eocene-Miocene, following
lineaments reflecting old normal faults as a result of the lithostatic
pressure and contemporary compressive stress.
Starting at the Tiahuanacu Formation (Ascarrunz, 1963), which
deposited during the Eocene, the infill area changes to a foreland
basin of the Eastern Cordillera, where a fluvial plain forms, filled
by a powerful sequence more than 3000 m thick of sandstones,
silts, and reddish claystones, interbedded with thin conglomeradic
lenses with carbonized and cupriticized remanents of fossil plants
(Cherroni, 1974). Volcanic horizons deposited towards the top of
the sequence. These rocks deposited during the Eocene and Lower
Oligocene. Swanson et al. (1987) obtained ages of 29.2 ± 0.8 and
29.6 ± 0.8 Ma (high Lower Oligocene) for the volcanic sandstones
in this unit’s high levels.
A lateral equivalent of the Tiahuanacu Formation is the Ballivián
Formation (Ascarrunz, 1967), which deposited in a fluviallacustrine
plain. This unit is made up by 500 m of varicolored
arcillites, interbedded with sandstones and greenish gray gypseous
claystones. Overlying in unconformity are the Coniri and Kollu
Kollu formations.
In the western area of the Altiplano (Charaña area), forming cliffs
are the region’s oldest sediments. They relate to the Berenguela
Formation (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), and are made up
by approximately 200 m of conglomeradic sanstones, upward
coarsening, yellowish red, compact arkosic sandstones, which later
on acquire a more reddish hue as they move to the top, where they
form a hard crust made up by quartzitic sandstones. The age is
inferred on the basis of datings performed by Evernden et al.
(1996) on a sandy horizon with glauconite from the lower part of
the San Andrés Formation, which is dated at 38 Ma (Upper
Eocene).
Andean II Cycle
This cycle starts on the Middle-Upper Oligocene limit, continuing
into the Pleistocene. Three sequences are considered in the
northern Altiplano: the first one is locates west of the San Andrés
Fault; the second one between the San Andrés and Coniri Faults;
and the third, east of the Coniri Fault.
In the central and eastern sectors of the North Altiplano, the
Andean II Cycle starts with the Corocoro Group (Ahlfeld, 1946).
This author recognized four units in the “Corocoro System”,
including the “Coniri sandstones” (Coniri Formation), the “Ramos
strata” (Kollu Kollu Formation), and other shale, sandstone, and
tuff units (Caquiaviri and Rosapata formations).
The Coniri Formation (Douglas, 1914) relates to a alluvial and
fluvial continental sequence deposited in a foreland basin of the
Eastern Cordillera. According to Labrousse & Soria (1987), the
Coniri Formation is made up by two units: the base relates to an
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
base corresponde a una sucesión de abanico aluvial pasando hacia
el tope a un régimen de sistema fluvial proximal. En la parte
superior se observan numerosos rodados de granitos precámbricos,
y está recubierta por un pequeño nivel de toba. La unidad superior
está compuesta por lo menos por cuatro secuencias de abanicos
aluviales con rodados, en la base de calcáreos pérmicos y en el tope
de arenas verdes paleozoicas. Es posible también diferenciar por
encima una tercera unidad conglomerádica, con rodados calcáreos.
De forma concordante sobre la Formación Coniri, o discordante a
las formaciones Tiahuanacu y Ballivián del Ciclo Andino I, se
asienta la Formación Kollu Kollu (Requena et al., 1963), que en
algunas localidades supera los 2.000 m de espesor. Esta unidad está
constituida predominantemente por arcillas de color rojizo,
intercaladas por niveles de areniscas conglomerádicas, y
conglomerados, que rellenan planicies aluviales y fluviales. En los
niveles conglomerádicos se encuentran clastos de areniscas,
cuarcitas, calizas, y con menos frecuencia lavas y granitos.
Swanson et al. (1987) obtuvieron edades de 16,6 ± 0,4 y 18,4 ± 0,5
Ma de una toba retrabajada ubicada en la base de esta formación.
En la misma época intruyeron los complejos de pórfidos
andesíticos, dacíticos y riolíticos de Comanche-Mariquiri, y los
stocks porfiríticos dacíticos y riolíticos del Cerro Letanías-Cerro
Lacahua (Pérez-Guarachi et al., 1995). Una muestra de un pórfido
dacítico del Cerro Quimsa Chata fue datado en 13,4 ± 0,5 Ma
(Redwood & McIntyre, 1989).
Discordante por encima de las sedimentitas de la Formación Kollu-
Kollu, y con niveles de paleosuelos intermedios (horizonte ferruginoso),
se disponen areniscas, areniscas arcósicas, arcilitas, yeso
estratificado y conglomerados de la Formación Caquiaviri
(Ascarrunz et al., 1967), que representa a una secuencia fluvial y
lacustre, con influencia volcánica, depositada en una cuenca de
trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. En algunas capas de
areniscas y arcosas se recolectaron restos de plantas fósiles que
fueron estudiadas por Singewald & Berry (1922). Swanson et al.
(1987) dataron un bloque de lava dacítica encontrada en la base de
esta formación en 14,2 ± 0,4 Ma (Mioceno medio). Esta unidad
concluye con la Toba Ulloma (9,1 Ma, Everden et al., 1977), que
se constituye en un nivel guía de correlación en el Altiplano Norte.
Por encima de la Toba Ulloma se encuentra la Formación
Rosapata (Cherroni et al., 1969), que está constituida por areniscas
arcósicas y arcilitas de color pardo claro a rojizo, y arcilitas
yesíferas. Esta secuencia fue depositada en la llanura fluvial y
lacustre de la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. En las
areniscas es frecuente encontrar restos de troncos en proceso de
fosilización (Cherroni, 1974). La Toba Callapa (7,47 Ma,
Everden et al.,1977) se encuentra dentro de esta formación.
La Formación Pomata (Geobol, 1965) sobreyace en discordancia a
la Formación Rosapata. Está constituida por conglomerados y
areniscas conglomerádicas con clastos de rocas volcánicas. Fue
depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental, en una llanura aluvial y fluvial. Esta unidad está presente
tanto en el Altiplano norte como central, y es correlacionada con la
Formación Crucero.
alluvial fan succession changing towards the top to a proximal
fluvian system regime. There is a number of Precambrian granite
boulders on the upper part, which is covered by a small tuff level.
The upper unit is made up by at least four alluvian fan sequences
with boulders; at the base, by Permian limestones, and at the top by
Paleozoic green sands. It is also possible to distinguish up above, a
third conglomeradic unit with calcareous boulders.
The Kollu Kollu Formation (Requena et al., 1963) settles in
conformity over the Coniri Formation, or in unconformity with the
Tiahuanacu and Ballivián formations of the Andean I Cycle, which,
in some localities exceeds a thickness of 2,000 m. This unit is
mostly made up by reddish clays interbedded with levels of
conglomeradic sandstones, and conglomerates that fill alluvial and
fluvial plains. At the conglomeradic levels, there are sandstone,
quartzite, and limestone clasts, and less frequently, lavas and
granites. Swanson et al. (1987) obtained ages of 16.6 ± 0.4 y 18.4
± 0.5 Ma from an overworked tuff at this formation’s base.
The andesitic, dacitic and rhyolitic porphyry complexes of
Comanche-Mariquiri, and de porphyritic, dacitic and rhyolitic
stocks of Cerro Letanías-Cerro Lacahua intruded during this same
time (Pérez-Guarachi et al., 1995). A dacitic porphyry sample of
Cerro Quimsa Chata was dated at 13.4 ± 0.5 Ma (Redwood &
McIntyre, 1989).
Over the sedimentites of the Kollu Kollu Formation, lie
inconformingly the sandstones, arkosic sandstones, bedded gypsum
claystones, and conglomerates of the Caquiaviri Formation
(Ascarrunz et al., 1967), which represents a volcanic-influenced,
fluvial and lacustrine sequence deposited in a backarc and foreland
basin of the Eastern Cordillera. On some of the sandstone and
arkose layers, remanents of fossil plants were collected, and then
studied by Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987)
established the date of a dacitic lava block found at the base of
this formation at 14.2 ± 0.4 Ma (Middle Miocene). This unit ends
with the Ulloma Tuff (9.1 Ma, Everden et al., 1977), which
becomes a correlation guide level in the North Altiplano.
Over the Ulloma Tuff is the Rosapata Formation (Cherroni et al.,
1969), which is made up by arkosic sandstones, light brown to
reddish claystones, and gypseous claystones. This sequence was
deposited in a fluvial lacustrine plain of the Eastern Cordillera
foreland basin. Remanents of trunks in process of fossilization can
frequently be found in the sandstones (Cherroni, 1974). The
Callapa Tuff (7.47 Ma, Everden et al., 1977) is located within this
formation.
The Pomata Formation (Geobol, 1965) lies in unconformity over
the Rosapata Formation. It is made up by conglomerates and
conglomeradic sandstones with volcanic rock clasts. It deposited in
a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera, in an
alluvial and fluvial plain. This unit is present both in the North and
Central Altiplano, and is correlated to the Crucero Formation.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961) fue depositada
durante el Plioceno en una llanura aluvial y fluvial de una cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta constituida por areniscas
arcillosas intercaladas con lutitas. Están presentes también
areniscas conglomerádicas y abundantes niveles tobáceos. La
“Toba-76” constituye la base de la Formación Umala, tiene una
edad de 5,348 ± 0,003 Ma (Plioceno inferior). Los principales
vertebrados fósiles encontrados en la Formación Umala son
Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp.,
Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp.,
Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi,
Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium
saavedrai (Marshall et al., 1992).
Durante el Plioceno superior, y en discordancia sobre rocas
paleozoicas y oligo-miocenas, se depositaron más de 700 m de
rocas clásticas formadas por conglomerados polimícticos areniscas
y cenizas volcánicas de la Formación Topohoco (Ascarrunz et al.,
1967). Esta unidad fue depositada en una planicie aluvial con
marcada influencia fluvial. Los clastos de los conglomerados de
esta formación están constituidos por rocas paleozoicas, subvolcánicas
y lavas terciarias. Esta formación es equivalente de las
formaciones Pérez, del oeste, y Taraco, del Altiplano norte.
Por debajo de los depósitos pleistocenos fluvioglaciales y glaciales,
se encuentra un depósito de unos 500 m de potencia de sedimentos
plio-pleistocenos clásticos, poco consolidados, pertenecientes a la
Formación La Paz (Gregory, 1913). Estas rocas corresponden a
sedimentitas de origen fluvial y fluviolacustre. Debido a la fuerte
erosión y a la naturaleza de sus sedimentos se forman badlands y
pilares sedimentarios de hasta 20 m de altura (Valle de la Luna).
La formación está compuesta por arcillas, arenas y gravas, por lo
general mal seleccionadas, y en parte pobremente consolidadas por
cementación carbonática. La Formación La Paz yace en discordancia
sobre estratos devónicos, cretácicos y paleógenos. Por
encima de la toba Cota Cota y de la “Toba-76” (5,4 Ma) y por
debajo de las tufitas Chijini y Ayo Ayo (2,8 Ma). Se recolectaron
el mayor número de restos de mamíferos de esta formación:
Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf.
Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium
desaguaderoi y una posible nueva especie de Posnanskytherium
(Marshall et al., 1992). Según Thouveny & Servant (1989), el
estudio magnetoestratigráfico muestra que el depósito de las partes
inferior y media tuvo lugar durante la época Gauss (3,4 – 2,48 Ma).
Sobreyacen unos 6 a 8 m de sedimentos horizontales de edad
pleistocena pertenecientes a la Formación Ulloma (Ahlfeld, 1946),
que rellenan una llanura fluvial y lacustre, en la que es evidente la
influencia volcánica. Estas sedimentitas se depositaron en la cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental. La formación está constituida
por arenas con tobas, intercaladas por limos y gravas. Se considera
que estas rocas corresponden a sedimentitas depositas por el
antiguo Lago Ballivián. La lista completa de la fauna de vertebrados
del Pleistoceno superior, encontrada en estos sedimentos,
puede ser consultada en Marshall et al. (1992). Las principales
especies corresponden a Glyptodon sp., Megatherium cf.
americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense,
Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion)
bolivianum y Cuvieronius tarijensis.
The Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) was deposited
during the Pliocene, in a alluvial and fluvial plain of a foreland
basin in the Eastern Cordillera. It is made up by argillaceous
sandstones interbedded with shale. Conglomeradic sandstones and
abundant tuffaceous levels are also present. With an age of 5.348 ±
0.003 Ma (Lower Pliocene), “Tuff-76” makes up the base of the
Umala Formation. The main fossil vertebrate found in the Umala
Formation are Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus
bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp.,
Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus,
Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P.
vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).
During the Upper Pliocene, and in unconformity, more than 700 m
of clastic rocks formed by polymictic conglomerates, sandstones
and volcanic ashes of the Topohoco Formation deposited over the
Paleozoic and Oligo-Miocene rocks (Ascarrunz et al., 1967). This
unit was deposited in an alluvial plain with marked fluvial
influence. The conglomerate clasts in this formation are made up
by Paleozoic, sub volcanic rocks and tertiary lavas. This formation
is equivalent to the Pérez Formation, to the West, and the Taraco
Formation of the North Altiplano.
Beneath the fluvial-glaciar and glaciar Pleistocene deposits, there
is a deposit of somewhat consolidated clastic Plio-Pleistocene
sediments, of about 500 m of thickness, belonging to the La Paz
Formation (Gregory, 1913). These rocks relate to sedimentites of
fluvial and fluvial lacustrine origin. Due to the strong erosion and
the nature of its sediments, badlands and sedimentary pillars up to
20 m high were formed (Valle de la Luna). The formation is made
up by clays, sands and pebbles poorly selected, in general, and
poorly consolidated, in part, by carbonate cementation. The La Paz
Formation lies in unconformity over Devonian, Cretaceous and
Paleogene strata. Over the Cota Cota Tuff and “Tuff-76” (5.4 Ma),
and underneath the Chijini and Ayo Ayo tuffites (2.8 Ma), the
largest amount of this formation’s mammalians were collected:
Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf.
Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium
desaguaderoi, and likely a new species of Posnanskytherium
(Marshall et al., 1992). According to Thouveny & Servant (1989),
the magnetostratigraphic study shows that the deposit of the lower
and middle parts took place during the Gauss age (3.4 – 2.48 Ma).
Overlying are about 6 to 8 m of horizontal sediments of Pleistocene
age belonging to the Ulloma Formation (Ahlfeld, 1946), which fill
a fluvial and lacustrine plain with evident volcanic influence.
These sedimentites deposited in the foreland basin of the Eastern
Cordillera. The formation is made up tuff sands interbedded with
silt and gravel. These rocks are considered to relate to sedimentites
deposited by the former Lake Ballivián. The complete list of the
Upper Pleistocene vertebrate fauna found in these sediments can be
found in Marshal et al. (1992). The main species relate to
Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium
medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis,
Onohippidium (Parahipparion) bolivianum and Cuvieronius
tarijensis.
20

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Altiplano Occidental Norte
En el sector occidental del Altiplano, sobre la Formación
Berenguela del Oligoceno yace discordantemente la Formación
Mauri (Douglas, 1914), unidad volcanoclástica depositada en una
amplia planicie fluvial y lacustre en cuenca de trasarco. Esta
formación fue dividida en seis miembros (Sirvas & Torres, 1966), e
incluye esencialmente rocas volcánicas detríticas, intercaladas con
coladas volcánicas. Los niveles superiores de la Formación Mauri
proporcionaron una abundante fauna de vertebrados, entre los que
se incluyen marsupiales, edentados, gliptodontes y notoungulados
(Marshall et al., 1992). Las lavas de la parte inferior dieron edades
de alrededor de 25,6 Ma (Evernden et al., 1977), mientras que las
tufitas de la parte superior fueron fechadas con edades próximas a
los 10 Ma (Lavenu et al., 1989). Estos valores indican que esta
unidad se depositó entre el Oligoceno más alto y el Mioceno. La
secuencia Mauri-6 tiene una edad miocena media a superior. En la
zona central del Altiplano Norte, en la región de San Andrés, los 7
miembros de la Formación San Andrés corresponden a los 6
miembros de la Formación Mauri. Los principales vertebrados
fósiles encontrados en el Miembro-6 corresponden entre otros a
Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp.,
Plesiotypotherium achirense, P. majus y Hoffstetterius imperator.
La Formación Abaroa (Sirvas, 1964) está constituida por una
secuencia potente de coladas de lavas andesíticas oscuras
intercaladas con lahares, conglomerados volcanogénicos gruesos,
brechas de flujo de barro y, en menor proporción, areniscas de grano
medio a grueso de color marrón rojizo a azulado (Flores et al., 1994).
Esta unidad ocupa una posición estratigráfica igual al Miembro-5 de
la Formación Mauri. La datación efectuada en lavas de esta unidad
proporcionó edades que varían entre 13,5 Ma a 21,6 Ma (Lavenu et
al., 1989). Estas rocas se depositaron en la misma llanura aluvial y
fluvial que la Formación Mauri.
Discordante sobre la Formación Mauri, y cubierta por flujos
lávicos y depósitos piroclásticos de la formaciones Cerke y Pérez,
se desarrolla la Formación Huaricunca (Sirvas, 1964), que
representa una unidad volcánica depositada durante el Mioceno
superior en la llanura aluvial de una cuenca de intraarco y trasarco.
Esta unidad está constituida por tobas no soldadas de flujo de
composición riolítica; lavas dacíticas, domos intrusivos y diques
dacíticos. La datación de vidrio volcánico contenido en esta unidad
dio una edad de 7,23 ± 0,23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al.,
1994).
Sobre las unidades previas del Altiplano Occidental (Berenguela,
Mauri, Abaroa y las tobas Huaricunca), se asientan las coladas de
lava de la Formación Cerke (Sirvas, 1964) que está constituida por
una serie de flujos de lavas andesíticas emanadas por el volcán
Cerke. Esta formación es considerada de edad Mioceno superior –
Plioceno inferior. Una muestra de lava dio una edad de 7,6 Ma
(Lavenu et al., 1989).
Posteriormente, un magmatismo piroclástico de gran volumen
tomó lugar entre el Plioceno y el Cuaternario derramando extensos
depósitos de tobas de flujo que forman las amplias mesetas de la
parte sur. Estos depósitos corresponden a las formaciones Pérez y
Charaña, constituyéndose en los productos de la actividad
volcánica más joven del área (Flores et al., 1994).
Western North Altiplano
In the Altiplano’s western sector, over the Oligocene’s Berenguela
Formation lies unconformingly the Mauri Formation (Douglas,
1914). This volcanoclastic unit was deposited in a wide fluvial and
lacustrine plain in a backarc basin. The formation was divided in
six members (Sirvas & Torres, 1966), and includes esentially
detritic volcanic rocks, interbedded with volcanic flows. The Mauri
Formation’s upper levels provided plenty of vertebrate fauna,
including marsupials, edentates, gliptodonts and notoungulates
(Marshal et al., 1992). The age of the lower part lavas is around
25.6 Ma (Evernden et al., 1977), while the dates of the upper part
tuffs were established at close to 10 Ma (Lavenu et al., 1989).
These values indicate that this unit was deposited between the
Uppermost Oligocene and the Miocene. The Mauri-6 sequence has
a Middle to Upper Miocene age. In the central portion of the North
Altiplano, in the San Andrés region, the 7 members of the San
Andrés Formation relate to the 6 members of the Mauri Formation.
The main fossil vertebrates found at Member-6 relate to
Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp.,
Plesiotypotherium achirense, P. majus and Hoffstetterius
imperator, among others.
The Abaroa Formation (Sirvas, 1964) is made up by a powerful
sequence of dark andesitic lava flows interbedded with lahars,
coarse volcanogenic conglomerates, mud flow breccias, and in
lesser proportion, medium to coarse grained sandstones of reddish
brown to blueish color (Flores et al., 1994). Dating carried out on
this unit’s lavas gave ages ranging between 13.5 Ma and 21.6 Ma
(Lavenu et al., 1989). These rocks deposited in the same alluvial
and fluvial plain as the Mauri Formation.
Covered by lava flows and pyroclastic deposits of the the Cerke
and Pérez formations, the Huaricunca Formation (Sirvas 1964)
develops in unconformity over the Mauri Formation. This
formation represents a voclanic unit deposited during the Upper
Miocene in an alluvial plain of a intra- and backarc basin. This unit
is made up by unwelded flow tuffs on rhyolitic composition;
dacitic lavas, intrusive domes and dacitic dikes. The dating on the
volcanic glass contained by this unit gave an age of 7.23 ± 0.23 Ma
(Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).
Over the previous Western Altiplano units (Berenguela, Mauri,
Abaroa, and the Huaricunca tuffs) settle the lava flows of the
Cerke Formation (Sirvas, 1964). This formation is made up by a
series of andesitic lava flows that emanated from the Cerke
volcano. This formation is considered to be of Upper Miocene –
Lower Pliocene age. A lava sample gave an age of 7.6 Ma (Lavenu
et al., 1989).
Later on, a large piroclastic magmatism took place between the
Pliocene and the Quaternary, spilling extensive flow tuff deposits,
which make up the wide plateau in the southern part. These
deposits relate to the Pérez and Charaña formations, and are a
product of the youngest volcanic activity in the area (Flores et al.,
1994).
21

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Por encima del Miembro 6 de la Formación Mauri sobreyacen
discordantemente las ignimbritas del Plioceno superior de la
Formación Pérez (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). Este
nombre fue dado para una sucesión de 20 a 200 m de espesor, que
se inicia con una brecha volcánica, seguida de tobas de flujo
riolíticas (una de estas capas contiene troncos fósiles). La secuencia
culmina con una capa ignimbrítica pardo amarillenta de 20 m de
espesor. Esta unidad regionalmente descansa sobre rocas de
diferente edad. Las dataciones radiométricas realizadas en estas
rocas dan edades entre 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu
et al., 1989). En el Altiplano central, la ignimbrita Pérez sobreyace
a la Formación Umala.
La región occidental del Altiplano, junto a la frontera con Chile, está
cubierta por sedimentos depositados en una llanura fluvial y lacustre,
pertenecientes a la Formación Charaña (Sirvas, 1964). Constituyen
esta unidad un manto de toba de grano grueso, areniscas tobáceas de
grano medio y conglomerados finos. Todo ello cubierto por una
potente capa de caliza arenosa (Núñez, 1964). Estos sedimentos,
rellenados en una cuenca de trasarco, tienen una marcada influencia
volcánica procedente de la actividad ígnea circundante. En las
regiones próximas a las lagunas habitaron uno de los grupos de
vertebrados pleistocenos más antiguos del Altiplano, equivalentes a
los de Ayo Ayo y Purapurani. Los sedimentos de esta última unidad
fueron datados en 1,6 Ma (Lavenu et al., 1989). La fauna incluye
Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, y
un Cervidae indeterminado (Marshall et al., 1992). En aguas de los
lagos se desarrollaron diatomeas, conocidas por el trabajo de
Servant-Vildary & Blanco (1984).
Over Member 6 of the Mauri Formation lie uncinformingly the
Upper Pliocene ignimbrites of the Pérez Formation (Sirvas, 1964,
Sirvas & Torres, 1966). This name was given to a 20 to 200 m
thick succession which starts a volcanic breccia, followed by
rhyolitic flow tuffs (one of these layers contains fossil trunks). The
sequence ends with a 20 m thick yellowish brown ingnimbritic
layer. Regionally, this unit rests on rocks of different ages. The
radiometric datins carried out on these rocks give ages between 2.2
y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). In the
central Altiplano, the Pérez ingnimbrite lies over the Umala
Formation.
The Altiplano’s western region, next to the Chilean border, is
covered by sediments, belonging to the Charaña Formation, that
deposited in a fluvial and lacustrine plain (Sirvas, 1964). Making
up this unit are a coarse grained tuff mantle, medium grained
tuffaceous sandstones, and fine conglomerates. All the
aforementioned is covered by a powerful sandy limestone layer
(Núñez, 1964). Filled in a backarc basin, these sediments have a
marked volcanic influence resulting from the surrrounding igneous
activity. The regions near the lagoons were inhabited by one of the
oldest Pleistocene vertebrate groups in the Altiplano, equivalent to
those of Ayo ayo and Purapurani. This last unit’s sediments were
dated at 1.6 Ma (Lavenu et al., 1989). The fauna includes
Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis,
and an undetermined Cervidae (Marshall et al., 1992). Diatoms,
known from the work if Servant-Vildary & Blanco (1984),
developed in the waters of the lagoons.
En el sector central del Altiplano se han reconocido rocas
proterozoicas únicamente en la faja volcánica occidental (véase más
adelante) donde se han descrito las rocas más antiguas del Altiplano
(neises y charnokitas del Cerro Uyarani entre 1859 ± 200 Ma y
2024 ± 133 Ma) Troeng et al.,1994; Wörner, 1999 en prensa.
Ciclo Tacsariano
Se infiere que la secuencia ordovícica alcanzada en la perforación
de los pozos exploratorios del Altiplano Norte (Santa Lucía y
Toledo) se extienda hacia el Altiplano Centro.
In the Altiplano’s central sector, Proterozoic rocks have been
recognized only at the western volcanic belt (see further ahead),
where the Altiplano’s oldest rocks have been described (gneisses
and charnokites from Cerro Uyarani between entre 1859 ± 200
Ma and 2024 ± 133 Ma) Troeng et al., 1994; Wörner, 1999 in
press.
Tacsariano Cycle
The Ordovician sequence reached during the perforation of the
exploratory wells in the North Altiplano (Santa Lucía and Toledo)
is inferred to extend towards the Central Altiplano.
Ciclo Cordillerano
Las rocas del Ciclo Cordillerano de gran distribución en la
Cordillera Oriental, tienen muy pocos afloramientos en el
Altiplano.
Cordillerano Cycle
Greatly distributed within the Eastern Cordillera, the Cordilleran
Cycle rocks have very few outcrops in the Altiplano.
Sedimentos de la Formación Catavi, del Silúrico superior, afloran
en pequeños cerros aislados al este de Andamarca, allí se observan
aproximadamente 200 m de intercalaciones de areniscas gris
verdosas con niveles de lutitas negras, físiles.
Sediments from the Upper Silurian Catavi Formation outcrop in
small isolated hills to the east of Andamarca. Approximately 20 m
of interbedded greenish gray sandstones with fissil black shale
levels can be observed.
22

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Sedimentos devónicos afloran en los núcleos anticlinales de
Andamarca y San Pedro de Huaylloco. La información
estratigráfica sobre las formaciones Vila Vila, Belén y Sicasica,
presentes en la región, está contenida en diferentes informes
inéditos de YPFB (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 y
Jarandilla, 1988).
En Andamarca, 90 m de areniscas cuarcíticas de la Formación Vila
Vila afloran en el núcleo del anticlinal de Titapura. En los niveles
superiores de esta unidad se presenta Australospirifer hawkinsi.
Por encima se desarrollan 170 m de lutitas y limolitas de la
Formación Belén con una abundante fauna compuesta
principalmente por Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N.
pacatus y Chonetes sp.
Finalmente, culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano con 70 m
de areniscas arcillosas y areniscas micáceas de la Formación
Sicasica que se encuentran cortadas por la discordancia cretácica.
En estas rocas fueron recuperados algunos niveles fosilíferos con
Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata y otros
braquiópodos.
En el pozo Colchani, por debajo de una cubierta cenozoicocretácica
de 2140 m, se perforaron lutitas siluro-devónicas.
Sedimentos del Ciclo Subandino no están presentes en la región.
Ciclo Andino I
Los mejores afloramientos de rocas depositadas durante este ciclo
se encuentran en el dominio de la Cordillera Oriental, en la
descripción de esa provincia geológica deberá buscarse una
descripción más completa de estos sedimentos.
En el Cretácico la sedimentación en el Altiplano se realiza en una
cuenca de trasarco. Se inicia con las formaciones Tarapaya-
Orinoca. En el Cenomaniano se produce una corta ingresión marina
de la Formación Miraflores. Prosigue con las formaciones
Aroifilla, Chaunaca y Coroma. La sedimentación cretácica
concluye en el Maastrichtiano con la Formación El Molino. Esta
última secuencia carbonática posiblemente ingresa al Paleoceno en
algunos sectores de la cuenca.
En un ambiente fluvial de ríos meandriformes y llanuras de
inundación se depositaron las formaciones Tarapaya (Lohmann &
Branisa, 1962) y Orinoca (Pérez, 1963) constituidas por areniscas
de color amarillo rosáceo, pasando hacia arriba a limos arcillosos
con esporádicos niveles de areniscas.
A partir del Cretácico superior (Cenomaniano) se produce la
primera ingresión marina, depositando en una plataforma
carbonática somera las rocas de la Formación Miraflores
(Schlagintweit, 1941). Esta unidad está constituida por calizas con
intercalaciones arenosas y pelíticas. Estas rocas son muy
fosilíferas, con numerosas especies de ammonites, pelecípodos,
gastrópodos, equinodermos y otros. Esta secuencia se desarrolla en
el borde oriental del Altiplano central.
Devonian sediments outcrop at the anticline cores of Andamarca
and San Pedro de Huaylloco. Stratigraphic information on the Vila
Vila, Belén and Sica Sica formations, present in the region, is
contained in several unedited YPFB reports (Hochstatter, 1971;
Cadima, 1972; Oller, 1974 and Jarandilla, 1988).
At Andamarca, 90 m of quartzitic sandstones from the Vila Vila
Formation outcrop at the Titapura anticline core. Australospirifer
hawkinsi is present at this unit’s upper levels.
Above the aforementioned, 170 m of shale abd silt from the Belén
Formation develop with abundant fauna consisting mainly of
Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus and Chonetes
sp.
Finally, the Cordillerano Cycle sequence ends with 70 m of
argillaceous and micaceous sandstones from the Sica Sica
Formation, which are sheared by the Cretaceous unconformity.
Some fossil levels with Pustulatia pustulosa, Ambocoelia
pseudoumbonata and other brachiopods were recovered from these
rocks.
Underneath the Cenozoic-Cretaceous cover of 2140 m, at the
Colchani well, Silurian-Devonian shales were drilled.
There are no Subandean Cycle sediments in the region.
Andean I Cycle
The best rock outcrops deposited during this cycle are located
within the realm of the Eastern Cordillera. A more complete
description of these sediments can be found in the description of
this geologic unit.
During the Cretaceous, the sedimentation at the Altiplano takes
place in a backarc basin. It starts with the Tarapaya-Orinoca formations.
During the Cenomanian, there is a short sea entry by the
Miraflores Formation. It continues with the Aroifilla, Chaunaca
and Coroma Formations. The Cretaceous sedimentation ends
during the Maastrichtian with the El Molino Formation. Likely, this
last carbonatic sequence enters the Paleocene in some of the
basin’s sectors.
The Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) and the Orinoca
(Pérez, 1963) formations deposited in a meandering river and flood
plains fluvial environment, and are made up by pinkish yellow
sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silts
with sporadic sandstone levels.
Starting at the Upper Cretaceous (Cenomanian), the first sea entry
occurs, depositing the rocks of Miraflores Formation on a shallow
carbonatic shelf (Schlagintweit, 1941). This unit is made up by
limestones with arenaceous and pelitic interbedding. These rocks
are very fossilipherous and contain a number of species such as:
ammonites, pelecipods, gastropods, echinoderms and others. This
sequence unfolds on the eastern border of the Central Altiplano.
23

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Sobre las calizas marinas de la Formación Miraflores, y en cuenca
de trasarco, se reinicia la sedimentación continental con el depósito
de la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962). Este
depósito se realiza a través de ríos meandriformes establecidos en
una llanura fluvial de inundación. Esta unidad está constituida por
areniscas conglomerádicas, variando hacia arriba a limolitas
arcillosas, así como esporádicos niveles de areniscas, además de
nódulos calcáreos y pseudocristales de sal (Jarandilla, 1988).
Con la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), a fines
del Campaniano nuevamente se producen ingresos restringidos del
mar sobre playas muy someras y lagunas costeras muy salinas. La
litología depositada corresponde a calizas basales de estratificación
delgada, limolitas y lutitas lacustres. En esta unidad se recolectaron
restos de peces e invertebrados fósiles (capas con Brachidontes aff.
fulpensis).
Continúan los sedimentos transicionales deltaicos y costeros de la
Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962). Representan
secuencias de depósitos calcáreos lacustres y marinos, areniscas,
arcillas y margas. Estas rocas contienen numerosos restos de peces
fósiles, briznas vegetales e invertebrados de edad maastrichtiana.
A partir del Paleoceno la cuenca de trasarco recibe solamente
aportes continentales. Sobre los sedimentos de la Formación El
Molino se asientan las secuencias fluviales y lacustres de la
Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), constituida
por capas estrato y granocrecientes de areniscas, margas, arcilitas y
fangolitas lacustres. Estas rocas presentan zonas de oxidación y
paleosuelos que indican una larga exposición.
En el Eoceno, bajo el mismo ambiente de depósito, en cuencas de
trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, se depositan sobre las
sedimentitas de la Formación Santa Lucía las areniscas fluviolacustres
de las formaciones Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) y
Tusque (Pérez, 1963), constituidas principalmente por areniscas
arcósicas rojizas, areniscas conglomerádicas, y esporádicas intercalaciones
de limolitas.
Las últimas formaciones pertenecientes al Ciclo Andino I
corresponden a los sedimentos depositados durante el Eoceno y
Oligoceno inferior, correspondientes a las formaciones Turco,
Huayllamarca y Potoco, esta última también con importantes
registros en el Altiplano Sur.
En el área de Azurita-Cuprita aflora la secuencia constituida por las
formaciones Turco (del Ciclo Andino I), Azurita y Huayllapucara
(del Ciclo Andino II). La Formación Turco (Ahlfeld, 1946), del
Mioceno superior, está formada por una potente secuencia
continental, de más de 2000 m de espesor, formada por areniscas,
conglomerados y mantos de toba, depositados en una planicie
aluvial y fluvial, con aporte de cenizas procedentes de una
actividad volcánica cercana.
La Formación Huayllamarca (Meyer & Murillo, 1961) está
constituida por un potente conjunto de areniscas de más de 3.000 m
de espesor, formado por espesos bancos de areniscas macizas
parcialmente entrecruzadas, intercaladas con lutitas. Esta secuencia
presenta una relación estrato y grano creciente, que concluye con
Over the marine limestones of Miraflores Formation, the
continental sedimentation starts again with the deposit if the
Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) in a backarc
basin. This deposit occurs through meandering rivers settled in a
fluvial flood plain. This unit is made up by conglomeradic
sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silt, as
well as to sporadic sandstone levels, calcareous nodes and salt
pseudocrystals (Jarandilla, 1988).
With the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), at the
end of the Campanian, restricted entries of the sea over very
shallow beaches and very saline shore lagoons occur again. The
deposited lithology relates to basal limestones with thin
interbedding, silts and lacustrine shale. Fish remanents and fossil
invertebrates (layers with Brachidontes aff. fulpensis) were
collected in this unit.
The deltaic and coastal transitional sediments of El Molino
Formation (Lohmann & Branisa, 1962) continue. They represent
lacustrine and marine calcareous deposits, sandstones, clays and
marls. These rocks contain numerous fossil fish remanents, plant
fragments and invertebrates of Maastrichtian age.
Starting in the Paleocene, the backarc basin receives continental
input only. Settled over the sediments of El Molino Formation are
the fluvial and lacustrine sequences of the Santa Lucía Formation
(Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by strata layers and
upward coarsening sandstones, marls, claystones, and lacustrine
mudstones. These rocks show evidence of oxidation areas and
paleosoils indicating a long exposition.
During the Eocene, in backarc and foreland basins of the Eastern
Cordillera, under the same deposit environment, the fluvial –
lacustrine sandstones of the Cayara (Lohmann & Branisa, 1962)
and Tusque (Pérez, 1963) formations deposited over the sedimentites
of the Santa Lucía Formation. These formations are mainly
made up by reddish arkosic sandstones, conglomeradic sandstones,
and sporadic silts interbedding.
The last formations belonging to the Andean I Cycle refer to
sediments deposited during the Eocene and Lower Oligocene,
relating to the Turco, Huayllamarca, and Potoco formations. The
latter formation also presents important records in the South
Altiplano.
In the Azurita-Cuprita area, there is an outcrop made up by the
Turco (from the Andean I Cycle), Azurita and Huayllapucara (from
the Andean II Cycle) formations. The Upper Miocene Turco
Formation (Ahlfeld, 1946) is made up by a powerful continental
sequence, of more than 2000 m of thickness, composed of
sandstones, conglomerates, and tuff mantles, which deposited in an
alluvial and fluvial plain, with ash contributions coming from the
nearby volcanic activity.
The Huayllamarca Formation (Meyer & Murillo, 1961) is made
up by a powerful set of more than 3,000 m thick sandstones, which
is formed by thick, partially crossbedded massive sandstone banks,
interbedded with shale. This sequence presents a strata and upward
coarsening relation, ending with conglomeradic polymictic banks
24

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
bancos conglomerádicos polimícticos con clastos de rocas
paleozoicas.
En la región sur del Altiplano central aflora la Formación Potoco
(Pérez, 1963), unidad que será descrita con mayor detalle al
desarrollar la geología del Altiplano Sur, donde aflora
extensamente. En el Altiplano central está sobrecubierta en
discordancia por la Formación Tambillo que será considerada en el
siguiente ciclo.
Ciclo Andino II
Las rocas de este ciclo fueron depositadas a partir del Oligoceno
superior en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental.
En el área de Azurita-Cuprita, por encima de los sedimentos de la
Formación Turco, del ciclo anterior, sobreyacen los conglomerados
de la Formación Azurita (Ahlfeld, 1946), que está constituida por
conglomerados aluviales y fluviales con intercalaciones de
areniscas. Los conglomerados contienen cantos bien redondeados
de rocas proterozoicas graníticas, pegmatitas y de neises. Un
rodado de neis rojizo de esta formación dio una edad absoluta de
647 Ma.
Por encima de la Formación Azurita se sobreponen las areniscas
rojizas y verdosas, parcialmente conglomerádicas de la Formación
Huayllapucara (Geobol, 1965), del Mioceno medio, que representa
secuencias depositadas en la misma llanura aluvial y fluvial
que la anterior unidad. Esta unidad tiene dataciones de 13,5 y 15
Ma.
En el área de Curahuara de Carangas, la Formación Totora (Meyer
& Murillo, 1961) sobreyace discordantemente a la Formación
Huayllamarca del ciclo anterior. Esta unidad es una secuencia
volcanoclástica formada por arcillas rojizas, areniscas arcillosas y
lutitas con numerosas intercalaciones de tobas volcánicas. Son
frecuentes las areniscas cupríferas con restos de plantas y madera
carbonizada o silicificada. La edad de esta formación es
equivalente a la de las formaciones Coniri, Azurita y Tambillo, es
decir Oligoceno superior-Mioceno inferior.
En el área de Tambo-Tambillo sobre la Formación Potoco, y como
evento posterior a la discordancia del Oligoceno superior, se
asientan las lavas de la Formación Tambillo (Pérez, 1963),
depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco. Corresponden a
coladas de lava porfídica, melanocrática de textura amigdaloide.
Algunas edades radimétricas obtenidas proporcionan edades entre
25,2 y 15,8 Ma (Mioceno inferior a medio).
Discordantemente sobre diferentes unidades del Mioceno inferior y
medio se asientan los conglomerados, localmente con lentes
tobáceos, de las formaciones Pomata y Crucero, ya descritas al
tratar el sector septentrional.
Sobrepuesta a las anteriores, durante el Mioceno superior y
Plioceno inferior, se depositó la Formación Umala (Meyer &
Murillo, 1961). Esta unidad se inicia con la “Toba-76” (datada en
5,2 Ma), continúa con areniscas de grano fino, arcillas y tobas con
intercalaciones de bancos de cenizas volcánicas y conglomerados.
with Paleozoic rock clasts.
In the Altiplano’s southern region outcrops the Potoco Formation
(Pérez, 1963). This unit will be described in more detail during the
discussion of the geology of the South Altiplano, where it outcrops
extensively. In the Central Altiplano, it is covered unconformingly
by the Tambillo Formation, which will be discussed in the
following cycle.
Andean II Cycle
Starting during the Upper Oligocene, this cycle’s rocks were
deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.
In the Azurita-Cuprita area, over the sediments of the Turco
Formation from the preceding cycle, overlie the conglomerates of
Azurita Formation (Ahlfeld, 1946). This formation is made up by
alluvial and fluvial conglomerates with sandstone interbedding.
The conglomerates contain well rounded boulders of granitic
Proterozoic rocks, pegmatites and gneisses. A reddish gneiss
boulder from this formation gave an absolute age of 647 Ma.
Superimposed over the Azurita Formation are the reddish and
greenish, partially conglomeradic sandstones of the Huayllapucara
Formation (Geobol, 1965), of the Middle Miocene, representing
sequences deposited in the same alluvial and fluvial plain
as the preceding unit. The datings on this unit are 13.5 and 15 Ma.
In the Curahuara de Carangas area, the Totora Formation (Meyer
& Murillo, 1961) lie in unconformity over the Huayllamarca
Formation of the preceding cycle. This unit is a volcanoclastic
sequence made up by reddish clays, argillaceous sandstones, and
shale with a large amount of volcanic tuff interbedding.
Cupriferous sandstones with plant and carbonized or silicified
wood are common. The age of this formation is equal to that of the
Coniri, Azurita and Tambillo formations, that is, Upper Oligocene-
Lower Miocene.
In the Tambo-Tambillo area, as a later event than the unconformity
of the Upper Oligocene, the lavas of the Tambillo Formation
(Pérez, 1963) settle over the Potoco Formation. These lavas were
deposited in an intra-arc and backarc basin. They pertain to
melanocratic, amygdaloid-textured, porphyric lava boulders. Some
of the radiometric ages obtained give ages between 25.2 and 15.8
Ma (Lower to Middle Miocene).
Locally displaying tuffaceous lenses, the conglomerates of the
Pomata and Crucero formations, both of which have already been
described when discussing the northern sector, settle in unconformity
over the different Lower and Middle Miocene units.
During the Upper Miocene and Lower Pliocene, the Umala
Formation (Meyer & Murillo, 1961) deposited over the abovementioned
formations. This unit starts with “Tuff-76” (dated at 5.2
Ma), continuing with fine grained sandstones, clays and tuffs with
volcanic ash banks and conglomerate interbedding.
25

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Remedios (Ponce, 1964) es una unidad depositada
durante el Plioceno (5,2-4,6 Ma). Está constituida por conglomerados,
areniscas y arcillitas poco consolidadas, localmente con
niveles tobáceos y piroclastitas. Esta unidad es parcialmente
equivalente a la Formación Umala. En estas rocas se encontraron
restos de Onohippidium del Pleistoceno que indica una edad más
joven que la proporcionada por las edades radiométricas.
Durante el Cuaternario se desarrollan secuencias lacustres,
fluviales, coluvio-aluviales y eólicas, constituidas por sedimentos
clásticos de distinto tamaño de grano, así como de carbonatitas
lacustres (depósitos del Lago Minchín).
Altiplano Occidental Centro
Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano boliviano,
corresponden a los granitos y neises con hornblenda del Cerro
Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), descritos por Tröeng et al. (1994).
Estas rocas forman parte del Macizo de Arequipa-Huarina. 15
muestras de neis proporcionaron una edad de 1.859 ± 200 Ma, y
una muestra de zircón en charnockita dio una edad U/Pb de 2024 ±
133 Ma para la intercepción superior y 1157 ± 62 Ma para la
inferior (Wörner et al., 1999 en prensa), que es equivalente a los
eventos del Ciclo Transamazónico del oriente boliviano.
El registro sedimentario continúa con secuencias volcanosedimentarias
del Oligoceno superior – Mioceno inferior.
Ciclo Andino II
En el Altiplano Occidental central, especialmente en el área de
Carangas, el Ciclo Andino II se inicia con la secuencia volcanoclástica
de las formaciones Negrillos y Carangas que corresponden
a piroclastitas con grado variable de soldadura, coladas de lava
traquiandesítica a riolítica, y rocas volcano-sedimentarias,
localmente asociadas a eventos de caldera (Mobarec & Murillo,
1995).
La Formación Negrillos (Avila, 1965), se depositó en un ambiente
aluvial, de cuenca de intra-arco y trasarco, con influencia
volcánica. Esta formación está constituida por areniscas arcillosas
rojizas, coladas de basalto y andesita, conglomerados, areniscas
arcósicas, tobas riolíticas, y colada de lava andesítico-basáltica.
Finalmente, varias coladas de lava basáltica interestratificadas con
lentes conglomerádicos.
Por encima del basalto superior de la Formación Negrillos
sobreyacen las tobas y lavas plegadas de la Formación Carangas
(Avila, 1965).
En el Mioceno a Plioceno, según Mobarec & Murillo (1995), se
produce la formación de domos, diques y stocks dacíticos a
riolíticos, así como de domos, stocks y necks andesíticos a
riolíticos, localmente asociados a fases de resurgencia de caldera.
Durante el Mioceno superior a Plioceno inferior se desarrolla una
secuencia volcano-sedimentaria denominada Formación Pulltuma
(Mobarec & Murillo,1995). Los autores del nombre definen esta
The Remedios Formation (Ponce, 1964) is a unit that deposited
during the Pliocene (5.2-4.6 Ma). It is made up by conglomerates,
sanstones and rather unconsolidated claystones, displaying locally
tuffaceous levels and pyroclastites. This unit is partially equivalent
to the Umala Formation. Remanents of the Pleistocene
Onohippidium were found in these rocks, indicating a younger age
than that obtained by radiometric ages.
Lacustrine, fluvial, colluvial-alluvial and aeolian sequences were
developed during the Quaternary. They are made up by clastic
sediments with different grain sizes, as well as by lacustrine
carbonatites (deposits of Lake Minchín).
Central Western Altiplano
The oldest rocks described in the Bolivian Altiplano refer to the
granites and gneisses with hornblend from the Cerro Uyarani (68°
40´W - 18° 30´S), described by Tröeng et al. (1994). These rocks
make up part of the Arequipa-Huarina Massif. 15 samples of
gneisss gave ages of 1.859 ± 200 Ma, and a zircon fraction in
charnockite gave a U/Pb age 2024 ± 133 Ma for the upper intercept
and 1157 ± 62 Ma for the lower (Wörner et al., 1999 in press),
which is equivalent to the Transamazonic Cycle events of Eastern
Bolivia.
The sedimentary log continues with the Upper Oligocene-Lower
Miocene volcanic sedimentary sequences.
Andean II Cycle
In the central Western Altiplano, particularly in the Carangas area,
the Andean II Cycle starts with the volcanoclastic sequence of the
Negrillos and Carangas formations, which relate to pyroclastites of
variable welding grade, trachyandesitic to rhyolitic lava flows, and
volcanic sedimentary rocks associated locally to caldera events
(Mobarec & Murillo, 1995).
The Negrillos Formation (Avila, 1965) was deposited in an intraarc
and backarc basin alluvial environment, with volcanic
influence. This formation is made up by reddish argillaceous
sandstones, basalt and andesite flows, conglomerates, arkosic
sandstones, rhyolitic tuffs, and andesitic-basaltic lava flows.
Finally, there are several basaltic lava flows interbedded with
conglomeradic lenses.
The tuffs and folded lavas of the Carangas Formation (Avila,
1965) overlie the upper basalt of the Negrillos Formation.
According to Mobared & Murillo (1995), during the Miocene to
Pliocene, the formation of dacitic to rhyolitic, as well as andesitic
to rhyolitic domes, dikes and stocks takes place, locally associated
to resurgent caldera phases.
During the Upper Miocene to Lower Pliocene, a volcanic
sedimentary sequence called Pulltuma Formation (Mobarec &
Murillo, 1995) unfolds. The authors of the name define this unit as
26

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
unidad como piroclastitas con grado variable de soldadura y
coladas de lava traquiandesítica a riolítica, asociadas a calderas y/o
fisuras. Localmente están presentes conglomerados, areniscas y
arcillitas rojas. En esta época se desarrollan también secuencias
asociadas a edificios de estratovolcanes.
En el Plio-Pleistoceno cubren la región las rocas de la Formación
Pérez (Sirvas, 1964), constituidas por ignimbritas riolíticas con
grado variable de soldadura, asociadas a estructuras de colapso de
caldera (Mobarec & Murillo, 1995).
Finalmente, entre el Pleistoceno y Holoceno se desarrollan coladas
de lava traquiandesítica a traquidacítica, lahares, flujos de detritos y
piroclastitas de estratovolcanes, así como domos de composición
andesítica a riolítica.
pyroclastites with variable welding grade and trachyandesitic to
rhyolitic lava flows associated to calderas or cracks.
Conglomerates, sandstones and red claystones are present locally.
At this time, sequences associated to stratovolcano contructions
also develop.
During the Plio-Pleistocene, the rocks of the Pérez Formation
(Sirvas, 1964) cover the region. These rocks are made up by
rhyolitic ignimbrites with variable welding grade, and associated to
caldera collapse structures (Mobarec & Murillo, 1995).
Finally, between the Pleistocene and the Holocene, the
trachyandesitic to trachydacitic lava flows, lahars, detrital flows
and stratovolcano pyroclastites, as well as andesitic to rhyolitic
composition domes develop.
Se considera como sector sur al territorio ubicado entre el Salar de
Uyuni y la frontera con la República Argentina. El límite oriental
del Altiplano está dado por la falla San Vicente que lo separa de la
Cordillera Oriental.
Ciclo Brasiliano
Según Araníbar (1997), se infiere por estudios sísmicos la
presencia de rocas del basamento precámbrico al W de Julaca y por
debajo de la Cordillera Occidental. Según este autor el basamento
se encontraría a profundidades menores a 100 m (áreas: Inés,
Cobrizos y Río Grande de Lípez). Al este, en la subcuenca de
Vilque se estima que se encuentra a mayor profundidad.
Ciclo Tacsariano
En el Altiplano Sur, rocas tacsarianas han sido descritas en las
estructuras de Pululus, Alota y a lo largo de la falla Uyuni-Keniani
(Araníbar et al., 1995). Estos sedimentos corresponden a rocas
metamorfizadas, pizarras y metacuarcitas. Según los geólogos de
YPFB, están representados por sedimentos turbidíticos,
posiblemente correspondientes al Ordovícico inferior. La ausencia
de fósiles diagnósticos dificulta su datación.
En el Altiplano Sur, Barrios (1991) reconoció tres unidades con
facies que definen una tendencia regresiva, con depósitos de
transición (miembro inferior) sobre los que progradan facies de
playa o próximos a ella representados por el miembro medio. El
miembro superior representa un retorno a facies ligeramente más
profunda y constituye la base de otra secuencia regresiva que está
interrumpida por el fallamiento.
Según Torres-Saravia (1970) en la serranía de las Minas, y sobre la
ruta San Pablo de Lípez - San Cristobal, se han distinguido dos
potentes secuencias de sedimentitas asignadas tentativamente al
Ordovícico. El conjunto está constituido por intercalaciones de
lutitas gris verduzcas que se intercalan con areniscas marrón
verdosas. Las lutitas presentan mucha fisilidad y representan el 60
% del conjunto. Las areniscas de color negruzco en superficie y
gris verduscas en corte fresco, son algo micáceas, de grano fino y
se encuentran muy bien estratificadas. En medio de las lutitas,
The southern sector is considered to be the territory located
between the Uyuni Salar and the Argentine border. The eastern
limit of the Altiplano is set by the San Vicente Fault, separating it
from the Eastern Cordillera.
Brazilian Cycle
According to Araníbar (1997), based on seismic studies, the
presence of rocks from the Precambrian basement, west from
Julaca and beneath the Western Cordillera, is inferred. According
to this author, the basement would be located at depths under 100
m (areas: Inés. Cobrizos, and Río Grande de Lípez). To the east,
in the Vilque subbasin, it is estimated to be at greater depth.
Tacsarian Cycle
In the South Altiplano, Tacsarian rocks have been described in the
Pululus and Alota structures, as well as along the Uyuni-Keniani
Fault (Araníbar et al., 1995). These sediments relate to metamorphized
rocks, slates and metaquartzites. According to YPFB
geologists, they are represented by turbiditic sediments, likely
relating to the Lower Ordovician. The absence of fossil diagnostics
makes it difficult to carry out datings.
In the south Altiplano, Barrios (1991) recognized three units with
facies defining a regressive trend, with transitional deposits (lower
member) over which beach or nearby beach facies, represented by
the middle member, prograde. The upper member represents a
return to slightly deeper facies and constitute the base of another
regressive sequence which is interrupted by the faulting.
According to Torres-Saravia (1970), powerful sediment sequences,
tentatively assigned to the Ordovician, have been recognized in the
Minas range and over the San Pablo de Lípez – San Cristobal route.
This set is made up by interbedding of greenish gray shale with
greenish brown sandstones. The shale is very fissil and represents
60% of the set. The blackish sandstones of the surface and the
greenish gray sandstones of the fresh cut are somewhat micaceous,
fine-grained and are well interbedded. There are also some gray
orthoquartzite levels interbedded among the shale.
27

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
intercalan también algunos niveles de ortocuarcitas grises.
Más al sur, en la Puna argentina, Coira (1996) reconoció un
volcanismo de arco submarino no explosivo, en sus facies cercanas
a las zonas de emisión. Bahlburg (1990) diferenció un complejo
turbidítico de facies marinas profundas granocrecientes en la Puna,
pasando a facies de plataforma hacia la Cordillera Oriental. Según
este último autor, la cuenca ordovícica cambió de trasarco en el
Arenigiano inferior a cuenca de antepaís en el Arenigiano medio a
superior. El arco volcánico posiblemente fue formado por la
colisión del Macizo de Arequipa-Huarina contra el Cratón
Pampeano, y permaneció activo hasta el Arenigiano.
Ciclo Cordillerano
La Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) está constituida
predominantemente por sedimentos marinos retrabajados. En el
Altiplano corresponden a diamictitas, flujo de detritos, depósitos de
talud y depósitos glacimarinos heterogéneos. Estas rocas afloran,
según Torres-Saravia (1970) a lo largo de una línea NE-SO que se
inicia a 8 km al este de Uyuni y termina en la confluencia de los
ríos Alota y Grande de Lípez, al sur de la población de San
Cristóbal.
La Formación Llallagua (Koeberling, 1919) está formada por
paquetes de areniscas cuarcíticas y fangolitas rítmicas gris oscuras,
que corresponde a turbiditas depositadas en abanicos submarinos.
Según Torres-Saravia (1970), estas rocas afloran a lo largo de la
ruta Uyuni - Pulacayo y luego formando el núcleo de una sinclinal
comprimido al este de la población de San Cristóbal de Lípez.
Litológicamente, el conjunto está compuesto por areniscas gris
verduzcas de grano fino, cemento silíceo, bien estratificados en
bancos de hasta 2 m de potencia y que forman farallones
escarpados. No se hallaron fósiles en esta formación, tampoco
niveles pelíticos aptos para las determinaciones palinológicas.
Están también presentes en el sector oriental del Altiplano Sur las
formaciones Uncía (Vargas, 1970) y Catavi (Koeberling, 1919),
que corresponden a secuencias marinas de plataforma somera. Las
primeras constituidas predominantemente por fangolitas gris
oscuras, intercaladas por bancos de areniscas, cuyo número y
espesor aumenta hacia el tope (estrato y grano creciente) hasta que
la secuencia es mayormente arenosa (Formación Catavi).
En la localidad de Islas Grandes aflora una secuencia areno-pelítica
de más de 200 m, correspondiente a las formaciones Catavi y Vila
Vila (Cadima, 1976 a). En el pozo Vilque, por debajo de una
cubierta cenozoico-cretácica de 3200 m, se perforaron lutitas
silúricas.
Ciclo Andino I
Las rocas cretácicas de la región se depositaron, al igual que en la
Cordillera Oriental adyacente, en una cuenca de trasarco, formando
estrechas y alargadas estructuras sinclinales, sobrepuestas a los
sedimentos paleozoicos. No se efectuará una descripción detallada
de estas unidades por cuanto su tratamiento será realizado en el
Capítulo 3 Cordillera Oriental.
Further south, in the Argentine Puna, Coira (1996) recognized a
non-explosive submarine arc volcanism in the facies near the
emission areas. Bahlburg (1990) differentiated a turbiditic complex
with deep, upward coarsening marine facies at the Puna, changing
to shelf facies towards the Eastern Cordillera. According to the
latter author, the Ordovician basin changed during the Lower
Arenigian from a backarc to a foreland basin during the Middle to
Upper Arenigian. It is likely that the volcanic arc was formed by
the collision of the Arequipa-Huarina Massif against the Pampean
Craton, and then remained active until the Arenigian.
Cordilleran Cycle
The Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) is made up mainly
by overworked marine sediments. In the Altiplano, they relate to
diamictites, detrital flow, slope deposits and heterogeneous
glaciomarine deposits. According to Torres-Saravia (1970), these
rocks outcrop along the NE-SW line, starting 8 km east of Uyuni
and ending at the confluence of the Alota and Grande de Lípez
rivers, south of the San Cristobal village.
The Llallagua Formation (Koeberling, 1919) is made up by
quartzitic sandstone and dark gray rhythmic mudstone packages,
relating to turbidites deposited in submarine fans. According to
Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the Uyuni –
Pulacayo route, and later form the core of a compressed anticline,
east of the San Cristobal de Lípez village. Lithologically, the set is
made up by fine-grained greenish gray sandstones, silliceous
cement, both well interbedded in up to 2 m powerful banks, and
forming steep bluffs. No fossils or pellitic levels fit for
palinological determinations were found in this formation.
The Uncía (Vargas, 1970) and Catavi (Koeberling, 1919)
formations are also present in the eastern sector of the South
Altiplano. These formations relate to shallow shelf marine
sequences. The former is made up mainly by dark gray mudstones
interbedded with sandstone banks that increase in number and in
thickness as they move to the top (upward coarsening and
downward fining) until the sequence is mostly arenaceous (Catavi
Formation).
In the Islas Grandes locality, a sandy-pellitic sequence of over 200
m outcrops, pertaining to the Catavi and Vila Vila formations
(Cadima, 1976 a). At the Vilque well, Silurian shale was drilled
underneath the Cenozoic-Cretaceous cover.
Andean I Cycle
Just like in the adjacent Eastern Cordillera, the region’s Cretaceous
rocks were deposited in a backarc basin, forming narrow and
elongated sinclinal structures imposed over the Paleozoic
sediments. A detailed description of these units will be included in
Chapter 3 – Eastern Cordillera.
28

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia se inicia con sedimentos marinos de plataforma
somera de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962),
constituidos por limolitas y lutitas lacustres, calizas basales de
estratificación delgada, fosilíferas. Estas rocas están sobrepuestas
en clara discordancia sedimentaria por las secuencias de la
Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), depositadas en
un ambiente de plataforma carbonatada, lagunar y costero, con
influencia marina. Continúa con las fangolitas, arcillas fluviales y
lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa,
1962). En algunos sectores de la cuenca están sobrepuestas por las
lutitas, areniscas y conglomerados, de tonos rojizos de la
Formación Cayara, cuyos sedimentos constituyen, según Araníbar
et al. (1995), un excelente reservorio en gran parte del Altiplano
central y oeste de la Cordillera Oriental.
La Formación Potoco (Pérez, 1963) sobreyace en aparente
concordancia sobre los sedimentos de la Formación Cayara. Es una
secuencia continental, fluvial y lacustre. La unidad fue depositada
en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. Está
constituida principalmente por areniscas fluviolacustres rojas,
areniscas conglomerádicas, y lutitas. La base está compuesta por
limolitas arcillosas. En la parte media y superior intercalan
areniscas conglomerádicas. Fue depositada en un ambiente
continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de
inundación y con zonas de canales) (Jarandilla, 1988). En varios
tramos, tanto inferiores como superiores, se desarrollan niveles
evaporíticos.
La edad de la Formación Potoco es aún discutida. Se le han
atribuido varias épocas de depósito que van desde el Eoceno al
Oligoceno inferior. En ciertos sectores del sur y oeste del Altiplano
puede superar los 2500 metros de espesor. Es equivalente de la
Formación Tiahuanacu del Altiplano centro.
Ciclo Andino II
El Ciclo Andino II se inicia en el Altiplano sur y la Faja Volcánica,
a fines del Oligoceno superior y el Mioceno basal, en una cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental, con una importante secuencia
de unidades clásticas gruesas, especialmente conglomerádicas, que
rellenan diferentes cuencas distribuidas en diferentes áreas de la
faja volcánica y el Altiplano sur. Las secuencias conglomerádicas
están atravesadas por varios cuerpos volcánicos, sobrepuestas e
intercaladas por diferentes tipos de lava, especialmente andesítica.
Todas estas secuencias volcano-sedimentarias están relacionadas a
la formación de grandes cuerpos volcánicos, desarrollados a lo
largo del Altiplano sur, delimitados al este por el “Lineamiento
Pastos Grandes – Cojina”. Los mayores cuerpos corresponden a las
calderas de Pastos Grandes y Capina, el Escudo Ignimbrítico
Panizo, y la Caldera Guacha, todos relacionados con el volcanismo
Mioceno.
Coira et al. (1996) denominan “Provincia ignimbrítica Cenozoica
de los Andes Centrales” al sector comprendido entre los 16º y 27º
S, caracterizado por un volcanismo explosivo ácido, calcoalcalino
de retroarco, al que se han vinculado conspicuos sistemas de
caldera durante el lapso Oligoceno superior - Plio-Pleistoceno. En
The sequence starts with the shallow shelf marine sediments of the
Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made
up by lacustrine silt and shale, thinly bedded fossiliferous basal
limestones. These rocks are superimposed in clear unconformity by
the sequences of El Molino Formation (Lohmann & Branisa,
1962), which were deposited in a lake and coastal carbonated shelf
environment, with marine influence. Following are the mudstones
fluvial and lacustrine clays of the Santa Lucía Formation
(Lohmann & Branisa, 1962). In some of the basin’s sectors, they
are superimposed by the reddish tone shale, sandstone and
conglomerates of the Cayara Formation, the sediments of which,
according to Araníbar et al. (1995), make up an excellent reservoir
in a major part of the central Altiplano and Eastern Cordillera.
In aparent conformity, the Potoco Formation (Pérez, 1963) lies
over the sediments of the Cayara Formation. This is a continental,
fluvial and lacustrine sequence. The unit was deposited in a
backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. It is made up
mainly by red fluviolacustrine sandstones, conglomeradic sandstones
and shale. The base is made up by argillaceous silt. Conglomeradic
sandstones interbed in the middle and upper portions. It
was deposited in a fluvial-type continental environment (meandering
rivers in flood plain facies and with canal areas) (Jarandilla,
1988). In several portions, both lower and upper, evaporitic levels
have developed.
There is still argument about the age of the Potoco Formation. It
has been attributed several deposit ages, ranging from the Eocene
to the Lower Oligocene. In some southern and western sectors of
the Altiplano, it can exceed a thickness of 2500 m. It is equivalent
to the Tiahuanacu Formation of the central Altiplano.
Andean II Cycle
At the end of the Upper Oligocene and basal Miocene, the Andean
II Cycle starts in the South Altiplano and the Volcanic Belt, in a
foreland basin of the Eastern Cordillera, with an important
sequence of coarse clastic units, specially conglomeradic ones,
which infill the different basins distributed among the different
areas of the Volcanic Belt and South Altiplano. Overlain and
interbedded by different types of lava, in particular andesitic lava,
the conglomeradic sequences are crossed through by several
volcanic bodies.
All these volcanic sedimentary sequences are related to the
formation of large volcanic bodies that developed along the South
Altiplano, delimited by the “Pastos Grandes-Cojina Lineament”.
The largest bodies pertain to the Pastos Grandes and Capina
calderas, the Panizo Ignimbritic Shield, and the Guacha Caldera, all
of which are related to Miocene volcanism.
Coira et al. (1996) call “Cenozoic Ignimbritic Province of the
Central Andes” referring to the sector comprised between 16º and
27º S, and characterized by an calcoalkaline backarc acidic
explosive volcanism, which has been linked to conspicuous caldera
systems during the Upper Oligocene – Plio-Pleistocene span. The
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
esta provincia incluyen y describen el Complejo caldérico Vilama-
Coruto, localizado en la frontera Bolivia-Argentina.
El Ciclo Andino-II se inicia con los conglomerados polimícticos y
areniscas de la Formación San Vicente (Courty, 1907), que se
disponen de forma discordante sobre las areniscas y limolitas
fluviales de la Formación Potoco del anterior ciclo. La Formación
San Vicente representa a una diversidad de ambientes continentales:
facies progradantes de abanicos aluviales, fluvial de ríos
entrelazados y lacustre. Todas estas facies tienen una marcada
influencia volcánica. Hacia el centro de la cuenca gradan a lutitas y
tufitas. Intercalan también horizontes salinos.
Sobre la Formación San Vicente en el sector oriental del Altiplano
se deposita la Formación Quehua (Geobol, 1963), constituida por
una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica,
depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental.
La Formación Chocaya (Ahlfeld, 1946) del Mioceno medio está
representada por clásticos continentales de grano grueso y clásticos
volcánicos, que muestran cambios rápidos de facies hacia lutitas y
tufitas gris claras.
Altiplano Occidental Sur
En el Altiplano Occidental (Faja Volcánica), al igual que en el
sector oriental, la secuencia empieza con los conglomerados de la
Formación San Vicente descritos anteriormente, los que están
sobrepuestos por las formaciones Suri Pujio y Esmoruco.
En el área del Volcán de Ollagüe / San Agustín, Soniquera y la
Serranía de las Minas, la Formación Suri Pujio (Baldellón, 1995)
consiste de flujos de detritos, brechas volcánicas y lavas
andesíticas, acompañadas por conglomerados y areniscas fluviales
(Almendras et al., 1997). Esta unidad tiene un espesor variable que
alcanza los 2700 m (García & Baldellón, 1997). Lavas intercaladas
fueron datadas en 21,93 ± 0,16 Ma (Fornari et al., 1997). La
Formación Suri Pujio está atravesada por diferentes cuerpos
volcánicos.
Más al este, en las áreas de San Pablo de Lípez y Picalto, y a lo
largo del Río San Antonio, la Formación San Vicente está
sobrepuesta por la Formación Esmoruco (Choque & Mamani,
1997), que corresponde a sedimentos de cuencas restringidas en
facies fluviolacustres. Esta unidad está constituida por aglomerados
volcánicos provenientes de las lavas Rondal, así como por arcilitas
yesíferas y areniscas intercaladas con conglomerados polimícticos.
Hacia el tope, la secuencia fluvio-lacustre está intercalada por
aglomerados con líticos volcánicos (García & Baldellón, 1997)
Lavas andesítico-basálticas depositadas en cuenca de intra-arco y
trasarco, fechadas en 22,9 ± 0,9 Ma (Kussmaul et al., 1975),
correspondientes al denominado Evento Rondal (Meave, en
Fernandez et al., 1972) sobreyacen a las formaciones San Vicente y
Esmoruco.
En el sector del Volcán de Ollagüe, los conglomerados de la
Formación Suri Pujio pasan gradualmente a la Formación Julaca
Vilama-Coruto Caldera Complex, located in the Bolivian-
Argentine border, is included and described in this unit.
The Andean II Cycle starts with the polymictic conglomerates and
sandstones of the San Vicente Formation (Courty, 1907), which
are laid in uncomformity over the fluvial sandstones and silt of the
Potoco Formation from the preceding cycle. The San Vicente
Formation represents a diversity of continental environments:
alluvial fan prograding facies, braided river fluvial and lacustrine.
All these facies have marked volcanic influence. Towards the
center of the basin , they grade to shale and tuffites. Saline horizons
are also interbedded.
In the eastern sector of the Altiplano, the Quehua Formation
(Geobol, 1963) is deposited over the San Vicente Formation. It is
made up by a fluvial and lacustrine sequence with volcanic
influence, which deposited in a backarc and foreland basin of the
Eastern Cordillera.
The Middle Miocene Chocaya Formation (Ahlfeld, 1946) is
represented by coarse-grained continental and volcanic clastics
displaying fast facies changes towards shale and light gray tuffites.
South Western Altiplano
Just like in the eastern sector in the western Altiplano (Volcanic
Belt), the sequence starts with the conglomerates of the San
Vicente Formation described above, which are overlain by the Suri
Pujio and Esmoruco formations.
In the area if Ollagüe Volcano/San Agustín, Soniquera and the
Minas Range, the Suri Pujio Formation (Baldellón, 1995) consists
of detrital flows, volcanic breccias, and andesitic lavas, together
with fluvial conglomerates and sandstones (Almendras et al.,
1997). This unit has a variable thickness reaching 2700 m (García
& Baldellón, 1997). The interlayered lavas were dated at 21.93 ±
0.16 Ma (Fornari et al., 1997). Different volcanic bodies cross
through the Suri Pujio Formation.
Further east, in the San Pablo de Lípez and Picalto areas and along
the San Antonio River, the San Vicente Formation is overlain by
the Esmoruco Formation (Choque & Mamani, 1997), which
pertains to restricted basin sediments in fluviolacustrine facies.
This unit is made up by volcanic agglomerates resulting from the
Rondal lavas, as well as gypseous claystones and sandstones
interbedded with polymictic conglomerates. Towards the top, the
fluviolacustrine sequence is interbedded by agglomerates with
volcanic lithics (García & Baldellón, 1997).
Andesitic–basaltic lavas deposited in a intra-arc and backarc basin,
and dated at 22.9 ± 0.9 Ma (Kussmaul et al., 1975), pertaining to
the so-called Rondal Event (Meave, in Fernandez et al., 1972),
overlie the San Vicente and Esmoruco formations.
In the Ollagüe Volcano sector, the conglomerates of the Suri Pujio
Formation gradually cross over to the Julaca Formation (Velasco
30

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
(Velasco & Barrientos, 1967) que corresponde a conglomerados y
areniscas conglomerádicas, lavas, andesitas y basaltos de ca 22 Ma.
Esta unidad es considerada por García & Baldellón (1997) como un
cambio facial de la Formación Suri Pujio.
& Barrientos, 1967), which pertains to conglomerates and conglomerate
sandstones, lavas, andesites, and basalts of c. 22 Ma.
García & Baldellón (1997) consider this unit as a facies change of
the Suri Pujio Formation.
Hacia el area de Soniquera y San Pablo de Lípez, sobreyacen a los
conglomerados de la Formación Suri Pujio, los depósitos
fluviolacustres de la Formación Rodríguez (Choque & Mamani,
1997), que representan limolitas, areniscas, arcilitas y
conglomerados finos, intercalados con areniscas tobáceas y tobas
dacíticas del Mioceno inferior [20,7 ± 0,6 Ma (Choque & Mamani,
1997)].
Al oeste, en el área del Volcán de Ollagüe, sobre las rocas de la
Formación Julaca, y separada por las lavas Marquiri (18 Ma), se
acumularon depósitos fluviales de ríos entrelazados representados
por los conglomerados y areniscas de la Formación Tomaquesa
(Almendras et al., 1997). Un nivel basal de toba proporcionó una
edad de 16,7 ± 1,0 Ma (García-Duarte, inédito)
La Formación Rodríguez está sobrepuesta, especialmente en el area
de Soniquera, por los microconglomerados, areniscas y tobas (12,4
± 0,4 Ma) de la Formación Cruz Vinto (Pacheco & Ramírez,
1997). Esta unidad de aproximadamente 200 m de espesor es
parcialmente equivalente a la parte superior de la Formación
Tomaquesa. Estas rocas fueron peneplanizadas durante el Mioceno
inferior y medio. La secuencia está sobrepuesta por las lavas
andesíticas Crusiña.
A partir del Mioceno medio se inicia una gran actividad volcánica
en la región, con la presencia de importantes cuerpos de lavas y
tobas, relacionadas a las formaciones Churaña y Calcha, y en el
Mioceno superior, a las formaciones Chupu Wayco y Azul
Khuchu.
Tanto sobre rocas ordovícicas como sobre la Formación Rodríguez
se disponen en discordancia las secuencias fluviales de la
Formación Churaña (Choque & Mamani, 1997) contituida por
conglomerados, areniscas tobáceas, estrato y granocrecientes,
intercalados por niveles de aglomerados de pómez y flujos de
pómez dacíticos (García & Baldellón, 1997). De una toba basal se
obtuvo la edad de 13,9 ± 0,5 Ma (Choque & Mamani, 1997).
Más al oeste, sobre rocas de la Formación Tomaquesa, se
desarrollan los sedimentos fluvio-lacustres de la Formación Calcha
(Almendras et al., 1997), equivalente lateral de las formaciones
Churaña y Luntapa. Estas secuencias están formadas por arcillas,
conglomerados y tobas dacíticas, que proporcionaron edades de
11,7 ± 0,6 y 9,2 ± 0,5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García &
Baldellón, 1997), y 12,3 ± 0,6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).
Discordante sobre las anteriores unidades, durante el Mioceno
superior se depositaron facies fluvio-lacustres relacionadas a
centros de calderas (como Pastos Grandes, Guacha, y otros). Estas
facies volcano-sedimentarias corresponden a las formaciones Azul
Khuchu (Pacheco & Ramírez, 1997) de ca 6 Ma, y Chupu
Waykho (Almendras et al., 1997) datada en 6,9 ± 0,4 Ma.
Towards the Soniquera and San Pablo de Lípez area, the
fluviolacustrine deposits of the Rodríguez Formation (Choque &
Mamani, 1997) overlie the conglomerates of the Suri Pujio
Formation. These deposits represent silt, sandstones, claystones
and fine conglomerates, interbedded with tuffaceous sandstones
and dacitic tuffs of the Lower Miocene [20.7 ± 0.6 Ma (Choque &
Mamani, 1997)].
West, in the area of the Ollagüe Volcano, over the rocks of the
Julaca Formation and separated by the Marquiri lavas (18 Ma),
accumulated braided river fluvial deposits, represented by the
conglomerates and sandstones of the Tomaquesa Formation
(Almendras et al., 1997). A tuff basal level gave an age of 16.7 ±
1.0 Ma (García-Duarte, unpublished).
Particularly in the Soniquera area, the Rodríguez Formation is
overlain by microconglomerates, sandstones and tuffs (12.4 ± 0.4
Ma) of the Cruz Vinto Formation (Pacheco & Ramírez, 1997).
This approximately 200 m thick unit is partially equivalent to the
top of the Tomaquesa Formation. These rocks were peneplanated
during the Lower to Middle Miocene. The sequence is overlain by
the Crusiña andesitic lavas.
Starting in the Middle Miocene, great volcanic activity begins in
the region, with the presence of important lava and tuff bodies,
related to the Churaña and Calcha formations, and during the
Upper Miocene, to the Chupu Wayco and Azul Khuchu formations.
Both over Ordovician rocks and over the Rodríguez Formation, the
fluvial sequences of the Churaña Formation (Choque & Mamani,
1997) are laid out in unconformity. These sequences are made up
by conglomerates, downward fining and upward coarsening tuffaceous
sandstones, interbedded with pumice agglomerate and dacitic
pumice flow levels (García & Baldellón, 1997). A basal tuff gave
an age of 13.9 ± 0.5 Ma (Choque & Mamani, 1997).
Furhter west, over the rocks of the Tomaquesa Formation,
fluviolacustrine sediments of the Calcha Formation (Almendras et
al., 1997). This formation is an equivalent lateral of the Churaña
and Luntapa formations. The sequences are made up by clays,
conglomerates, and dacitic tuffs that gave ages of 11.7 ± 0.6 and
9.2 ± 0.5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón,
1997), and 12.3 ± 0.6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).
In unconformity over the previous units, during the Upper
Miocene, fluviolacustrine facies related to the caldera centers
developed (such as Pastos Grandes, Gaucha and others). The
volcanic sedimentary facies belong to the Azul Khuchu Formation
(Pacheco & Ramírez, 1997) of c. 6 Ma, and Chupu Waykho
Formation (Almendras et al., 1997) dated at 6.9 ± 0.4 Ma.
31

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Entre los cuerpos volcánicos destacan en el área de San Pedro de
Lípez - Soniquera, las tobas Torrelaire, Champini Loma y Khucho
Mayu, así como las lavas Morokho, Tronchada Lagunillas, además
de las tobas y lavas Lozada. En el área de Quetena se desarrollan
depósitos de tobas, lavas, andesitas, dacitas, y otros cuerpos, en los
centros volcánicos de Aguadita y Kastor, así como en la Caldera
Capina (Pacheco et al., 1966). A estos grandes eventos volcánicos
se deben agregar otros cuerpos y grandes centros volcánicos
definidos por geólogos del Servicio Geológico y Minero, cuya
inclusión en estas páginas ocuparía mucho espacio. La descripción
y nomenclatura de los mismos puede ser consultada en las
descripciones de los mapas de Sergeomin.
Síntesis estructural
Según Martínez (1997 com. pers.) el Altiplano está conformado por
el Macizo noraltiplánico y por tres tipos de cuencas cenozoicas
desarrolladas sobre un sustrato paleo y mesozoico. Adyacente con
el macizo noraltiplánico, estas cuencas conforman un mosaico de
grandes bloques distintos, separados por accidentes mayores: NW-
SE, NE-SW, WNW-ESE y ENE-WSW.
Las cuencas del norte y del centro del Altiplano están relacionadas
con un sobreescurrimiento progresivo hacia el este del Macizo
precámbrico noraltiplánico (mediante la zona de falla de San
Andrés, con vergencia hacia el este).
- La cuenca noraltiplánica está situada entre la zona de falla de San
Andrés y la zona de subducción continental transcurrente de tipo
inverso sinestral, ubicada en la vertical de la zona de fallas de la
Cordillera Real. La geometría de la cuenca noraltiplánica es algo
simétrica, presentando fallas inversas y/o sobreescurrimiento de
vergencias opuestas (hacia el este: falla de San Andrés y fallas
relacionadas; hacia el oeste: falla de Corocoro). El proceso
progresivo de acercamiento de ambos bordes de la cuenca está
marcado en las muchas discordancias sucesivas. Provoca el
hundimiento del centro de la cuenca y el levantamiento de los
bordes con resedimentación progresiva de los productos de erosión:
del Cenozoico inferior y, luego, una vez despejados, del
Mesozoico, del Paleozoico y del Precambrico.
- La cuenca centro-altiplánica (o de Sevaruyo) es disimétrica. El
bloque del Macizo noraltiplánico se superpone al bloque oriental de
Paleozoico / Precámbrico (borde occidental de la Cordillera
Oriental) provocando su inclinación. Así, la cobertura del Cretácico
superior post-Aroifilla de este bloque oriental desliza hacia el
oeste. El deslizamiento es Paleoceno-Eoceno. Luego, se
superponen, como en el norte, las deformaciones sucesivas del
proceso general de acortamiento oligo-mioceno.
- Las cuencas suraltiplánicas corresponden a una sucesión esteoeste
de cuencas sobre bloques imbricados (Lípez, al este; Julaca,
al oeste). Las zonas positivas (horsts paleozoicos) que las separan,
son progresivamente erosionadas y sus productos resedimentados.
Pero, a veces, estas zonas positivas son fosilizadas (región de
Pululus). Las discordancias sucesivas indican, al igual como en el
norte, la continuidad del acortamiento.
Among the volcanic bodies, standing out in this area of San Pedro
de Lípez – Soniquera are the Torrelaire, Champini, and Tronchada
Lagunillas tuffs, as well as the Lozada tuffs and lavas. In the
Quetena area, tuff, lava, andesite, and dacite deposits and other
bodies develop in the Aguadita and Kastor volcanic centers, as well
as in the Capina Caldera (Pacheco et al., 1966). On top of these
large volcanic events, there are other bodies and large volcanic
centers defined by the Bolivian Geological and Mining Survey
(Sergeomin), whose inclusion in these pages would take up much
space. The description and nomenclature of the aforementioned
cand be found in the descriptions of the Sergeomin maps.
Structural Synthesis
According to Martínez (1997, personal communication), the
Altiplano is made up by the North Altiplano Massif, and three
types of Cenozoic basins which developed over the Paleozoic and
Mesozoic bedrock. Adjacent to the North Altiplano Massif, these
basins make up a mosaic of large distinct blocks, separated by
larger accidents: NW-SE, NE-SW, WNW-ESE and ENE-WSW.
The basins in the northern and central Altiplano are related to a
progressive overthrust towards the east of the North Altiplano
Precambrian Massif (through the San Andrés Fault zone, with east
vergence).
- The North Altiplano basin is located between the San Andrés
Fault zone and the reverse sinistral-type transcurrent continental
subduction zone, located in turn on the vertical of the Eastern
Cordillera’s fault zone. The geometry of the North Altiplano basin
is somewhat simmetrical, displaying reverse faults and/or opposite
vergence overthrust (to the east: the San Andrés Fault and the
related faults; to the west: the Corocoro Fault): The progressive
approaching process of both of the basin’s borders is reflected in
the successive unconformities. It causes the sinking of the center
of the basin and the uplifting of the borders with a progressive resedimentation
of the scouring products: first, those of the Cenozoic,
and later, once the former were cleared, those of the Mesozoic,
Paleozoic and Precambrian.
- The Center Altiplano basin (or Sevaruyo basin) is dissimmetrical.
The North Altiplano Massif block is laid over the eastern block of
the Paleozoic/Precambrian (western border of the Eastern
Cordillera), causing its slope. Thus, this eastern block’s Upper
Cretaceous Post-Aroifilla cover slips to the west. It is a Paleocene-
Eocene slip. Then, both successive deformations of the general
Oligo-Miocene shortening process superimpose, just like in the
north.
- The South Altiplano basins relate to a east-west basin succession
over imbricate blocks (Lípez to the east; Julaca to the west). The
positive zones (Paleozoic horsts) separating them are progressively
eroded, and the products re-sediment. Sometimes, however, these
positive zones are fossilized (Pululus region). The successive
unconformities indicate, just like in the north, the continuity of the
shortening.
32

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
El proceso global corresponde a un acercamiento progresivo del
Escudo brasileño y del Macizo noraltiplánico. Por lo tanto, la
compresión en las cuencas es, más o menos, continua,
produciéndose desde el Paleoceno - Eoceno (probablemente ya
desde el Cretácico). En el norte, el acercamiento es oblicuo a la
dirección de los Andes, esto implica una fuerte componente
senestral-inversa en la Cordillera Oriental (Real) y norte del
Altiplano.
Hacia el sur, la dirección de acortamiento es casi perpendicular a la
dirección de las estructuras. Predominan las fallas inversas y los
bloques imbricados. En la zona de subducción continental del
Escudo brasileño, que pasa por las inmediaciones de Sucre, forma
un sobreescurrimiento hacia el este, de escala cortical, el cual
puede compararse al sobreescurrimiento del Macizo noraltiplánico.
Las fallas transversales, ubicadas entre los grandes bloques guían la
deformación (falla Sevaruyo-Incapuquio: FSI, por ejemplo).
(Cl. Martínez, comunicación personal)
Según Araníbar et al. (1995), no es posible mapear en detalle el
basamento, por la resolución de la sísmica adquirida. Anticlinales
con roll overs en rocas cretácicas y terciarias, son muy frecuentes,
como en las estructuras de Vilque, Salinas de Garci Mendoza, San
Andrés, etc. Anticlinales invertidos en el Oligoceno superior,
constituyen trampas estructurales, que según el dominio estructural
en que se encuentran (Araníbar & Martínez, 1990), pueden constituir
trampas de gran interés petrolífero con presencia de roca
madre, reservorios, sellos regionales y locales. Es frecuente
también otro tipo de trampas más complejas, como anticlinales por
transpresión sobre sistemas de fallamiento antiguo, que fueron
afectados por inversión y diapirismo (ej. Domo Wara Sara, en el
Altiplano Norte).
Según Araníbar y Martínez (doc. inédito), el Altiplano de Bolivia
puede ser dividido en los dominios tectónicos norte, centro y sur,
cada uno con su estilo tectónico y evolución estratigráfica
distintiva. Al oeste de la falla Coniri, el sector de Corocoro está
caracterizada por una secuencia espesa de depósitos continentales
del Terciario y estructuras compresivas con vergencia oeste que
involucran al basamento cristalino.
El trazo NNW de la falla Tambillo subdivide el dominio del
Altiplano central en las áreas de Coipasa y Sevaruyo. Al oeste, el
área de Coipasa fue afectada por la falla de rumbo sinistral WNW
del basamento, pero falta el espeso desarrollo de los clásticos
terciarios. Hacia el este, el área de Sevaruyo está caracterizada por
una espesa secuencia cretácica afectada por un sobrecorrimiento de
escamas delgadas de dirección este y oeste.
El dominio del Altiplano sur está caracterizado por un gran cambio
en el trazo estructural desde el noroeste al nordeste. Dos sectores se
separan por la falla Uyuni-Keniani de rumbo NE. Al oeste, el
sector del Salar de Uyuni muestra estructuras transpresionales
dextrales, que incluyen estructuras en flor positivas y escalonamientos.
El sector de los Lípez, al este, está dominado por un
sobrecorrimiento de escamas delgadas pero, en contraste con el
área de Sevaruyo, contiene una sección cretácica con menos de 200
m de espesor.
The global process refers to a progressive approach of the Brazilian
Shield and the North Altiplano Massif. Therefore, the compression
at the basins is more or less continuous, occuring since the
Paleocene – Eocene (probably as early as during the Cretaceous).
Up north, this approach is diagonal to the Andes’ strike; this
implies a strong reverse sinistral component in the Eastern
Cordillera (Real) and in the north of the Altiplano.
To the south, the shortening trend is almost perpendicular to the
structures’ trend. Inverted faults and imbricate blocks prevail. In
the Brazilian Shield’s continental subduction zone –which passes
by the surroundings of Sucre-, it forms a cortical-scale overthrust
towards the east, which can be compared to the overthrust of the
North Altiplano Massif. The crosscutting faults, located between
the large blocks, guide the deformation (Sevaruyo-Incapuquio
Fault, FSI, for instance). (Cl. Martínez, personal communication)
According to Araníbar et al., (1995) it is impossible to map the
basement in detail due to the acquired seismic resolution.
Anticlines with roll overs in Cretaceous and Tertiary rocks are very
frequent, such as the Vilque, Garci Mendoza’s Salinas, and San
Andrés structures and others. Inverted anticlines in the Upper
Oligocene constitute structural traps, which, according to their
structural realm (Araníbar & Martínez, 1990), can constitute oil
bearing traps of great interest, with the presence of parent rock,
reservoirs, regional and local seals. Other type of complex traps are
also common, such as anticlines by old faulting systems
transpressure, which were affected by inversion and diapirism (for
instance: the Wara Sara Dome in the North Altiplano).
According to Araníbar & Martínez (unpublished document), the
Bolivian Altiplano can be divided in the northern, central and
southern tectonic realms, each with its own tectonic style and
distinctive stratigraphis evolution. West of the Coniri Fault, the
Corocoro sector is characterized by a thick sequence of Tertiary
continental deposits and compressive structures involving the
crystalline basement and with west vergence.
The NNW stroke of the Tambillo Fault subdivides the central
Altiplano realm in the Coipasa and Sevaruyo areas. To the west,
the Coipasa area was affected by the basement’s WNW sinistral
trend fault; however, the thick development of Tertiary clastics is
lacking. To the east, the Sevaruyo area features a thick Cretaceous
sequence, affected by the overthrust of thin east and west trend
plumes.
The southern Altiplano realm features a major change in the
structural stroke from the northwest to the northeast. Two sectors
are separated by the NE trend Uyuni-Keniani Fault. To the west,
the Uyuni Salina sector displays dextral transpressure structures,
including positive flower and echelon structures. To the east, the
Lípez sector is dominated by a overthrust of thin plumes; however,
in contrast to the Sevaruyo area, this sector contains a Cretaceous
section less than 200 m thick.
33

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
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37

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 3
CORDILLERA ORIENTAL
EASTERN CORDILLERA
Introducción
La Cordillera Oriental de Bolivia es una unidad geográfica,
geomorfológica y geológica bien definida. Se inicia en el noroeste,
como prolongación de la misma cadena en el Perú y continúa hacia
el sur, ingresando en territorio argentino. Está limitada al oeste por
las fallas Coniri y San Vicente, que la separan del Altiplano, y al
este por el Cabalgamiento Frontal Principal como límite con las
Sierras Subandinas. Es la cordillera con las mayores elevaciones
del territorio boliviano, las que alcanzan altitudes cercanas a los
6.500 metros sobre el nivel del mar, presentando sectores con
nieves eternas y desarrollo de glaciares (Apolobamba, Cordillera
Real, , Quimsa Cruz, Karikari, y otras).
Tectónicamente la Cordillera Oriental puede dividirse en dos
sectores, separados por un lineamiento profundo formado por la
Zona de Fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia el
este de la ciudad de Sucre, y luego con rumbo meridiano por la
Falla Tocloca hasta la frontera con la Argentina. Este lineamiento
posiblemente corresponde a una antigua paleo-sutura, reactivada
continuamente (Martínez, com. pers.). El sector occidental a este
lineamiento corresponde a la “Faja Plegada y Corrida de Huarina”
(Sempere et al., 1988).
Geológicamente, la Cordillera Oriental presenta la secuencia
estratigráfica más completa del país, con afloramientos de rocas
proterozoicas a recientes y con secuencias marinas a continentales.
Las facies son también variadas, mayormente clásticas, pero con
desarrollo de plataformas carbonáticas en el Carbonífero superior y
el Pérmico; volcánicas y volcano-clásticas en diferentes sistemas,
pero preferentemente en el Cenozoico. Durante la mayor parte del
Paleozoico inferior constituyó una cuenca intracratónica, somera a
profunda, con algunas fases compresivas y distensivas separando
los principales ciclos tecto-sedimentarios, para luego conformar
cuencas continentales de antepaís y trasarco, con importantes fases
compresivas con un intenso magmatismo asociado.
Rocas del Ciclo Brasiliano afloran solo en la región del Chapare
(Grupo Limbo) al NE de la ciudad de Cochabamba, y en el área de
Tarija, como prolongación de las facies brasilianas del noreste
argentino.
Introduction
The Bolivian Eastern Cordillera is a well defined geographic,
geomorphological and geological unit. It starts northeast as an
extension of the same chain as in Peru, and continues southwards,
entering into Argentine territory. It is limited to the west by the
Coniri and San Vicente faults, which separate it from the Altiplano,
and to the east by the Main Front Thrust as the limit with the
Subandean Ranges. This cordillera has the highest elevations in the
Bolivian territory, reaching altitudes close to 6,500 meters above
marine level, with the presence of sectors of eternal snows and
glaciar development (Apolobamba, Cordillera Real, Quimsa Cruz,
Karikari and others).
Tectonically, the Eastern Cordillera can be divided into two
sectors, separated by a deep lineament formed by the Cordillera
Real Fault Zone and its extension towards the east of the city of
Sucre, and later, with meridian trend by the Tocloca Fault up to the
Argentine border. This lineament possibly pertains to an old
paleosuture, continuously jostled (Martínez, personal comm.). The
sector west from this lineament pertains to the “Huarina Fold-
Thrust Belt” (Sempere et al., 1988).
Geologically, the Eastern Cordillera holds the country’s most
complete stratigraphic sequence, with Proterozoic to Recent rock
outcrops and marine to continental sequences. The facies are also
varied, mostly clastic, but with the development of carbonates
shelves in the Upper Carbonifeours and Permian; and volcanic and
volcanoclastic in different systems, but preferably in the Cenozoic.
During most of the Lower Paleozoic, it constituted an intracratonic
basin, from shallow to deep, with some compressive and distensive
phases separating the main tectonic sedimentary cycles. It goes on
later to make up foreland and backarc continental basins, with
important compressive phases with intense associated magmatism.
Rocks from the Brazilian Cycle outcrop only in the Chapare region
(Limbo Group), NE from the city of Cochabamba, and in the Tarija
area, as an extension of the Brazilian facies of northeastern
Argentina.
39

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Los sedimentos del Ciclo Tacsariano cubren la mayor extensión
areal aflorante de la Cordillera Oriental, ocupando una posición
longitudinal central, a modo de un gigante anticlinorio, en cuyos
flancos o bordes occidental y oriental, se encuentran sedimentos de
las cuencas de los ciclos Cordillerano y Subandino.
La cuenca del Ciclo Cordillerano subdividida en dos grandes
sectores por el lineamiento de la Cordillera Real–Tocloca, se
caracteriza por el registro de una importante fauna fósil
cosmopolita, así como por una asociación endémica de los reinos
Malvinocáfrico y Gondwánico, presente en una secuencia que
sobrepasa los 6 km de espesor total acumulado (González et al.,
1996).
Los afloramientos del Ciclo Subandino ocupan una menor
extensión areal en la Cordillera Oriental. El mayor desarrollo está
localizado al oeste de la Cordillera Real, en los alrededores del
Lago Titicaca (regiones de Escoma-Cojatapampa, Copacabana,
Cumaná, Yaurichambi, Calamarca y otras). Fuera de esta comarca
están restringidos al núcleo de algunos sinclinales como los del
lineamiento del Paleozoico superior de Morochata-Apillapampa,
Zudañez y otros menores en Chuquisaca y Tarija. La mayor parte
de las secuencias corresponden a sedimentos carbonáticos de la
Formación Copacabana.
Durante el Ciclo Andino, sobre el sustrato paleozoico previo se
formaron alargadas y estrechas cuencas distensivas. La sedimentación
varía desde marina hasta continental, se desarrolla una
intensa actividad volcánica, y se formaron cuencas longitudinales
meso-cenozoicas de trasarco y antepaís. A partir de los 26 Ma,
principalmente por efecto de la acción de la Placa de Nazca, se
inicia el acortamiento, plegamiento y corrimiento de la secuencia
fanerozoica, así como la consecuente formación de cuencas
interiores donde se produce la mayor actividad volcánica en los
Andes.
Estratigrafía
El desarrollo de este tema seguirá un ordenamiento cronológico,
desarrollando las secuencias estratigráficas a lo largo de los
distintos ciclos tectosedimentarios. Dentro de cada uno de los
ciclos se describirán las rocas de acuerdo a diferentes
agrupamientos, teniendo en cuenta sobre todo las características de
su distribución areal, diferenciando la cordillera en sectores
longitudinales (W-E), especialmente por el lineamiento de la
Cordillera Real y su prolongación sur, así como latitudinales (norte,
centro y sur).
Ciclo Brasiliano
En el extremo sur de la Cordillera Oriental de Bolivia, se presentan
afloramientos de rocas pertenecientes al Ciclo Brasiliano, como
prolongación del hundimiento norte de los grandes afloramientos
de estas rocas en territorio argentino. Las rocas más antiguas
aflorantes en el área fueron denominadas Formación San Cristóbal
(López-Murillo, 1978). La posición geográfica y estratigráfica de
esta unidad está definida en las hojas correspondientes a la Carta
Geológica de Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al.,
1991; Fernández et al., 1991) donde se advierte que la unidad
aflora desde el Río Caldera al norte, y se prolonga en territorio
The Tacsarian Cycle sediments cover most of the outcropping area
extension of the Eastern Cordillera, occupying a central
longitudinal position as a giant anticlinorium, displaying sediments
of the Cordilleran and Subandean Cycle basins on its east and west
flanks or borders.
Subdivided in two large sectors by the Cordillera Real–Tocloca
lineament, the Cordilleran Cycle basin features the presence of
important cosmopolitan fossil fauna, as well as the endemic
association of the Malvinokaffric and Gondwanian realms, present
in a sequence that exceeds a total accumulated thickness of 6 km
(González et al., 1996).
The Subandean Cycle outcrops take up a smaller area extension in
the Eastern Cordillera. The largest development is located west of
the Cordillera Real, in the Titicaca Lake surroundings (the Escoma-
Cojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca
regions and others). Outside this territory, they are restricted to
some syncline cores, such as those of the Upper Paleozoic
lineament of Morochata-Apillapampa-Zudañez, and other smaller
ones in Chuquisaca and Tarija. Most of these sequences correspond
to carbonatic sediments of the Copacabana Formation.
During the Andean Cycle, over the previous Paleozoic bedrock,
elongated and narrow distensive basins were formed. The
sedimentation varies from marine to continental. Intense volcanic
activity took place, and Meso-Cenozoic longitudinal backarc and
foreland basins were formed. Starting at 26 Ma, the shortening,
folding and thrusting of the Phanerozoic sequence gets started,
mainly due to the effect of the Nazca Plate action, as well as the
ensuing formation of internal basins where the largest volcanic
activity in the Andes occurs.
Stratigraphy
The discussion of this topic will follow a chronological order,
elaborating on the stratigraphic sequences along the different
tectonic sedimentary cycles. Within each of the cycles, the rocks
will be described according to the different clusters, and above all
taking into account the characteristic of their areal distribution.
The range will be differentiated by longitudinal sectors (W-E),
particularly by the Cordillera Real lineament and its southern
extension, as well as by latitudinal sectors (north, center, and
south).
Brazilian Cycle
In the southern end of the Bolivian Eastern Cordillera, there are
outcrops belonging to the Brazilian Cycle, as an extension of the
north sagging of large outcrops of these rocks in Argentine
territory. The oldest outcropping rocks in the area were called San
Cristóbal Formation (López-Murillo, 1978). This unit’s geographic
and stratigraphic position is defined in the sheets corresponding
to the Geological Chart of Bolivia (Choque & García,
1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991), which point out
that this unit outcrops from the Caldera River up north, and extends
into Argentine territory under the name of Puncoviscana
40

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
argentino con el nombre de Formación Puncoviscana. Estas rocas
corresponden a un depósito marino de plataforma somera, de
margen pasivo, con influencia costera. Según Araníbar (1979)
constituyen un complejo de aproximadamente 800 m de espesor, de
esquistos cuarcíticos y cuarcitas de muy bajo grado de
metamorfismo; presentan coloración variada, entre gris verdosa a
rojiza. Se encuentran discordantes por debajo de las areniscas de la
Formación Camacho, atribuidas al Cámbrico superior. En la
Argentina, las rocas equivalentes a la Formación San Cristóbal son
consideradas de edad cámbrica inferior. No son fosilíferas; la edad
de esta unidad está definida como anterior a la del plutón Cañaní
(Turner, 1964) del Cámbrico medio (519-534 Ma, Bachmann et al.,
1987). Estos granitoides son conocidos en Bolivia como
Granodiorita Condado.
En la región del Chapare cochabambino, en la parte central de la
Cordillera Oriental, existe otro afloramiento de rocas de muy bajo
grado de metamorfismo y de naturaleza semejante a las del sur.
Esta unidad fue denomina Formación Putintiri (Brockmann et al. ,
1972), corresponde a la secuencia inferior del Grupo Limbo (Fig.
3.2). Los mejores afloramientos de esta unidad pueden observarse
en la carretera entre Cochabamba y Villa Tunari, comprenden una
asociación de diferentes litologías, desde areniscas basales a rocas
evaporíticas, cuerpos dolomíticos, fangolitas y paquetes calcáreos.
La Formación Putintiri fue depositada en un ambiente marino de
plataforma somera, con influencia costera y deltaica, en cuenca de
margen pasivo. Esta unidad no es fosilífera y es atribuida al
Cámbrico inferior por su posición estratigráfica y por correlación
litológica con las formaciones San Cristóbal y Puncoviscana del
sur, y la Formación Murciélago del Cratón de Guaporé al este.
Por encima de las rocas evaporítico-calcáreas se desarrolla la
Formación Avispas (Brockmann et al., 1972). Esta unidad está
compuesta en la base por fangolitas litificadas de color verde, que
hacia los términos superiores se intercalan progresivamente con
una potente secuencia diamictitico-conglomerádica, compuesta por
una variedad de clastos, de hasta 90 cm de diámetro, provenientes
de las rocas subyacentes y principalmente de un cercano basamento
metamórfico (neiss, migmatita, granito..). Por sectores estos
bloques se presentan como clastos aislados (dropstones) caídos en
las diamictitas, provenientes glaciales marginales de tipo alpino.
Culmina la secuencia con niveles lenticulares de fangolitas y
cuarcitas. La edad del Grupo Limbo no esta claramente definida.
Formation. These rocks pertain to a shallow shelf sea deposit, with
passive margin and coastal influence. According to Araníbar
(1979), they constitute an approximately 800 m thick complex of
quartzitic schists and quartzites of very low grade metamorphism;
they display a variety of colors, between greenish gray and reddish.
They are unconformingly underneath the sandstones of the
Camacho Formation, attributed to the Upper Cambrian. In Argentina,
the rocks equivalent to the San Cristóbal Formation are
considered to be of Lower Cambrian age. They are not fossiliferous;
this unit’s age is defined as prior to that of the Cañaní
pluton (Turner, 1964) of the Middle Cambrian (519-534 Ma,
Bachmann et al., 1987). These granitoids are known in Bolivia as
the Condado Granodiorite.
In the region of Cochabamba’s Chapare, in the central part of the
Eastern Cordillera, there is another outcrop of rocks of very low
metamorphic grade and similar in nature to those in the south. This
unit was called Putintiri Formation (Brockmann et al., 1972), and
pertains to the lower sequence of the Limbo Group (Fig. 3.2). This
unit’s best outcrops can be seen on the highway between
Cochabamba and Villa Tunari, and they comprise an association of
different lithologies, ranging between basal sandstones to
evaporitic rocks, dolomitic bodies, mudstones, and calcareous
packages. The Putintiri Formation was deposited in a shallow shelf
marine environment, with coastal and deltaic influence, in a passive
margin basin. This unit is not fossiliferous, and is attributed to the
Lower Cambrian due to its stratigraphic position and by
lithological correlation to the the San Cristóbal and Puncoviscana
formations of the south, and the Murciélago Formation of the
Guaporé Craton, to the east.
The Avispas Formation (Brockmann et al., 1972) develops above
evaporitic-calcareous rocks. This unit is composed in the base of
green lithified mudstones, that progresively interbedding through
the upper terms, with a thick diamictitic-conglomerate sequence,
consisting of several kinds of boulders, reaching 3 feet in diameter,
that belong to previous rocks and mainly from a near metamorphic
basement (gneiss, migmatite, granite..). In some sectors, these
blocks are shown as dropstones fallen over diamictites, that came
from marginal glaciers of alpine type. The sequence ends with
lenticular levels of mudstones and quarzites. The age of the Limbo
Group is not precisely established yet.
Ciclo Tacsariano
Sedimentos atribuidos al Cámbrico superior y al Ordovícico
inferior están muy bien desarrollados en la Cordillera Oriental Sur,
desde la frontera con la Argentina hasta la latitud de Culpina, en el
Departamento de Chuquisaca. En la región central, área del
Chapare (Cochabamba), la unidad superior del Grupo Limbo
(Formación Avispas), es atribuida al Cámbrico superior (y
Ordovícico inferior ?) por su litología y posición estratigráfica.
En los sectores central y norte de la Cordillera Oriental, el Ciclo
Tacasariano está representado por rocas del Ordovícico medio y
superior.
Tacsarian Cycle
The sediments attributed to the Upper Cambrian and Lower
Ordovician are well developed in the South Eastern Cordillera,
from the Argentine border to the Culpina latitude, in the Department
of Chuquisaca. In the central region, the Chapare area
(Cochabamba), the upper unit of the Limbo Group (Avispas
Formation) is attributed to the Upper Cambrian (and Lower
Ordovician?) due to its lithology and stratigraphic position.
In the central and northern sectors of the Eastern Cordillera, the
Tacsarian Cycle is represented by Middle and Upper Ordovician
rocks.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Cordillera Oriental Sur
La mayor parte de los afloramientos del sector sur de la Cordillera
Oriental corresponden a rocas del ciclo Tacsariano. Erdtmann et al.
(1995) subdividieron esta región en tres segmentos que, de oeste a
este, denominaron Atocha, Mochará y Yunchará. Según estos
autores el "Segmento Atocha" se caracteriza por presentar una
secuencia caradociana, el "Segmento Mochará", separado del
anterior por la falla de Tocloca, está constituido por afloramientos
del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano inferior),
finalmente el "Segmento Yunchará", separado del anterior por la
falla Camargo-Tojo, se caracteriza por presentar afloramientos
también del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano
medio). Como complemento a esta subdivisión se acota que, a
diferencia con los otros sectores, en el segmento Yunchará se
presentan afloramientos del Ciclo Brasiliano y del Cámbrico
superior.
En el extremo sur del país, en el sector perteneciente al segmento
Yunchará, aflora una espesa secuencia arenosa del Cámbrico
superior, de más de 1200 metros de espesor, desarrollada en un
ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera, y
depositada en una cuenca intracratónica.
En Bolivia y Argentina se diferenciaron tres unidades litológicas.
En Bolivia, en las nacientes del Río Camacho, y en el perfil de
Rosario-Rejará, regiones situadas al oeste de Padcaya, fueron
diferenciadas, de base a tope, las formaciones Camacho,
Torohuayco y Sama. En la Argentina fueron agrupadas bajo el
nombre de Grupo Mesón.
La unidad basal, la Formación Camacho (López-Murillo, 1978),
sobreyace discordantemente a las rocas de la Formación San
Cristobal. Esta unidad está constituida por una secuencia
continental integrada principalmente por un conglomerado basal
polimíctico, areniscas arcósicas conglomerádicas y areniscas
cuarcíticas.
Por encima continúan de forma concordante las areniscas y lutitas
bioturbadas de la Formación Torohuayco (Rivas et al., 1969).
Formada por areniscas cuarcíticas de tonos rosados y morados. En
la unidad equivalente del norte argentino se encontraron huellas de
vermes; por intemperismo producen decoloraciones que dan un
aspecto particular a esta unidad.
Culmina la secuencia con las areniscas cuarcíticas de tonos
blanquecinos, rosados y verdosos de la Formación Sama (Ahlfeld
& Branisa, 1960), que tienen un desarrollo areal más extenso que
las anteriores unidades. Esta unidad está bien desarrollada en las
serranías de Yunchará y Tacsara; por lo general tiene un espesor
que sobrepasa los 400 m. La presencia de Scolithos y otras huellas
producidas por vermes, constituye la única evidencia de actividad
biológica en esta unidad.
Western Cordillera South
Most of the outcrops of the Eastern Cordillera’s southern sector
pertain to rocks of the Tacsarian Cycle. Erdtmann et al. (1995)
subdivided this region in three segments which, from west to east,
they called Atocha, Mochará and Yunchará. According to these
authors, the “Atocha Segment” features a Caradocian sequence; the
“Mochará Segment,” separated from the former by the Tocloca
Fault, is made up by Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to
Lower Arenigian); and finally, the “Yunchará Segment,” separated
from the preceding one by the Camargo-Tojo Fault, also features
Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Middle Arenigian).
Complementing this subdivision, it must be mentioned that
contrary to the other sectors, there are Brazilian Cycle and Upper
Cambrian outcrops in the Yunchará segment.
In the southern end of the country, a thick arenaceous sequence of
the Upper Cambrian outcrops in sector belonging to the Yunchará
segment. It has a thickness of over 1,200 m. It developed in a
shallow shelf marine environment, with coastal influence, and was
deposited in a intracratonic basin.
In Bolivia and Argentina, three lithological units were distinguished.
In Bolivia, in the headwaters of the Camacho River and at the
Rosario-Rejará profile, regions located to the west of Padcaya,
from base to top, the Camacho, Torohuayco and Sama formations
were distinguished. In Argentina they were grouped under the
name of Mesón Group.
The basal unit, the Camacho Formation (López-Murillo, 1978),
lies in unconformity over the rocks of the San Cristóbal Formation.
This unit is constituted by a continental sequence made up mainly
by a polymictic basal conglomerate, conglomeradic arkosic sandstones,
and quartzitic sandstones.
In conformity, the sandstones and bioturbated shale of the
Torohuayco Formation (Rivas et al., 1969) go on. This formation
is made up by quartzitic sandstones of pink and purple hues. In the
unit equivalent to northern Argentina, wormprints were found.
Decoloration occurs from weathering, giving this unit a peculiar
appearance.
The sequence ends with the whitish, pink and greenish quartzitic
sandstones of the Sama Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960),
which have a more extensive area development than the preceding
units. This unit is well developed in the Yunchará and Tacsara
ridges; generally, it has a thickness exceeding 400 m. The presence
of Scolithos and other prints produced by worms constitute the only
evidence of biological activity in this unit.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
EDAD
ASHGILLIANO
CARADOCIANO
LLANVIRNIANO
SEGMENTO
ATOCHA SEGMENTO MOCHARA SEGMENTO YUNCHARA
ATOCHA JURCUMA MOCHARA TARAYA CULPINA TACSARA
Tapial B
Tapial A
Kollpani
Angosto
Marquina
Jurcuma
ARENIGIANO
Pircancha
Pircancha
Sella
Agua y Toro
Agua y Toro
Jaricas
HUNNEBERGIANO
Abra Negra
Obispo
Obispo
TREMADOCIANO
Taraya
Cieneguillas
Cieneguillas
Iscayachi
Iscayachi
CAMBRICO SUP. Sama Sama Sama
Fig. 3.1 Correlación estratigráfica de rocas del Ciclo Tacsariano en la Cordillera Oriental Sur
Stratigraphic correlation chart of theTacsarian Cycle rocks in the south of Eastern Cordillera.
Los sedimentos más septentrionales de la Formación Sama están
expuestos al SE de la localidad de Culpina. Corresponden a dos
pequeños afloramientos sobre los ríos Rumi Cruz y La Cueva. Los
más occidentales afloran en el núcleo del Anticlinal de Taraya.
Ninguna de las tres formaciones del Cámbrico superior, descritas
líneas arriba proporcionó restos fósiles en Bolivia. La edad
cámbrica superior, atribuida a esta secuencias, fue establecida por
la posición estratigráfica que ocupa, así como por la identificación
de algunos géneros de ichnitas diagnósticas encontradas en
territorio argentino.
Transicionalmente por encima de esta última unidad se desarrolla
una potente secuencia marina de plataforma, depositada en una
cuenca intracratónica. La serie es predominantemente pelítica y es
atribuida al Ordovícico inferior. Desde el Cámbrico superior hasta
el Ordovícico inferior las condiciones tectónicas de la cuenca
fueron distensivas a gran escala (Rossling & Ballón, 1996).
Esta sucesión se inicia, en el sector oriental de la cuenca, con
limolitas gris verdosas pertenecientes a la Formación Iscayachi
(Rivas et al. , 1969). Esta unidad está sobrepuesta por una potente
secuencia de lutitas y limolitas de color ceniza, denominadas
Formación Cieneguillas (Rivas et al. , 1969). Estas dos unidades se
caracterizan por una abundante fauna de trilobites, graptolitos,
The northernmost sediments of the Sama Formation are exposed
SE of the Culpina locality. They refer to two small outcrops over
the Rumi Cruz and La Cueva rivers. The westernmost sediments
outcrop in the Taraya Anticline core.
None of the three Upper Cambrian formations described above
provided fossil remanents in Bolivia. The Upper Cambrian age
attributed to these sequences was established by the stratigraphic
position it occupies, as well as by the identification of some
diagnostic ichnite genera found in Argentine territory.
Deposited in an intracratonic basin, a powerful shelf sea sequence
develops transitionally over the preceding unit. The series is
predominantly pellitic and is attributed to the Lower Ordovician.
The basin’s tectonic conditions were large-scale distensive
(Rossling & Ballón, 1996).
This succession starts in the basin’s eastern sector with greenish
gray silt belonging to the Iscayachi Formation (Rivas et al., 1969).
This unit is overlain by a powerful ash colored shale and silt
sequence, called the Cieneguillas Formation (Rivas et al., 1969).
These two units feature abundant fauna including trilobites,
graptolites. brachiopods, mollusks, echinoderms and other fossil
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
braquiópodos, moluscos, equinodermos y otros grupos fósiles,
pertenecientes a las zonas de Neoparabolina argentina, Kainella
meridionalis y Rhabdinopora tarijensis, del Tremadociano inferior.
Las rocas del Tremadociano inferior en el borde occidental del
Segmento de Yunchara tienen un débil metamorfismo regional,
están constituidas en su mayor parte por pizarras y lutitas gris
oscuras a negras, con subordinadas intercalaciones de areniscas.
Estas rocas fueron denominadas Formación Taraya (Suárez-
Soruco, 1970), y afloran en la región de Salitre en la frontera con la
Argentina, y más al norte en la Quebrada de Taraya en el departamento
de Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). Estas rocas son
muy ricas en trilobites ptychopáridos y agnostidos; están también
presentes colonias graptolitos del género Rhabdinopora. En este
sector la secuencia está cubierta por sedimentos cretácicos.
La secuencia prosigue, hacia la región de Chaupiuno, con las
formaciones Obispo, Agua y Toro y Pircancha, depositadas de
forma continua al oeste de Iscayachi. La Formación Obispo
(Steinmann & Hoek, 1912) constituye una unidad predominantemente
pelítica, con limolitas y lutitas gris oscuras.
Culmina la secuencia tacsariana con el conjunto formado por las
formaciones Agua y Toro y Pircancha, definidas también por
Rivas et al. (1969) al WNW de Iscayachi. La sucesión está
constituida por una monótona alternancia de limolitas, lutitas gris
verdosas a amarillentas, y bancos de areniscas, en las que es
frecuente la presencia de graptolitos, y en menor número, trilobites
y braquiópodos del Ordovícico inferior. Esta secuencia está cortada
hacia el sinclinal de Camargo por la discordancia erosiva del
Cretácico superior.
Al este del Cabalgamiento Andino Principal aflora la Formación
Sella (Justiniano, 1972) representada por dos miembros: el inferior
constituido por una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas, de
color gris oscuro a verde amarillento que contienen abundantes
restos fósiles de graptolitos, braquiópodos y moluscos. El miembro
superior está integrado por una potente secuencia mayormente
arenosa que está discordantemente sobrepuesta por las diamictitas
de la Formación Cancañiri. En esta formación se recolectaron
Cruziana rugosa, C. goldfussii y C. roualti, y otros graptolitos del
Arenigiano, así como el trilobite Incaia (?) sp., y los ostrácodos
Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?)
angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. (Pribyl, 1984).
En la parte central, Segmento de Mochará, han sido reconocidas
dos secuencias, al oeste la Formación Jurcuma, y al este las
formaciones Abra Negra, Agua y Toro, y Pircancha, que fueron
depositadas entre el Hunnebergiano y el Llanvirniano basal.
(Erdtmann & Suárez, 1999). La formaciones Jurcuma y Abra
Negra aún no han sido debidamente formalizadas.
Finalmente, en el extremo oeste de la Cuenca Tacsariana, se define
el Segmento Atocha ubicado entre Tupiza y San Vicente. Erdtmann
et al. (1995) y Müller et al. (1996) reportaron el hallazgo de
graptolitos caradocianos (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus
sp., Dicranograptus sp. y Orthograptus calcaratus) en una potente
secuencia de más de 5.400 m. Esta potente secuencia, mayormente
turbidítica, con abundantes estructuras de deslizamiento en la parte
superior, fue dividida, de base a tope, en cinco unidades
Marquina Angosto Kollpani Tapial A Tapial
groups belonging to the Lower Tremadocian Neoparabolina
argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis
biozones.
The Lower Tremadocian rocks on the western border of the
Yunchará Segment have a weak regional metamorphism, and are
made up mainly by slates and dark gray to black shale, with
subordinate sandstone interbedding. These rocks were called
Taraya Formation (Suárez-Soruco, 1970), and outcrop in the
Salitre region of the border with Argentina, and further north at the
Taraya gorge in the Department of Chuquisaca (Suárez-Soruco, op.
cit.). These rocks are very rich in ptychoparid and agnostid
trilobites; graptolite colonies of the Rhabdinopora genus are also
present. In this sector, the ordovician sequence is covered by
Cretaceous sediments.
The sequence continues towards the Chaupiuno region with the
Obispo, Agua y Toro and Pircancha formations, which were
deposited continuously to the west of Iscayachi. The Obispo
Formation (Steinmann & Hoek, 1912) constitutes a predominantly
pellitic unit, with silt and dark gray shale.
The Tacsarian sequence ends with a set made up by the Agua y
Toro and Pircancha formations, also defined by Rivas et al.
(1969) to the WNW of Iscayachi. The succession is made up by a
monotonous alternation of silt, greenish to yellowish gray shale,
and sandstone banks, in which the presence of graptolites, and
Lower Ordovician trilobites and brachiopods in lesser number, is
common. Close to the Camargo syncline, this sequence is cut by
the erosive unconformity of the Upper Cretaceous.
East of the Main Andean Thrust outcrops the Sella Formation
(Justiniano, 1972), which is represented by two members: the lower
member, made up by interbedding of sandstones, silt and shale,
dark gray to yellowish green in color, and containing plenty of
fossil remanents including graptolites, brachiopods, and mollusks.
The upper member is made up by a powerful mostly arenaceous
sequence which lies in unconformity under the diamictites of the
Cancañiri Formation. Cruziana rugosa, C. goldfussii and C.
roualti, and other Arenigian graptolites were collected in this
formation, as well as Incaia (?) sp. trilobite and the Quadrilobella
simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y
Parapyxion (?) n. sp. ostracodes (Pribyl, 1984).
In the central part, the Mochará Segment, two sequences have been
recognized: to the west, the Jurcuma Formationa, and to the east,
the Abra Negra, Agua y Toro and Pircancha formations, which
were deposited between the Hunnebergian and the Basal
Llanvirnian (Erdtmann & Suárez, 1999). The Jurcuma and Abra
Negra formations have yet to be duly formalized.
Finally, in the western end of the Tacsarian Basin, the Atocha
Segment, located between Tupiza and San Vicente, is defined.
Erdtmann et al. (1995) and Müller et al. (1996) reported the finding
of Caradocian graptolites (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus
sp., Dicranograptus sp. and Orthograptus calcaratus) in a
powerful sequence of more than 5,400 m. From base to top, this
mostly turbiditic powerful sequence, with abundant slip structures
on the top, was divided in five units called Marquina, Angosto,
Kollpani Tapial A Tapial B
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
denominadas Marquina, Angosto, Kollpani, Tapial A y Tapial
B. Esta división podría en el futuro corresponder a unidades
formacionales, adecuando nombres de las unidades (Erdtmann et
al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).
Cordillera Oriental Central
La relación estratigráfica entre las formaciones Avispas (Ciclo
Brasiliano?) y Capinota (Ciclo Tacsariano) es discutida, existiendo
a la fecha opiniones en sentido de que el contacto sería de tipo
normal transicional, y otra que sostiene que el contacto es tectónico
producido por una falla inversa que elevó el paquete conglomerádico.
Kollpani, Tapial A and Tapial B. In the future, this division
could correspond to formation units, by adjusting the names of the
units (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).
Central Eastern Cordillera
There is still argument on the stratigraphic relation between the
Avispas (Brazilian Cycle?) and Capinota (Tacsarian Cycle). To
date, some argue that the contact is nornal transitional type, while
others claim that contact is tectonic, produced by a reverse fault
that lifted the conglomeradic package.
ASHGILLIANO INF.
FORMACION SAN BENITO
CARADOCIANO
LLANVIRNIANO
GRUPO
COCHABAMBA
FORMACION ANZALDO
FORMACION CAPINOTA
BRASILIANO ?
GRUPO LIMBO
FORMACION AVISPAS
FORMACION PUTINTIRI
Fig. 3.2 Estratigrafía de los grupos Limbo (Brasiliano) y Cochabamba (Tacsariano).
Stratigraphy of the Limbo (Brasilian) and Cochabamba (Tacsarian) groups.
En la parte central de la Cordillera Oriental solo están expuestas
rocas del Ordovícico medio y superior, que corresponden al Grupo
Cochabamba, integrado de base a tope por las formaciones
Capinota, Anzaldo y San Benito.
Las rocas más antiguas de este grupo corresponden a las lutitas y
limolitas de color gris oscuro de la Formación Capinota (Rivas,
1971), cuya base no es visible en la región. Esta unidad fue
depositada durante el Ordovícico medio en un ambiente marino, de
plataforma profunda. Las lutitas de la Formación Capinota tienen
un desarrollo areal extenso, son rocas fosilíferas depositadas en
ambientes marinos relativamente profundos, con un alto contenido
de sulfuros, que actualmente al diluirse con las lluvias, ocasiona un
empobrecimiento de los suelos fértiles del valle cochabambino.
Las unidades del Ordovícico superior son sedimentos marinos más
someros. En la base se disponen areniscas y limolitas de color gris
verdoso a amarillento, con abundantes restos de Cruziana furcifera,
C. rugosa, y restos de braquiópodos inarticulados. Estos
sedimentos constituyen la Formación Anzaldo (Rivas, 1971). En
estas areniscas está presente una abundante fauna de la Zona de
Bistramia elegans asociada a Dignomia boliviana, Sacabambaspis
janvieri, Huemacaspis bistrami y otros fósiles de edad no bien
definida, generalmente atribuida al Caradociano basal. Entre los
palinomorfos han sido citados los acritarcos Villosacapsula?
rosendae–helenae, Veryhachium? sp. y Veryhachium europaeum
(Gagnier et al., 1996).
In the central part of the Eastern Cordillera, only the Middle and
Upper Ordovician rocks are exposed, pertaining to the
Cochabamba Group which, from base to top is made up by the
Capinota, Anzaldo and San Benito formations.
This group’s oldest rocks are dark gray shale and silt from the
Capinota Formation (Rivas, 1971), the base of which is not visible
in the region. This unit was deposited during the Middle
Ordovician, in a deep shelf marine environment. The shale of
Capinota Formation has an extensive area development; the
fossiliferous rocks were deposited in relatively deep marine
environments, with a high sulphur content. Currently, when these
get diluted with rainwater, it causes the fertile soils of the
Cochabamba valley to become poor.
The Upper Ordovician units are shallower marine sediments. At the
base, greenish to yellowish gray sandstones and silt, with abundant
Cruziana furcifera, C. rugosa remanents, as well as inarticulate
brachiopod remanents are laid out. These sediments make up the
Anzaldo Formation (Rivas, 1971). Abundant fuana of the
Bistramia elegans Zone, associated to Dignomia boliviana,
Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami and other fossils of
age not well defined, but generally attributed to the Basal Caradocian,
are present in these sandstones. Among the palinomorphs, the
Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. and
Veryhachium europaeum acritarchs (Gagnier et al., 1996) have
been quoted.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Transicionalmente, estas rocas gradan a ortocuarcitas muy duras,
gris azuladas a blanquecinas, con esporádicos lentes calcáreos.
Corresponden a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa,
1960), y al igual que la anterior formación, se trata de depósitos de
plataforma somera, pero con mayor influencia costera. Estas rocas
son fosilíferas, especialmente los niveles superiores próximos al
contacto con la Formación Cancañiri, tal como sucede en la
Cordillera del Tunari (Cochabamba) donde se reportaron los
braquiópodos Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. (Suárez-
Soruco & Benedetto, 1996), y el bivalvo Lyrodesma sp. (Sanchez
& Suárez-Soruco, 1996). Esta fauna corresponde al intervalo
Caradociano tardío – Ashgilliano temprano.
Cordillera Oriental Norte
En el sector septentrional, afloran solamente rocas del Ordovícico
medio y superior, representadas por las formaciones Coroico y
Amutara.
La unidad más antigua de la región, la Formación Coroico (Suárez-
Soruco, 1992), corresponde a una potente secuencia pelítica
depositada en un ambiente marino de plataforma profunda, en una
cuenca de rift. Según Santivañez et al. (1996), la Formación
Coroico está constituída mayormente por lutitas negras, aflora
principalmente en el núcleo de amplias estructuras anticlinales. Sin
embargo, el rasgo característico de estas rocas es la notoria
disminución del tamaño del grano de la base al tope, es decir, en la
base presenta areniscas de grano fino de color gris marrón con
laminación horizontal y que pasan gradualmente hacia el tope a
lutitas negras carbonosas. En estos sedimentos se recolectaron
algunos trilobites, graptolitos y braquiópodos que sugieren una
edad llanvirniana. El pase de la Formación Coroico a la Formación
Amutara es transicional por incremento de los bancos arenosos.
El Ciclo Tacsariano concluye en la Cordillera Oriental Norte, con
una alternancia de areniscas y areniscas cuarcíticas de varios
cientos de metros de espesor, intercaladas con delgados niveles
pelíticos. Estas rocas son consideradas de edad ordovícica superior
y fueron denominadas Formación Amutara (Voges, 1962).
Corresponden a rocas marinas de plataforma profunda depositadas
en una cuenca de antepaís. En estas rocas se encontraron restos de
braquiópodos inarticulados, entre los que sobresale por su
abundancia la especie Dignomia boliviana Emig, 1996.
Más al sur, en algunas localidades en el sector entre Cochabamba y
Oruro, y sobre diferentes niveles de la Formación Amutara, se
desarrolla una secuencia cuspidal del Ciclo Tacsariano denominada
Formación Tokochi (Sempere et al., 1991), y constituida por 50 a
200 m de lutitas negras ricas en materia orgánica y pirita, que
presentan por meteorización un color gris-ceniza característico. En
estas rocas se recolectaron restos de Schizocrania filosa Hall y
cefalópodos. En la región de Lampaya (Cochabamba) se recolectó
una graptofauna de edad ashgilliana (Toro & Salguero, 1996)
Más al noroeste, entre Caranavi y Apolo, continúan los afloramientos
ordovícicos, mayormente en facies pelíticas del
Ordovícico medio (Zona de Didymograptus murchisoni), aunque
conservando por sectores, en los niveles superiores, secuencias con
Transitionally, these rocks grade to very hard orthoquartzites,
blueish gray to whitish in color, with sporadic calcareuos lenses.
They correspond to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa,
1960), and same as the the preceding formation, these are shallow
shelf deposits, but with greater coastal influence. These rocks are
fossiliferous, particularly the upper levels close to the contact with
the Cancañiri Formation, just like in the Tunari Range (Cochabamba),
where the Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp.
brachiopods (Suárez-Soruco & Benedetto, 1996), and the
Lyrodesma sp. bivalve (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996) were
reported. This fauna pertains to the Late Caradocian–Early
Ashgillian interval.
North Eastern Cordillera
In the northern sector, only Middle and Upper Ordovician rocks,
represented by the Coroico and Amutara formations, outcrop.
The region’s oldest unit, the Coroico Formation (Suárez-Soruco,
1992), refers to a powerful pellitic sequence, deposited in a deep
shelf marine environment in a rift basin. According to Santivañez
et al. (1996), the Coroico Formation is made up mainly by black
shale, and outcrops mainly at the core of wide anticline structures.
Nevertheless, these rocks’ typical feature is the notorious decrease
from base to top in the grain size; that is, the base displays
brownish gray fine grained sandstones with horizontal lamination,
shifting gradually to carbonous black shale towards the top. Some
trilobites, graptolites, and brachiopods, suggesting Llanvirnian age,
were collected in these sediments. The pass from the Coroico
Formation to the Amutara Formation is transitional by the increase
of arenaceous banks.
The Tacsarian Cycle ends at the North Eastern Cordillera with an
alternation of sandstones and quartzitic sandstones of several
hundreds of meters of thickness, interbedded with thin pellitic
levels. These rocks are considered to be of Upper Ordovician age,
and were called the Amutara Formation (Voges, 1962). They
pertain to deep shelf marine rocks, deposited in a foreland basin.
Inarticulate brachiopod remanents were found in these rocks,
standing out for its abundance the species Dignomia boliviana
Emig, 1996.
Further south, in some of the localities in the sector between
Cochabamba and Oruro, a Tacsarian Cycle cuspidal sequence
develops over the different levels of the Amutara Formation. This
sequence is called Tokochi Formation (Sempere et al., 1991), and
is made up by 50 to 200 m of black shale, rich in organic matter
and pyrite, displaying a typical ash gray color due to weathering.
Remanents of Schizocrania filosa Hall and cephalopods were
collected from these rocks. In the Lampaya region (Cochabamba),
graptofauna of Ashgillian age was collected (Toro & Salguero,
1996).
Further northwest, between Caranavi and Apolo, the Ordovician
outcrops continue, mostly with pellitic facies of the Middle
Ordovician (Didymograptus murchisoni Zone), although at the
upper levels, sequences with arenacous interbedding attributed to
46

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
intercala-ciones arenosas atribuidas al Ordovícico superior. La
fauna recolectada por Nordenskiold, y en particular los graptolitos,
fue estudiada por Bulman (1931). En la actualidad estas secuencias
son incluidas en las formaciones Coroico y Amutara (Suárez &
Díaz, 1996).
Las rocas ordovícicas aflorantes a lo largo y próximos a los
intrusivos de la Cordillera Real, presentan una alteración a metasedimentitas.
Estas rocas fueron diferenciadas por geólogos de
Servicio Geológico de Bolivia (Pérez-Guarachi, com. pers.) en tres
unidades: la primera, de espesor no definido por no conocer su
base, constituida por filitas, esquistos y metalimolitas, gris
negruzcas (Formación Coroico?). La unidad intermedia de 800 a
1000 m de espesor, compuesta por metalimolitas de color verde
olivo, con alteración pardo rojiza, intercaladas con niveles
arenosos, y finalmente la unidad superior, en el núcleo de los
sinclinales, constituida por la intercalación de areniscas cuarcíticas
y capas pelíticas, con un espesor mínimo estimado de 60 a 80 m
(Formación Amutara?). Estas secuencias, al igual que las de la
región de Pata-Apolo, son fosilíferas.
La Fase Oclóyica
Tawackoli et al. (1996) dataron el metamorfismo de dos muestras
foliadas ordovícicas de la Cordillera Oriental Sur, en 310.2 ± 6.5 y
374.8 ± 8.0 Ma. Este hecho, junto a otros argumentos estructurales,
evidencia que la fase Oclóyica, que separa los ciclos Tacsariano y
Cordillerano, no tuvo en Bolivia un importante efecto deformante
sobre las rocas ordovícicas, por cuanto esta acción tectónica se
produjo recién a fines del Ciclo Cordillerano (fase Chiriguana o
eohercínica). Consiguientemente, durante la Fase Oclóyica
aparentemente no se formó un orógeno plegado, ni tuvo la
magnitud atribuida, y correspondió solamente a la formación de un
arco magmático producido en territorio argentino por la colisión de
la placa de Arequipa contra el Macizo Pampeano, como se indicó
en el capítulo de introducción. Esta colisión y consiguiente
subducción ocasionó la intrusión de cuerpos granitoides. En
Bolivia, no hay registros que evidencien esa acción magmática por
cuanto las cuencas del Paleozoico inferior fueron intracratónicas.
Como consecuencia de ese levantamiento, ocurrido a fines del
Ordovícico y/o principios del Silúrico, toda la secuencia inferior
del Ciclo Tacsariano (Cámbrico superior y Ordovícico inferior) fue
dislocada y expuesta en el sur del país y los sedimentos
sobrepuestos, parcialmente consolidados, fueron erodados,
removidos y rellenaron la cuenca de la Formación Cancañiri. Por
este motivo, en la actualidad no están preservados en el área de
Tarija.
Ciclo Cordillerano
Sedimentos del Ciclo Cordillerano están ampliamente distribuidos
en la Faja Plegada de Huarina y en la Faja Andina-Subandina,
desde la frontera con el Perú hasta el límite con la Argentina.
Fueron depositados como relleno de una amplia cuenca intracratónica,
con material procedente del sur y oeste.
Se han diferenciado dos sectores de afloramientos cordilleranos,
ambos con secuencias similares y nominaciones diferentes. Un
sector occidental (o Faja Plegada de Huarina) ubicado al W y SW
the Upper Ordovician are preserved by sectors. The fauna collected
by Nordenskiold, particularly the graptolites, was studied by
Bulman (1931). At present, these sequences are included in the
Coroico and Amutara Formations (Suárez & Díaz, 1996).
The Ordovician rocks outcropping along and next to the Cordillera
Real’s intrusives display a shift to metasedimentites. These rocks
were differentiated by geologists from the Bolivian Geological
Survey (Pérez-Guarachi, personal comm.) in three units: the first -
of undefined thickness since its base is unknown - is made up by
blackish gray phyllites, schists and metasilts (Coroico Formation?).
The 800 to 1000 m thick intermediate unit is made up by olive
green metasilts, with a reddish brown alteration, and interbedded
by arenaceous levels. Finally, the upper unit, located at the
synclines core, is made up by quartzitic sandstone interbedding and
pellitic layers, with a minimum estimated thickness of 60 to 80 m
(Amutara Formation?). Just like those of the Pata-Apolo region,
these sequences are fossiliferous.
The Ocloyic Phase
Tawackoli et al. (1996) dated the metamorphism of two Ordovician
foliated samples from the South Eastern Cordillera at 310.2 ± 6.5 y
374.8 ± 8.0 Ma. Together with the structural arguments, this fact is
evidence that the Ocloyic phase, which separates the Tacsarian and
Cordilleran Cycles, did not have a significant deformation effect
over the Ordovician rocks in Bolivia, since this tectonic action did
not occur until the end of the Cordilleran Cycle (Chiriguano or
eohercynic phase). Consequently, no folded orogen was formed
during the Ocloyic Phase, nor did it have the attributed magnitude,
but it did pertain to the formation of a magmatic arc produced in
Argentine territory by the collision of the Arequipa Plate against
the Pampean Massif, as indicated in the introduction chapter. This
collision, and the ensuing subduction, caused the intrusion of
granitoid bodies. In Bolivia, there are no records attesting to that
magmatic action, since the Lower Paleozoic basins were
intracratonic.
As a result of this uplifting, which took place at the end of the
Ordovician and/or at the beginning of the Silurian, the entire lower
sequence of the Tacsarian Cycle (Upper Cambrian and Lower
Ordovocian) was wrenched and exposed in the southern part of the
country, and the overlying sediments, partially consolidated, were
eroded and mixed, and infilled the Cancañiri Formation’s basin.
Therefore, they are not preserved at present in the Tarija area.
Cordilleran Cycle
The Cordilleran Cycle sediments are widely distributed in the
Huarina Fold Belt and in the Andean – Subandean Belt, from the
Peruvian border to the Argentine border. These sediments were
deposited as infill of a wide intracratonic basin, with material
coming from the south and west.
Two sectors of Cordilleran outcrops have been distinguished, both
with similar sequences and different names: a western sector (or
Huarina Fold Belt), located W and SW of the lineament formed by
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
del lineamiento formado por la zona de fallas de la Cordillera Real,
y su prolongación hacia la ciudad de Sucre, y luego hacia el sur a
través de la falla de Tocloca. En este sector están comprendidas las
cuencas de Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana,
Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, y Tica Tica al SW de Potosí.
La secuencia estratigráfica de este sector está representado por las
formaciones Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía y Catavi, para el
Silúrico, y Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho y Grupo Ambo,
para el Devónico y Carbonífero inferior.
El sector oriental (o Faja Andina-Subandina), comprende a los
afloramientos cordilleranos desarrollados al noroeste y este de la
zona de fallas de la Cordillera Real y el lineamiento señalado en el
párrafo anterior, y comprende las cuencas de Aiquile-Vallegrande
en la parte central, y luego con rumbo meridiano las cuencas
Zudañez-Azurduy, Tarija-Padcaya, y las correspondientes al norte
argentino. En este sector se definieron las formaciones Cancañiri,
Kirusillas y Tarabuco, para el Silúrico, y Santa Rosa, Icla,
Huamampampa, Los Monos, Iquiri y Saipurú, para el Devónico y
Carbonífero inferior. Las tres últimas formaciones presentan
escasos y reducidos afloramientos en este sector de la Cordillera
Oriental, pero tienen amplio desarrollo en la región subandina
adyacente.
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
the Cordillera Real fault zone and its extension into the city of
Sucre, and later to the south through the Tocloca fault. This sector
includes the Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana,
Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, and Tica Tica basins, to the
SW of Potosí. This sector’s stratigraphic sequence is represented
by the Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía and Catavi formations,
for the Silurian, and the Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho
and Ambo Group formations, for the Devonian and Lower
Carboniferous.
The eastern sector (or Andean-Subandean Belt) comprises the
Cordilleran Cicle outcrops that developed northeast and east of the
Cordillera Real fault zone and the lineament indicated in the
paragraph above. In the central part, it comprises the Aiquile-
Vallegrande basins, and then, towards the meridian, the Zudañez-
Azurduy and Tarija-Padcaya basins, as well as those belonging to
northern Argentina. In this sector, the Cancañiri, Kirusillas and
Tarabuco formations were defined for the Silurian, and the Santa
Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri and Saipurú
formations for the Devonian and Lower Carboniferous. The last
three formations display scarce and reduced outcrops in the Eastern
Cordillera sector, but are widely developed in the adjacent
Subandean region.
FAJA ANDINA-
SUBANDINA
C I C L O C O R D I L L E R A N O
GRUPO AMBO
SAIPURU
IQUIRI
COLLPACUCHO
LOS MONOS
SICASICA
HUAMAMPAMPA
BELEN
ICLA
VILA VILA
SANTA ROSA
CATAVI
TARABUCO
UNCIA
KIRUSILLAS
LLALLAGUA ? ? ?
HUANUNI
CANCAÑIRI
CANCAÑIRI
Fig. 3.3 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Cordillerano en la Cordillera Oriental de Bolivia.
Stratigraphy of the Cordilleran Cycle sediments in the Bolivian Eastern Cordillera.
Faja plegada de Huarina
Los movimientos oclóyicos, relacionados con plutonismo en el
norte argentino, produjeron en el sur del país, como se indicó al
desarrollar el ciclo anterior, dos efectos: primero la elevación de la
secuencia tacsariana, y la consiguiente exposición de rocas cambroordovícicas,
y la formación de una cuenca distensiva asimétrica,
con un sector occidental profundo (cuencas de Chayanta y Tica
Tica de hasta 1500 m de espesor), separado por medio de una
The Huarina Fold Belt
As discussed in the development of the previous cycle, in the south
of the country, the ocloyic movements related to the plutonism in
northern Argentina caused two effects: first, the uplifting of the
Tacsarian Cycle sequence, and the ensuing exposition of the
Cambro-Ordovician rocks, and the formation of an assymmetrical
distensive basin, with a deep western sector (the Chayanta and Tica
Tica basins of up to a 1,500 m thickness), separated from the
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
profunda falla normal (lineamiento Cordillera Real–Falla Tocloca)
del sector oriental de plataformas someras ( 20 a 100 m).
El principal relleno de esta cuenca se efectuó con material
procedente de la erosión de los niveles aflorantes de rocas del
Ordovícico y Brasiliano. Este material denudado y acumulado en
una cuenca profunda, formó una secuencia de estratos macizos,
pobremente estratificados, grandes bloques caídos, capas
deslizadas y abundantes clastos de diferentes materiales y
procedencia, que constituye la Formación Cancañiri (Koeberling,
1919). Estas diamictitas desarrollan cuerpos macizos, sin ninguna
estratificación, con cuerpos arenosos deslizados e incorporados en
los sedimentos. Esta unidad se asienta con una discordancia erosiva
regional sobre rocas ordovícicas de distinta edad, desde rocas
tremadocianas y arenigianas al sur, hasta rocas del Ordovícico
superior en la región de Cochabamba (Suárez-Soruco, 1995). En la
región de Independencia – Inquisivi - Milluni las diamictitas
descansan sobre rocas caradocianas. Para el análisis de la edad de
esta unidad debe referirse a lo indicado a continuación, para el
sector de Cochabamba, única región del país con fósiles
diagnósticos. Los mayores espesores de esta formación (sobre los
1000 m) se presentan en las cuencas de Tica Tica y Chayanta.
Las metasedimentitas del Miembro Huanuni (Turneaure, 1960) de
la Formación Cancañiri, alcanzan un espesor máximo de 470 m en
la región de Pulacayo, y hacia el este disminuyen a unos pocos
metros de potencia. Esta unidad de facies de turbiditas asociadas a
procesos de flujo de detritos, es considerada por los geólogos de
Geobol como el miembro superior, localmente metamorfizado, de
la Formación Cancañiri (véanse los mapas de Machacamarca,
Huanuni, Uncía y Challapata). Del perfil de Río Blanco,
Vanguestaine (en Gagnier et al., 1996) describe una asociación de
acritarcos de la zona de Neoveryhachium carminae.
Sobreyaciendo concordantemente a la Formación Cancañiri (y por
amplios sectores del área de Huanuni, sobre el anterior miembro),
se desarrollan los depósitos turbidíticos de la Formación Llallagua
(Koeberling, 1919) constituidos por cuarcitas gris claras a marrones,
areniscas, limolitas y lutitas gris verdosas, diferenciadas en
tres miembros característicos. Estas rocas disminuyen bruscamente
de espesor hacia el este de la cuenca, desde un máximo de 1700 m
en el sector occidental, a unos pocos metros en la parte oriental de
la misma (Sacaca-Chayanta y Pocoata).
De mayor extensión areal, la Formación Uncía (Vargas, 1970) se
sobrepone normalmente a las anteriores. La Formación Uncía está
constituida por sedimentos pelíticos, marinos de plataforma
somera. Si bien no son muy frecuentes, los fósiles diagnósticos de
esta formación corresponden a las zonas de Saetograptus-
Phragmolites-Dualina y Harringtonina, que indican una edad
ludloviana (Suárez-Riglos et al., 1994). Esta unidad es equivalente
a la Formación Kirusillas de la Faja Andina-Subandina. A
diferencia de las anteriores unidades y en general del Ordovícico, a
partir de esta formación adquiere importancia la microflora, su
registro es mayor, tanto en cantidad de ejemplares como en calidad
de la materia orgánica, así como el numero y variedad de especies.
Caracteriza al Ludloviano la asociación palinológica de
Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus.
eastern sector of shallow shelves ( 20 a 100 m) by means of a
normal deep fault (the Cordillera Real lineament-Tocloca Fault).
This basin’s main infill took place with material coming from the
erosion of the Ordovician and Brasilian rocks outcropping levels.
Denudated and accumulated in a deep basin, this material formed a
poorly bedded massive strata sequence, large fallen blocks, slipped
layers and abundant clasts of different materials and origins, which
make up the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). These
diamictites develop completely unbedded massive bodies with
arenaceous bodies that slipped and got incorporated within these
sediments. This unit is settled in regional erosive unconformity
over Ordovician rocks of different ages, from Tremadocian and
Arenigian to the south, to Upper Ordovician rocks in the
Cochabamba region (Suárez-Soruco, 1995). In the Independencia
–Inquisivi–Milluni region, the diamictites rest upon the Caradocian
rocks. For an age analysis on this unit, reference to the nextmentioned
should be made for the Cochabamba sector, which is the
only region of the country with diagnostic fossils. The major
thickness of this formation (upon the 1000 m) occurs in the Tica
Tica and Chayanta basins.
The metasedimentites of the Huanuni Member (Turneaure, 1960)
of Cancañiri Formation, reach a maximum thickness of 470 m in
the Pulacayo region, and diminish to the east, to a few meters in
thickness. This unit, with facies of turbidites associated to detrital
flow processes, is considered by Geobol geologists to be the locally
metamorphized upper member of the Cancañiri Formation (see the
Machacamarca, Huanuni, Uncía and Challapata maps). From the
Blanco River profile, Vanguestaine (in Gagnier et al., 1996)
describes an acritarc association from the Neoveryhachium
carminae biozone.
Lying in conformity over the Cancañiri Formation (and over wide
sectors of the Huanuni area also over the preceding member),
develop the turbiditic deposits if the Llallagua Formation
(Koeberling, 1919), made up by light gray to brown quartzites,
sandstones, silt, and greenish gray shale, all differentiated in the
three typical members. In the western sector, the thickness of these
rocks decreases abruptly from a maximum of 1,700 m towards the
east of the basin, to a few meters in the eastern part of the basin
(Sacaca-Chayanta and Pocoata).
With a larger areal extension, the Uncía Formation (Vargas, 1970)
normally lies over the former. The Uncía Formation is made up by
shallow shelf marine pellitic sediments. Although not very
common, this formation’s diagnostic fossils pertain to the
Saetograptus-Phragmolites-Dualina and Harringtonina zones,
which indicate a Ludlovian age (Suárez-Riglos et al., 1994). This
unit is equivalent to the Kirusillas Formation of the Andean-
Subandean Belt. Contrary to the preceding and generally
Ordovician units, starting with this formation, the microflora gains
importance. There is more evidence of its presence, both in number
of samples and in quality of the organic matter, as well as in the
number and variety of the species. The palynological
Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus association is
typical of the Ludlowian age.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Gradacionalmente, hacia el tope son más frecuentes las
intercalaciones arenosas, y con el primer banco importante de
arenisca, generalmente portador del braquiópodo Clarkeia
antisiensis, se inicia la Formación Catavi (Koeberling, 1919),
depositada durante el Silúrico superior (Pridoliano) en una
plataforma somera con influencia costera. Como se indicó líneas
arriba, en esta unidad está presente Clarkeia que es un fósil guía de
la asociación integrada además por especies de los géneros
Heterorthella y Harringtonina, entre los más importantes. Otros
géneros diagnósticos de esta unidad son Kazachstania y
Andinacaste. En Huacani-Condo, la Formación Catavi presenta la
asociación palinológica de Pterochitina pterivelata y Urochitina
urna (Liachenko en Limachi et al., 1996). Esta unidad es
equivalente de la Formación Tarabuco del sector oriental.
En el sector occidental, sobre todo en el borde de la Cordillera Real
(Yani - Huayna Potosí), las rocas cordilleranas fueron sometidas a
un proceso de metamorfismo dinamotérmico originando una
aureola metamórfica. Este metamorfismo afectó a los sedimentos
de las formaciones Catavi, Uncía y Cancañiri, e incluso a rocas
ordovícicas de la región: formaciones Coroico y Amutara. (Pérez-
Guarachi, 1980). A este conjunto de rocas alteradas por el
metamorfismo, Kozlowski (1923) denominó "Pizarras de la
Cordillera Real".
En algunas localidades, la Formación Catavi concluye con un
horizonte pelítico denominado Ventilla por Koeberling (1919).
Este nivel es atribuido a la base del Devónico. Sin embargo, lo más
frecuente es que este horizonte no esté presente y que la secuencia
continúe de forma transicional con la Formación Vila Vila (Fricke
et al., 1964), constituida por areniscas rosadas entrecruzadas, de
ambiente costero a deltaico. Debido a su proximidad a la costa, es
muy reducida la presencia de restos de invertebrados fósiles. No
obstante, se recolectaron, especialmente en los niveles superiores
de la unidad, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae y
Australocoelia intermedia, fósiles malvinocáfricos endémicos que
corresponden a la base del Devónico. Más frecuente es la presencia
de briznas vegetales de plantas vasculares primitivas atribuidas al
género Rhynia.
Prosiguen sedimentos de relativa mayor profundidad,
inframareicos, y por lo tanto con mayor contenido fosilífero que la
anterior. Este depósito se realizó en un ambiente marino de
plataforma somera a profunda que caracteriza a la mayor parte del
Ciclo Cordillerano. Estas rocas corresponden a la Formación Belén
(Fricke et al., 1964), unidad que junto con la superpuesta
Formación Sicasica, sirve de referencia para el estudio de la fauna
de invertebrados malvinocáfricos. La Cuarcita Condoriquiña divide
a la Formación Belén en dos miembros, y concluye con la Cuarcita
Cruz Loma en la base de la Formación Sicasica. El miembro
superior de la Formación Belén tiene una mayor influencia costera
y deltaica, hecho que se refleja en la naturaleza de la fauna fósil
presente. La biozona inferior se caracteriza por la presencia de
Scaphiocoelia boliviensis. En cambio, la superior por la biozona
asociada a Conularia quichua, en la que sobresalen por su
abundancia Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata.
Continúa normalmente la secuencia con la Formación Sicasica
(Kozlowski, 1923), con la Cuarcita Cruz Loma en la base, que la
separa de la anterior formación. Los sedimentos de esta unidad
Gradationally, arenaceous interbedding is more frequent towards
the top. The Catavi Formation (Koeberling, 1919) starts with the
first important sandstone bank, generally carrier of the Clarkeia
antisiensis brachiopod. This formation was deposited during the
upper Silurian (Pridolian) in a shallow shelf with coastal influence.
As indicated above, present in this unit is Clarkeia, a guide fossil
of the association also made up by species of the Heterorthella and
Harringtonina genera, among the most important. Other diagnostic
genera in this unit include the Kazachstania and Andinacaste. In
Huacani-Condo, the Catavi Formation presents the Pterochitina
pterivelata and Urochitina urna palinological association
(Liachenko in Limachi et al., 1996). This unit is equivalent to the
Tarabuco Formation of the eastern sector.
In the western sector, over the entire border of the Cordillera Real
(Yani – Huayna Potosí), the cordilleran rocks were subjected to a
dynamothermal metamorphic process, producing a metamorphic
aureole. This metamorphism affected the sediments of the Catavi,
Uncía and Cancañiri formations, and even the Ordovician rocks in
the region: the Coroico and Amutara formations (Pérez-Guarachi,
1980). This set of rocks altered by metamorphism was called
“Cordillera Real Slates” by Kozlowski (1923).
In some localities, the Catavi Formation ends with a pellitic
horizon called Ventilla by Koeberling (1919). This level is
attributed to the base of the Devonian. However, the absence of this
horizon is most frequent, and the sequence continues transitionally
with the Vila Vila Formation (Fricke et al., 1964). This formation
is made up by crossbedded sandstones from a coastal to deltaic
environment. Due to its proximity to the coast, the presence of
fossil invertebrate remanents is reduced. Nonetheless,
Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae and Australocoelia
intermedia, which are endemic Malvinokaffric fossils
corresponding to the base of the Devonian, were collected
particularly in the upper levels of this unit. Attributed to the Rhynia
genus, the presence of plant fragments from primitive vascular
plants is frequent.
Continuing are infratidal sediments of relative greater depth, and
therefore, with a greater fossiliferous content than the preceding
one. This deposit occured in a shallow to deep shelf marine
environment which is typical of most of the Cordilleran Cycle.
These rocks pertain to the Belén Formation (Fricke et al., 1964), a
unit that together with the overlying Sicasica Formation, serves as
reference for the study of Malvinokaffric invertebrate fauna. The
Condoriquiña Quartzite splits the Belén Formation into two
members, and ends with the Cruz Loma Quartzite at the base of the
Sicasica Formation. The upper member of the Belén Formation has
greater coastal and deltaic influence, a fact that reflects the nature
of the present fossil fauna. The lower biozone features the presence
of Scaphiocoelia boliviensis. The upper, in turn, features the
biozone associated to Conularia quichua, in which Australospirifer
hawkinsi and Australocoelia palmata stand out for their abundance.
The sequence of the Sicasica Formation (Kozlowski, 1923),
continues normally with the Cruz Loma Quartzite at the base,
which separates it from the previous formation. This unit’s
50

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
reflejan también un ambiente marino costero, de plataforma
somera. Caracterizan a esta unidad especies de la zona de Dipleura
dekayi boliviensis, del Devónico medio.
Cubriendo a las areniscas de la Formación Sicasica, se inicia una
secuencia estrato y grano creciente, la Formación Collpacucho
(Fricke et al., 1964), depositada en el mismo ambiente marino que
las anteriores. Esta formación está dividida por la Arenisca Santari
(Givetiano/Frasniano) en dos miembros, el inferior de alrededor de
500 m de lutitas y limolitas, intercaladas por areniscas, y un
miembro superior de aproximadamente 700 m, de sedimentos de
mayor tamaño de grano, constituidos en su mayoría por areniscas y
limolitas. Los sedimentos por lo general no son fosilíferos. Fueron
recolectados sin embargo restos de goniatites y de peces artrodiros.
Esta unidad fue depositada del Givetiano al Fameniano.
En la parte central, región de Sicasica-Belén, la Formación
Collpacucho está cubierta discordantemente por depósitos
cretácicos y cenozoicos, pero en el área de influencia del Lago
Titicaca sobreyace de forma normal, o con discordancia erosiva, la
secuencia del Grupo Ambo (Newell et al., 1949), que reune a las
formaciones Cumaná, Kasa y Siripaca, con un registro que se inicia
en el Devónico más alto (Fameniano) y concluye en el Carbonífero
inferior (Serpukhoviano). El Grupo Ambo se depositó en una
plataforma siliciclástica somera dominada por el oleaje y las
tormentas (Díaz-Martínez, 1991)
La parte alta del Ciclo Cordillerano en la región del Lago Titicaca,
fue dividida por Ascarrunz & Radelli (1964) en dos unidades, las
formaciones Cumaná y Kasa. Posteriormente, Díaz-Martínez
(1991) separó la Formación Kasa, de los autores señalados, en dos
unidades, manteniendo el nombre de Formación Kasa para la parte
inferior, y denominando Formación Siripaca a la parte superior,
que contiene carbones y areniscas, con la flora de Nothorhacopteris
- Triphyllopteris.
Este depósito se inicia en aparente continuidad sobre la Formación
Collpacucho, con las diamictitas, areniscas y conglomerados de la
Formación Cumaná (Ascarrunz & Radelli, 1964), en las que es
frecuente observar bloques resedimentados y clastos con abrasión
glaciar (Díaz, 1991), posiblemente relacionada a una actividad
tectónica sinsedimentaria (Díaz et al., 1996). Esta unidad puede
alcanzar los 300 metros de espesor. De los sedimentos de esta
formación solo se recuperaron palinomorfos fameniano–
tournaisianos característicos de la zona de Retispora lepidophyta –
Umbellasphaeridium saharicum (Vavrdová et al., 1991).
De forma continua y concordante prosiguen las areniscas y lutitas,
con intercalación menor de diamictitas, de la Formación Kasa
(Ascarrunz & Radelli, 1964), que corresponde a un depósito
marino de plataforma somera con evidencias de resedimentación.
Esta secuencia pertenece a un ambiente de progradación deltaica
(Díaz-Martínez, 1991). Estos sedimentos se acumularon durante el
Tournaisiano y Viseano inferior.
Díaz-Martínez (1991) separó de la Formación Kasa, en el sentido
de Ascarrunz & Radelli (1964), la parte superior clástica con capas
de carbón y restos vegetales, como Formación Siripaca,
considerando que corresponde a otro ambiente sedimentario, con
mayor influencia continental, transicional deltaico y fluvial. Los
sediments also reflect a shallow shelf coastal marine environment.
This unit features species from the Middle Devonian Dipleura
dekayi boliviensis zone.
Covering the sandstones of the Sicasica Formation, begins a
downward fining and upward coarsening sequence, the
Collpacucho Formation (Fricke et al., 1964), which was deposited
in the same marine environment as the preceding formations. This
formation is divided into two members by the Santari Sandstone
(Givetian/Frasnian): the lower member, with about 500 m of shale
and silt, interbedded by sandstones, and an upper member with
approximately 700 m of larger grain sediments, made up mostly by
sandstones and silt. Generally, the sediments are non-fossiliferous.
However, goniatitids and arthrodira fish remanents were collected.
This unit was deposited from the Givetian to the Famennian.
In the central part, in the Sicasica-Belén region, the Collpacucho
Formation is covered in unconformity by Cretaceous and Cenozoic
deposits; in the Lake Titicaca influence area, however, the Ambo
Group (Newell et al., 1949) sequence overlays in normal way, or
with erosive unconformity, assembling the Cumaná, Kasa, and
Siripaca formations, with records starting in the uppermost
Devonian (Famennian) and ending in the Lower Carboniferous
(Serpukhovian). The Ambo Group was deposited in a shallow
siliciclastic shelf, dominated by the waves and storms (Díaz-
Martínez, 1991).
In the Lake Titicaca region, the highest part of the Cordilleran
Cycle was divided by Ascarrunz & Radelli (1964) into two units:
the Cumaná and Kasa formations. Later on, Díaz-Martínez (1991)
split the Kasa Formation, of the authors quoted above, into two
units, keeping the name of Kasa Formation for the lower part, and
calling the upper part Siripaca Formation. The latter formation
contains coals and sandstones with Nothorhacopteris-
Triphyllopteris flora.
This deposit starts with apparent continuity over the Collpacucho
Formation, with the diamictites, sandstones and conglomerates of
the Cumaná Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964), where resedimented
blocks and clasts with glacier abbrassion (Díaz, 1991)
are frequently observed, possibly related to a syn-sedimentary
tectonic activity (Díaz et al., 1996). This unit can reach a thickness
of 300 meters. Only typical Famennian-Tournaisian palynomorphs
of the Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum
Zone (Vavrdová et al., 1991) were recovered from this formation’s
sediments.
Continuously and in conformity, the sandstones and shale of the
Kasa Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964) follow, with minor
diamictite interbedding, and corresponding to a shallow shelf
marine environment with evidence of re-sedimentation. This
sequence pertains to a deltaic progradation environment (Díaz-
Martínez, 1991). These sediments were accumulated during the
Tournaisian and Lower Visean.
Díaz-Martínez (1991) split from the Kasa Formation, in the sense
as Ascarrunz & Radelli (1964), the upper clastic part with coal
layers and plant remanents, as Siripaca Formation, considering
that it pertains to another sedimentary environment, one with
greater continental, transitional, deltaic and fluvial influence. This
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
niveles carbonosos de esta unidad son portadores de restos de
plantas como Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-
Soruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites
sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium
(Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf.
Tomiodendron sp., y restos de caules y fructificaciones de licófitas,
así como fructificaciones de esfenófitas y pteridospermófitas, hojas
de pteridófilas, asociación florística característica del Viseano
superior - Serpukhoviano inferior. Las especies vegetales de este
bosque del Carbonífero inferior tienen una estrecha relación con la
Flora de Paracas del Perú y de Paranaiba de Brasil. (Iannuzzi et al.,
1998,a, b)
Faja Andina-Subandina
El borde oriental de la Cordillera Oriental y del Interandino, tanto
en la parte central como sur, presenta un ordenamiento
estratigráfico similar al sector occidental (cuenca de Belén-Sica
Sica). Si bien rocas de este ciclo están bien expuestas en toda la
Cordillera Oriental, los afloramientos más completos de rocas
silúricas están distribuidos por el área de El Potrero-Tarabuco-Icla-
Supaymayu, en el departamento de Chuquisaca, y en la región de
Cajas-Jarcas Yesera y Angosto de Alarache, en el departamento de
Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi &
Suárez-Soruco, 1982). En estos departamentos no afloran rocas
silúricas al este del meridiano 64°15’.
Al igual que en el resto de la cuenca, el Ciclo Cordillerano se inicia
en el sector oriental con la Formación Cancañiri (Koeberling,
1919), con la diferencia de que los espesores son notoriamente más
reducidos con espesores entre 20 y 200 m, valores mínimos si se
comparan con el sector occidental (cuencas de Tica Tica y
Chayanta de la Faja Plegada de Huarina) que presenta espesores
mayores a los 1000 m. La Formación Cancañiri está constituida en
este sector por sedimentos marinos de plataforma menos profunda.
La litología predominante corresponde a diamictitas de matriz
limosa, con abundantes y relativamente uniformes clastos
redondeados de areniscas cuarcíticas en la parte central, y mayor
variedad de rocas y diámetro de los clastos hacia el sur, sector en el
que también se presentan clastos estriados y facetados, indicando
una relación con alguna glaciación de valle hacia el sur -tipo
alpino- (Crowell et al., 1980, 1981). En cambio en la parte central,
la cuenca es más somera, con desarrollo carbonático en la parte
superior (Caliza Sacta) cuya relación estratigráfica es tema de
discusión. Las limolitas (Lampaya y Pojo), calizas y areniscas
limosas (Cordillera del Tunari) contienen una abundante fauna de
trilobites, corales, braquiópodos y moluscos del Llandoveriano
(Zona de Paraencrinurus boliviensis) y la asociación de
Ozarcodina sagitta rhenana, del Wenlockiano basal (Pozo Ichoa-
X1). En la sección de “La Cumbre” (camino La Paz a Los Yungas),
se encontró un quitinozoario de la parte alta del Llandoveriano
medio (Grahn et al., en prensa). Al margen de esta información, la
edad de la Formación Cancañiri es aún discutida debido a que la
posición cronológica de algunos taxones no es suficientemente
clara (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).
La Formación Cancañiri reduce considerablemente su espesor
hacia el oriente boliviano. No obstante, está también presente en el
borde occidental del subandino meridional, especialmente en los
ríos Condado y Negro, con espesores que alcanzan sólo pocas
unit’s carbonous layers carry plant remanents such as
Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-Soruco,
“Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp.,
Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium
(Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf.
Tomiodendron sp., and caulid and lycophyte remanents, as well as
sphenophyte and pteridospermophyte fructifications, a floral
association typical of the Upper Visean – Lower Serpukhovian.
This Lower Carboniferous forest’s plant species are closely related
to the Paracas Flora in Peru and Paranaiba Flora in Brazil (Iannuzzi
et al., 1998,a, b).
Andean-Subandean Belt
Both in the central and western sectors, the eastern border of the
Eastern Cordillera and Interandean displays a stratigraphic
arrangement similar to that of the western sector (Belén-Sicasica
basin). Although the rocks in this cycle are well exposed in the
entire Eastern Cordillera, the most complete Silurian rock outcrops
are distributed in the El Potrero-Tarabuco-Icla-Supaymayu area, in
de Department of Chuquisaca, and in the Cajas-Jarcas Yesera and
Angosto de Alarache region, in the Department of Tarija (Mendoza
& Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982).
In these departments, no Silurian rocks outcrop east of the 64°15’
meridian.
Just like in the rest of the basin, the Cordilleran Cycle starts in the
eastern sector with the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919).
The only difference is that the thicknesses are notoriously reduced,
with thicknesses ranging between 20 and 200 m, minimum values
when compared with the western sector (Tica Tica and Chayanta
basins of Huarina Fold Belt), which displays thicknesses exceeding
1000 m. In this sector, the Cancañiri Formation is made up by
shallower shelf marine sediments. The predominant lithology
pertains to silty matrix diamictites, with abundant and relatively
uniform quartzitic sandstone rounded clasts in the central part, and
a greater variety if rocks, and clast diameters towards the south. In
this latter sector, there are also straited and faceted clasts,
indicating a relation with some alpine-type valley galciation to the
south (Crowell et al., 1980, 1981). In the central part, in turn, the
basin is shallower and displays development of carbonatic rocks in
the upper part (Sacta Limestone), of which the stratigraphic
relation is still being debated. The silts (Lampaya and Pojo),
limestones and limey sandstones (Tunari Cordillera) contain
abundant fauna of Llandoverian trilobites, corals, brachiopods, and
mollusks (Paraencrinurus boliviensis Zone) and the basal
Wenlockian Ozarcodina sagitta rhenana association (Ichoa-X1
well). In the “La Cumbre” section (road La Paz to Los Yungas), a
chitinozoan of the high part of the Middle Llandoverian was found
(Grahn et al., in press). This information aside, the age of the
Cancañiri Formation is still under debate, since the chronological
position of some of the taxons is not clear enough (Suárez Soruco
& Benedetto, 1996).
The thickness of the Cancañiri Formation is considerably reduced
towards eastern Bolivia. Nonetheless, this formation is also present
at the western border of the meridional Subandean, particularly in
the Condado and Negro rivers, with thicknesses reaching only up to
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
decenas de metros de potencia. Sus sedimentos están constituidos
por la misma litología del occidente del país, pero con la gran
diferencia de que en los clastos incorporados en la matriz de las
diamictitas, preferentemente en los rodados de granodioritas y
cuarcitas, son más evidentes las marcas producidas por una acción
glaciar, como facetas pulidas y estriadas. La Formación Cancañiri
en esta región sobreyace a sedimentos del Ordovícico inferior.
Continúa la Formación Kirusillas (Ahlfeld & Branisa, 1960), que
corresponde a una unidad esencialmente pelítica depositada en un
ambiente marino somero. Esta unidad tiene una amplia distribución
a lo largo de todo el sector este de la Cordillera Oriental. La base
de la Formación Kirusillas es portadora en el área de Cochabamba
de graptofauna del Wenlockiano superior al Ludloviano inferior.
Esta graptofauna está por lo general asociada a la palinofacies de
Neoveryhachium carminae del Silúrico superior (Cramer et al.,
1974; Lobo et al., 1976). El pelecípodo Dualina, presente en estas
rocas, no es conocido en rocas anteriores al Ludloviano (Pojeta et
al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). En esta unidad, en el área de
Jarkas, Tarija, se regista por primera vez en Sudamérica la
presencia de plantas vasculares primitivas ludlovianas como
Cooksonia y Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella &
Suárez-Soruco, 1989). Recientemente Toro et al. (1998) reportaron
la presencia de Cooksonia y otras plantas vasculares en la región de
la Angostura, Cochabamba.
Gradualmente, hacia el tope de la Formación Kirusillas se
incrementa el porcentaje y espesor de arenas, y pasa
transicionalmente a la Formación Tarabuco (Steinmann, en Ulrich,
1892), que es una unidad en la que predominan las areniscas sobre
las otras litologías clásticas intercaladas en menor proporción.
Corresponde a depósitos marinos de plataforma somera con
influencia costera. La presencia de abundantes restos de plantas
vasculares primitivas (Cooksonia sp.) indica la existencia de
lagunas costeras de muy baja profundidad que eran erosionadas
parcialmente por tormentas, y trasladadas y retrabajadas mar
adentro. Es frecuente en los planos de estratificación la presencia
de estructuras sedimentarias como marcas de oleaje, tempestitas y
bioturbación. Esta formación se caracteriza, al igual que su
homóloga (Fm. Catavi), por la presencia de una abundante fauna
bentónica de braquiópodos de la Zona de Clarkeia antisiensis. La
zona fosilífera citada por Dalenz (en Limachi et al., 1996) incluye a
Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis,
Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis,
Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus
(Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. y
Nuculoidea? sp.
La Formación Tarabuco desarrolla en muy pocos lugares un
miembro superior pelítico, denominado Jumbate (Oller, 1992) o
Chululuyoj (Racheboeuf, 1993), que corresponde a un cambio de
facies. Estos sedimentos están por lo general cubiertos o ausentes.
En esta unidad pelítica fueron recolectados restos fósiles de
Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., así
como Cingulochitina ervensis, asociación que indica una edad
lochkoviana basal (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).
En resumen, la Formación Tarabuco inició su depósito en el
Pridoliano y concluyó en el Lochkoviano basal, quedando
delimitado el pase Silúrico-Devónico dentro de esta formación, y
a power of a few tenths of meters. Its sediments are made up by the
same lithology as in the west of the country, but with the great
difference thatthe marks produced by the glaciar action, such as
polished and striated facets, are more visible in the clasts that are
incorporated into the diamictite matrix, preferably in the
granodiorite and quartzite boulders. In this region, the Cancañiri
Formation lays over sediments of the Lower Ordovician.
The Kirusillas Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues,
corresponding to a esentially pellitic unit deposited in a shallow
marine environment. This unit is widely distributed along the entire
eastern sector of the Eastern Cordillera. In the Cochabamba area,
the Kirusillas Formation base is carrier of upper Wenlockian to
upper Ludlowian graptolites. This graptofauna is generally
associated to an Upper Silurian Neoveryhachium carminae
palynofacies (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). Present in
these rocks, the Dualina pelecipod is not known in the rocks prior
to the Ludlovian (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994).
In the Jarkas area of Tarija, at this unit, the presence of Ludlovian
primitive vascular plants, such as Cooksonia and Steganotheca
(Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989) is
recorded for the first time in South America. Toro et al. (1998)
recently reported the presence of Cooksonia and other vascular
plants in the Angostura region in Cochabamba.
Towards the top of the Kirusillas Formation, the sand percentage
and thickness gradually increases, and passes transitionally to the
Tarabuco Formation (Steinmann, en Ulrich, 1892). This is a unit
where sandstones over other less interbedded clastic lithologies
perdominate. It pertains to shallow shelf marine deposits with
coastal influence. The presence of abundant primitive vascular
plant remanents (Cooksonia sp.) indicates the existence of very
shallow coastal ponds which were partially eroded by storms, and
carried and overworked seaward. At the bedding planes, the
presence of sedimentary sequences is frequent, such as wave
marks, tempestites and bioturbation. Just like its homologue
(Catavi Formation), this formation features the presence of
abundant bentonian brachiopod fauna of the Clarkeia antisiensis
Zone. The fossiliferous zone quoted by Dalenz (in Limachi et al.,
1996) includes Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia
australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia
antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp.,
Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta
sp. and Nuculoidea? sp.
In very few places, the Tarabuco Formation develops a upper
pellitic member called Jumbate (Oller, 1992) or Chululuyoj
(Racheboeuf, 1993). This member pertains to a facies change. The
sediments are generally covered or missing. Fossil remanents of
Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., were
collected at this pellitic unit, as well as Cingulochitina ervensis, an
association that indicates a basal Lochkovian age (Racheboeuf et
al. , 1993; Limachi et al., 1996).
To summarize, the Tarabuco Formation initiated its deposit during
the Pridolian, which ended during the basal Lochkovian; thus the
Silurian-Devonian passage was delimited within this formation,
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
situado en el tope del miembro arenoso con Clarkeia antisiensis.
Por encima se sobrepone la Formación Santa Rosa (Ahlfeld &
Branisa, 1960), que corresponde a una unidad predominantemente
arenosa, depositada en un ambiente marino de plataforma somera,
con influencia costera y deltaica o fluvial. El ambiente de playa de
alta energía no es apto para el desarrollo de una comunidad
bentónica, motivo por el que esta unidad se caracteriza, sobre todo
en los dos tercios inferiores, por una marcada ausencia de
macrofósiles. La microflora recuperada en laboratorio no es
abundante, ni diversa, y está principalmente constituida por
quitinozoarios que permiten asignarle una edad lochkoviana. Esta
unidad se asienta sobre la Formación Tarabuco. En muchas
localidades, debido al carácter arenoso de las dos unidades, no es
fácil ubicar el límite entre ellas. En las pocas localidades donde el
miembro superior de la Formación Tarabuco (Jumbate o
Chululuyoj) fue conservado, la separación es definida. Lobo (1970)
estableció la Zona de Dictyotriletes sp. como representativa de esta
unidad. Sin embargo, Liachenko (en Limachi et al., 1996) propone
un nuevo nombre para esta asociación: Zona de Urochitina loboi /
Sphaerochitina densibaculata, y cita en este conjunto, además de
las especies señaladas, a Cingulochitina sp. , Hoegisphaera sp. y
Dictyotriletes sp. Racheboeuf et al. (1993) refieren que
recolectaron en estos sedimentos restos vegetales y raros palinomorfos
marinos como Eisenachitina cf. bohemica. La Formación
Santa Rosa, hacia los niveles superiores, corresponde a un
ambiente más alejado de la costa, donde se desarrolló una
abundante comunidad bentónica compuesta principalmente por
Proboscidina arcei y Scaphiocoelia boliviensis. Están también
presentes en estos niveles otros braquiópodos y trilobites, comunes
tanto a esta unidad como a la suprayacente Formación Icla. Esta
última asociación caracteriza al Pragiano basal, en que se inicia la
mayor transgresión del Devónico (Racheboeuf et al. , 1993)
De forma continua y transicional, por encima de las areniscas de la
Formación Santa Rosa se desarrolla una secuencia de sedimentos
más finos: limolitas, lutitas y areniscas de grano fino, muy
fosilíferas, que fueron denominadas por Ulrich (1892) Lutitas Icla.
Esta secuencia representa una profundización de la cuenca en la
base y una paulatina somerización de la plataforma hacia el tope.
Los sedimentos contienen una abundante fauna de invertebrados
marinos, entre los que sobresalen por su abundancia Scaphiocoelia
boliviensis, Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata,
asociados a variadas formas de trilobites, moluscos, equinodermos,
y otros grupos fósiles, que indican una edad próxima al límite
Pragiano-Emsiano. La asociación palinológica de Schizocystia
saharica / pilosa caracteriza a la formación.
and then located at the top of the arenacous member together with
Clarkeia antisiensis.
Over the previous formation overlays the Santa Rosa Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to a predominatly arenaceous
unit which was deposited in a shallow shelf marine environment,
with coastal and deltaic or fluvial influence. The high energy beach
environment is not fit for the development of a bentonian
community; thus, this unit is characterized, particularly at the two
lower thirds, by a marked absence of macrofossils. The microflora
recovered at the lab is neither abundant nor diverse, and is mostly
made up by chitinozoans, making possible to assign it a
Lochkovian age. This unit is settled over the Tarabuco Formation.
Due to the arenaceous nature of both units, it is difficult to locate
the boundary between them in some localities. In the few localities
in which the upper member of the Tarabuco Formation (Jumbate or
Chululuyoj) was preserved, the separation is defined. Lobo (1970)
established de Dictyotriletes sp. Zone as being representative of
this unit. However, Liachenko (in Limachi et al., 1996) proposes a
new name for this association: the Urochitina loboi / Sphaerochitina
densibaculata Zone, and adds Cingulochitina sp.,
Hoegisphaera sp. and Dictyotriletes sp. to this set, together with
the above-mentioned species. Racheboeuf et al. (1993) report that
they collected plant remanents and rare marine palynomorphs such
as Eisenachitina cf. bohemica, in these sediments. Towards the
upper levels, the Santa Rosa Formation pertains to an more
offshore environment, where it developed an abundant benthonic
community, composed mainly of Proboscidina arcei and
Scaphiocoelia boliviensis. At these levels, there are also other
brachipods and trilobites that are common to this unit as much as to
the overlying Icla Formation. This latter association is typical of
the basal Pragian, in which the largest Devonian transgression gets
started (Racheboeuf et al. , 1993).
Continuously and transitionally over the sandstones of the Santa
Rosa Formation, there is a sequence of finer sediments: very
fossiliferous siltstones, shale, and fine grained sandstones, which
were called Icla Shale by Ulrich (1892). This sequence represents
the basin’s deepening at the base, and the shelf gradually
becoming shallower towards the top. The sediments contain
abundant marine invertebrate fauna, standing out among them the
Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi and
Australocoelia palmata , associated to a variety of trilobite,
mollusk, echinoderm forms, and other fossil groups, indicating an
age close to the Pragian-Emsian limit. The palynological
association of Schizocystia saharica / pilosa is typical of this
formation.
Con un rápido incremento en el espesor y tamaño de grano de los
bancos de areniscas, se inicia una nueva secuencia en la que se
advierte una mayor influencia costera y deltaica. Esta formación
fue también definida por Ulrich (1892) y denominada “Areniscas
Huamampampa”. La asociación de invertebrados marinos más
representativa está formada por Viaphacops orurensis,
Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua y los palinomorfos de la
zona de Evittia sommeri y Emphanisporites annulatus, del
Emsiano.
Increasing rapidly in thickness and grain size of the sandstone
banks, a new sequence starts, displaying greater coastal and deltaic
influence. This formation was also defined by Ulrich (1892) and
called “Huamampampa Sandstones.” The most representative
marine invertebrate association is made up by Viaphacops
orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua and Emsian
palynomorphs of the Evittia sommeri and Emphanisporites
annulatus zone.
54

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia superior del Ciclo Cordillerano se conserva en muy
pocos lugares de la Cordillera Oriental, como en Pojo
(Cochabamba) o en Cha-kjeri (Chuquisaca). En estas localidades
resulta difícil reconocer las formaciones Los Monos e Iquiri del
Subandino. En consecuencia, la mayoría de los autores opta por
denominar incorrectamente “Complejo Los Monos-Iquiri”. Otros
como Chamot, la denominó con diferentes nombres formacionales,
como Pojo y Cha-kjeri. De todas formas, al igual que en el
Subandino, corresponde a una secuencia marina de plataforma
somera con influencia costera y fue depositada en una cuenca de
antepaís.
Ciclo Subandino
En el extremo noroeste de la Cordillera Oriental (zona del Lago
Titicaca, Península de Copacabana y sector de Puerto Acosta), los
depósitos correspondientes al Ciclo Subandino están representados
por el Grupo Titicaca (Chamot, 1965), constituido por las
formaciones Yaurichambi, Copacabana, Chutani y Tiquina. El
grupo está desarrollado íntegramente en el sector occidental (Faja
Plegada de Huarina en el área de influencia del Lago Titicaca),
mientras que en el sector oriental (Cochabamba-Sucre) sólo está
presente la secuencia inferior, es decir, las formaciones
Yaurichambi, Copacabana, y ocasionalmente Chutani. Estas
unidades reflejan el importante desplazamiento latitudinal que
sufrió Gondwana en el Carbonífero, durante el cual la zona
correspondiente a Bolivia pasó de latitudes altas (subpolares) en el
Devónico superior, a latitudes bajas (tropicales) a partir del
Carbonífero superior y Pérmico (Díaz et al., 1993).
La Formación Yaurichambi (d’Orbigny, 1835 y Chamot, 1965)
representa la unidad basal del grupo, y está constituida por
areniscas, intercalaciones delgadas de conglomerados y lutitas.
Contiene también intercalaciones delgadas de calcedonia y dolomía
sobre todo en la parte superior. Según Díaz & Dalenz (1995), se
depositó en un contexto transgresivo, con predominio de
retrogradación de las facies continentales. Dentro de esta unidad se
observan depósitos de sistemas de isla barrera (foreshore y
backshore) y lagoon, así como depósitos de llanura de mareas, todo
ello como resultado de la sedimentación en un ambiente costero y
fluviodeltaico dominado por el oleaje y las mareas. Estos mismos
autores describen una abundante fauna de invertebrados, y la
relacionan a la asociación de Composita subtilita, Lophophyllidium
sp. y Fenestella sp., asociación que Dalenz & Merino (1994)
según la fauna de conodontos, asignaron tentativamente al
Virgiliano-Wolfcampiano. El contacto con la unidad suprayacente
(Formación Copacabana) es transicional.
Estas areniscas están sobrepuestas por los sedimentos de
plataforma carbonática de la Formación Copacabana (Cabrera La
Rosa & Petersen, 1936), constituidos por calizas con nódulos de
sílice, margas, y lutitas y areniscas subordinadas, depositadas en
una cuenca de trasarco y bajo un ambiente marino de plataforma
somera, con influencia costera. Las calizas y margas tienen un
abundante contenido de invertebrados fósiles de la asociación de
Neospirifer condor. Estas rocas fueron depositadas durante el
Carbonífero superior y Pérmico inferior (Dalenz Farjat & Merino
Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).
The Cordilleran Cycle upper sequence is preserved in very few
places in the Eastern Cordillera, such as at Pojo (Cochabamba) or
at Cha-kjeri (Chuquisaca). Recognizing the Subandean Los Monos
and Iquiri formations at these localities is difficult. Consequently,
most authors prefer to call it incorrectly the “Los Monos-Iquiri
Complex.” Chamot, among other authors, call it by different
formation names, including Pojo and Cha-jkeri. Anyway, just
like in the Subandean, it corresponds to a shallow shelf marine
sequence, with coastal influence, which was deposited in a foreland
basin.
Subandean Cycle
In the northwestern end of the Eastern Cordillera (Lake Titicaca,
Copacabana Peninsula area and Puerto Acosta sector), the deposits
corresponding to the Subandean Cycle are represented by the
Titicaca Group (Chamot, 1965), which is made up by the
Yaurichambi, Copacabana, Chutani and Tiquina formations. The
group is completely developed in the western sector (Huarina Fold
Belt in the Lake Titicaca influence area), while in the eastern sector
(Cochabamba-Sucre), only the lower sequence is present; that is,
the Yaurichambi, Copacabana and occasionally Chutani formations.
These units reflect the significant sidewise displacement
experienced by the Gondwana during the Carboniferous. During
this time, the area pertaining to Bolivia went from high latitudes
(sub polar) during the Upper Devonian, to low latitudes (tropical)
starting at the Upper Carboniferous and Permian (Díaz et al.,
1993).
The Yaurichambi Formation (d’Orbigny, 1835 and Chamot, 1965)
represents the group’s basal unit, and is made up by sandstones,
thin conglomerate interbedding and shale. It also contains thin
chert and dolomite interbedding, particularly at the top. According
to Díaz and Dalenz (1995), it was deposited in a transgressive
context, with predominance of retrogradation of the continental
facies. Within this same unit, the deposit of the barrier island
systems (foreshore and backshore) and lagoon can be observed, as
well as the deposits if the tidal plain, all of the aforementioned
resulting from the sedimentation in a coastal and fluviodeltaic
environment dominated by the waves and tides. The same authors
describe an abundant invertebrate fauna, and relate it to the
Composita subtilita, Lophophyllidium sp. and Fenestella sp.,
association, which Dalenz & Merino (1994) tentatively assigned to
the Virgilian-Wolfcampian, according to the conodont fauna. The
contact with the overlying unit is transitional (Copacabana
Formation).
These sandstones are overlain by the carbonatic shelf sediments of
the Copacabana Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936).
These sediments are made up by limestones with silica, and shale
nodules, and subordinate sandstones deposited in a backarc basin
under a shallow shelf marine environment with coastal influence.
The limestones and marls have a large content of fossil
invertebrates of the Neospirifer condor association. These rocks
were deposited during the Upper Carboniferous and Lower
Permian (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al.,
1993, 1995; Mamet, 1996).
55

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Copacabana constituye una potente secuencia de
calizas con nódulos de sílice, y margas, intercaladas por algunos
niveles de lutitas y areniscas, que contienen una rica y abundante
asociación de braquiópodos, corales, moluscos, foraminíferos y
otros grupos fósiles de la zona de Neospirifer condor. Merino
(1987; Merino & Blanco, 1990) reconoció once asociaciones de
conodontos en esta formación, desde el Bashkiriano (zona de
Rachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de
Neostreptognathus pequopensis).
Por encima se desarrolla la Formación Chutani (Oviedo, 1962),
que corresponde a una alternancia de areniscas feldespáticas,
limolitas calcáreas y dolomías. Esta unidad fue dividida en los
miembros Collasuyo y San Pablo. El ambiente de depósito fue
transicional, deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial. Esta
unidad fue depositada, en opinión de la mayoría de los autores,
durante el Pérmico superior (y Triásico inferior?). En el miembro
calcáreo San Pablo se recolectaron restos de plantas fósiles
Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. y briznas vegetales. Esta
formación (o su equivalente) está también presente en otras
localidades del sector oriental, como Morochata y Zudañez.
De forma seudoconcordante continúa una sucesión de más de 200
m de conglomerados y areniscas rojas feldespáticas continentales, e
intecalaciones de arcilitas y horizontes volcánicos hacia el tope.
Estas rocas no son fosilíferas, son atribuidas al Triásico por su
posición estratigráfica. Fueron denominadas Formación Tiquina
(Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); estos sedimentos no tienen
una gran distribución areal, corresponden a un ambiente fluvial y
eólico, con influencia volcánica, que rellenó la cuenca de rift de
trasarco.
A partir del Jurásico inferior la actual Cordillera Oriental de
Bolivia estuvo sometida a esfuerzos tensionales que originaron la
apertura de varias fosas tectónicas (grabens), en distintos tiempos,
así como de diferente longitud y amplitud. Los sedimentos que
rellenaron estas cuencas en la región central del país fueron
inicialmente denominados “Grupo Puca” por Steinmann y
colaboradores de la Universidad de Friburgo, nombre atribuido al
predominante color rojo de las rocas. En consideración a que el
nombre no era reconocido por el Código de Nomenclatura
Estratigráfica, Rivas-Valenzuela (1968) propuso denominar a estos
sedimentos Grupo Potosí, nombre que es utilizado a la fecha. La
historia geológica de este grupo puede ser dividida en dos grandes
períodos: la etapa de synrift que afectó principalmente a las
regiones del Lago Titicaca y a la de Miraflores-Potosí, y otra etapa,
más amplia, de postrift que rellenó la mayoría de las cuencas
cretácico-paleocenas del país.
Las sucesiones estratigráficas son ligeramente diferentes en el
norte, centro y sur de la Cordillera Oriental. En este sentido se
desarollará el tema siguiendo esta subdivisión geográfica.
Sector Norte de la Cordillera Oriental
Ciclo Andino I
Sobre las rocas permo-triásicas se depositó una importante
secuencia equivalente al Grupo Potosí del sector central y sur.
Estos sedimentos fueron denominados inicialmente siguiendo la
The Copacabana Formation is made up by a powerful sequence of
limestones with sillica nodules and marls, interbedded by some
shale and sandstone levels. It also contains a rich and abundant
association of brachipods, corals, mollusks, foraminifers, and other
fossil groups of the Neospirifer condor zone. Merino (1987;
Merino & Blanco, 1990) recognized eleven conodont associations
in this formation, from the Bashkirian (Rachistognathus muricatus
zone) to the Kungurian (Neostreptognathus pequopensis zone).
The Chutani Formation (Oviedo, 1962) unfolds over the preceding
one, pertaining to an alternation of feldspathic sandstones,
calcareous siltstones, and dolomites. This unit was divided in the
Collasuyo and San Pablo members. The deposit environment was
transitional, deltaic and coastal, with aeolian and fluvial influence.
According to most authors, this unit was deposited during the
Upper Permian (and Lower Triassic?). At the calcareous member,
San Pablo, Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. fossil plant
remanents and plant fragments were collected. This formation (or
its equivalent) is also present at other localities in the eastern
sector, such as Morochata and Zudañez.
A sequence of over 200 m of conglomerates and continental
feldspathic sandstones, and claystone and volcanic horizon
interbedding continues in pseudoconformity towards the top.
These rocks are non-fossiliferous and were attributed to the
Triassic due to their stratigraphic position. They were named
Tiquina Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); these
sediments are not widely distributed, and pertain to a fluvial and
aeolian environment, with volcanic influence, which infilled the
back-arc rift basin.
Starting in the Lower Jurassic, the current Bolivian Eastern
Cordillera was subejected to tensional stress that gave place to the
opening of several grabens at different times, and of different
length and width. The sediments that infilled these basins in the
central region of the country, were esentially named “Puca Group”
by Steinmann and his assistants from the Freiburg Unversity. This
name is attributed to the reddish color of the rocks. Taking into
consideration that the name is not recognized by the Stratigraphic
Nomenclature Code, Rivas-Valenzuela (1968) proposed calling
these sediments Potosí Group, a name that is used to this date.
This group’s geological history can be subdivided into tow large
periods: the synrift stage that affected mainly the Lake Titicaca
and Miraflores-Potosí regions, and the other, more extensive
postrift stage, which infilled most of the country’s Cretaceous-
Paleocene basins.
The stratigraphic successions are slightly different in the north,
center and south of the Eastern Cordillera. In this sense, the topic
will be discussed according to this geographic subdivision.
Northern Sector of the Eastern Cordillera
Andean I Cycle
Over the Permian-Triassic rocks, an important sequence was
deposited, equivalent to the Potosí Group in the central and
southern sectors. These sediments were initially name according to
56

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
nomenclatura estratigráfica del Perú. Luego, con la finalidad de
establecer localidades tipo en el país, Barrios (1989) propuso
nuevos nombres y localidades para la secuencia jurásico-cretácica
del noreste del Lago Titicaca.
Sobre los sedimentos paleozoicos del área se sobrepone
discordantemente la Formación Puerto Acosta (Barrios, 1989),
unidad depositada en cuenca de trasarco y con la que se inicia el
Ciclo Andino en el sector norte de la Cordillera Oriental.
Representa un depósito de plataforma marina somera, con
influencia costera y deltaica. Según el autor del nombre, se definen
dos secuencias: la inferior caracterizada por un importante nivel
deslizado, sobrepuesto por arcillitas y lutitas, y por encima la
intercalación de lutitas con delgados niveles de calizas y areniscas.
La segunda secuencia está constituida por areniscas
granocrecientes en la base y granodecrecientes en el tope.
De forma concordante prosigue la Formación Pacobamba
(Barrios, 1989), depositada bajo un régimen fluvial de ríos
entrelazados, con una dirección preferencial SW-NE. Las
secuencias son granodecrecientes, en la base parcialmente
conglomerádicas, gradando a areniscas finas y arcillitas. Esta
formación sería equivalente de las areniscas Condo, La Puerta y
Sucre del sector central-sur.
Prosigue la Formación Carabuco (Barrios, 1989), depositada
también en una llanura fluvial, próxima a la costa. El autor definió
dos secuencias, la inferior grano y estratocreciente y la segunda con
relaciones decrecientes. Esta unidad es equivalente de la Formación
Tarapaya del sector central y sur.
Se sobrepone un delgado horizonte carbonático marino, de
aproximadamente 20 m de espesor, denominado Formación
Matilde (Barrios, 1989), que corresponde a calizas y dolomías
marinas de plataforma somera, en la que es evidente la influencia
costera. Es equivalente de la Formación Miraflores del sur y de la
Caliza Ayavacas del sur del Perú. El contenido paleontológico y la
correlación con la Formación Miraflores, permite asignarle una
edad cenomaniana.
Continúa otra delgada unidad de 35 m de espesor, constituida por
lutitas intercaladas por areniscas y yeso. Esta secuencia fue
denominada Formación Ancoraimes (Barrios, 1989). Los
sedimentos corresponden a depósitos continentales, fluviales y
lacustres. La presencia de abundantes niveles de yeso en la
secuencia, indica según el autor del nombre, la finalización de un
ciclo de depositación. Equivale a la Formación Aroifilla del sur del
país.
Un nuevo horizonte de plataforma marina somera se depositó en el
sector septentrional. Está representado por una sucesión de más de
200 m de lutitas y arcillas varicoloreadas, intercaladas por
areniscas calcáreas y calizas, denominadas Formación Huarachani
(Barrios, 1989). Esta formación es equivalente de la Formación
Chaunaca (y El Molino?) de la Cordillera Oriental sur.
Continúa la Formación Ococoya (Rivas, 1968), depositada en un
ambiente transicional deltaico y costero, con influencia marina.
Esta formada por lutitas abigarradas silicificadas con pocas y
the stratigraphic nomenclature of Peru. Later on, with the purpose
of establishing type localities in the country, Barrios (1989)
proposed new names and localities for the Jurassic-Cretaceous
sequence northeast of Lake Titicaca.
Over the area’s Paleozoic sediments, the Puerto Acosta Formation
(Barrios, 1989) lies in unconformity. This unit was deposited in a
back-arc basin which starts the Andean Cycle in the northern sector
of the Eastern Cordillera. It represents a shallow shelf marine
deposit, with coastal and deltaic influence. According to the author
it was named after, two sequences can be defined: the lower one
features an important slip level, overlain by claystones and shale,
and interbedding of shale with thin limestone and sandstone levels
on top. The second sequence is made up by upward coarsening
sandstones at the base, and downward coarsening at the top.
The Pacobamba Formation (Barrios, 1989) follows in conformity,
having been deposited under a braided river fluvial regime, with a
preferential SW-NE trend. The sequences are downward coarsening;
at the base, they are partially conglomeradic, gradually
changing to fine sandstones and claystones. This formation would
be equivalent to the Condo, La Puerta and Sucre formation is the
south-central sector.
The Carabuco Formation (Barrios, 1989) follows, which was also
deposited in a fluvial plain close to the coast. The author defined
two sequences: the lower sequence is upward coarsening and
downward fining, and the second one has decreasing relations.
This unit is equivalent to the Tarapaya Formation in the south and
central sector.
A thin marine carbonatic horizon approximately 20 m thick, lays
on top. It is called the Matilde Formation (Barrios, 1989), and
pertains to limestones and shallow shelf marine dolomites, in
which the coastal influence is evident. It is equivalent to the
Miraflores Formation in the south, and the Ayavacas Limestones in
the southern part of Peru. The paleontological content and the
correlations with the Miraflores Formation make it possible to
assign it a Cenomanian age.
Another thin unit continues, with a thickness of 35 m and made up
by sandstones and gypsum. This sequence was called Ancoraimes
Formation (Barrios, 1989). The sediments pertain to continental,
fluvial and lacustrine deposits. According to the author of this
name, the presence of abundant gypsum levels in the sequence
indicates the ending of a deposition cycle. It is equivalent to the
Aroifilla Formation in the south of the country.
A new shallow shelf marine sediment was deposited in the northern
sector. It is represented by a succession of over 200 m of shale an
varicolored clays, interbedded by calcareous sandstones and
limestones, called Huarachani Formation (Barrios, 1989). This
formation is equivalent to the Chaunaca Formation (and El
Molino?) of the southern Eastern Cordillera.
The Ococoya Formation (Rivas, 1968) follows, having been
deposited in a transitional deltaic and coastal environment, with
marine influence. It is made up by variegated silicified shale, with
57

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
delgadas intercalaciones de cuarcitas. Esta unidad es equivalente de
la Formación El Molino del sur.
few thin quartzite interbedding. This unit is equivalent to the El
Molino Formation in the south.
Finalmente, concluye el depósito en este sector de la cuenca con la
Formación Piñami (Barrios, 1989), que se dispone discordante
sobre la Formación Ococoya. Está caracterizada por sedimentitas
clásticas granodecrecientes. El tramo basal, predominantemente
arenoso y con ligero entrecruzamiento, grada hacia arriba a un
tramo con material fino. Dentro de éste se intercalan niveles
tabulares de areniscas finas con microlaminación entrecruzada y en
partes ondulada. El tramo inferior fue depositado por ríos
entrelazados, mientras que el superior, donde el material pelítico es
predominante, el sistema podría corresponder a ríos meandrantes.
Estos sedimentos son equivalentes de las formaciones Tiahuanacu,
Potoco, Camargo y Cayara.
Ciclo Andino II
A partir de los 26 Ma, al final del Oligoceno, se inició una nueva
etapa en la historia geológica de los Andes, que como se indicó en
el capítulo de introducción, produjo la formación de un arco
magmático al oeste. En algunos sectores del territorio como en el
norte de la Cordillera Oriental se formó una cuenca de tipo piggy
back en la que se depositaron las formaciones Luribay y Salla.
Inicia este depósito la Formación Luribay (Ahlfeld, 1946), que
corresponde a un conjunto de conglomerados gruesos con
intercalación de arenas. Estos sedimentos rellenaron la cuenca bajo
un régimen aluvial y fluvial, cubriendo discordantemente a los
sedimentos mesozoicos y paleozoicos precedentes.
Sobre los conglomerados de Luribay se depositaronn los estratos
fosilíferos de la Formación Salla (Hoffstetter, 1968), que representan
el relleno de la cuenca por arcillas y limolitas fluviales y
lacustres, intercalados de numerosos niveles de toba, así como de
yeso y caliza. La fauna encontrada tiene una edad deseadense
temprana (24 - 28,5 Ma), y está constituida por más de 40 especies
de vertebrados fósiles que han sido estudiados por destacados
paleontólogos (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter,
McFadden, y otros). De esta localidad provienen los holotipos de
varios nuevos géneros y especies, como el primate Branisella
boliviana, los marsupiales Paraborhyaena boliviana, Andinagalle
sallensis, Proargyrolagus bolivianus, y el condrylartro Salladolodus
deuterotheroides, entre otros.
En los sectores septentrionales de la Cordillera Oriental se
desarrolla otra cuenca de piggy back en la que el depósito principal
esta formado por sedimentos de la Formación Cangallí (Muñoz-
Reyes, 1931), que representa a secuencias aluviales y fluviales de
cuenca de antepaís, en las que resulta evidente la influencia
volcánica. Estos sedimentos contienen oro aluvial que es
intensamente explotado en diferentes localidades, como Tipuani.
Finally, the deposit ends in this basin sector with the Piñami
Formation (Barrios, 1989), which is laid out in unconfromity over
the Ococoya Formation. This formation features downward coarsening
clastic sediments. The predominatly arenaceous and slightly
crossbedded basal portion shif to towards the top to a fine material
portion. Therein, fine tabular sandstone levels with crossbedded
microlamination and rippled parts are interbedded. The lower
portion was deposited by braided rivers, whil the upper portion,
with predominantly pellitic material, the system could pertain to
meandering rivers. These sediments are equivalent to the
Tiahuanaco, Potoco, Camargo and Cayara Formations.
Andean II Cycle
Starting at 26 Ma, at the end of the Oligocene, a new stage in the
geological history of the Andes started. As indicated in the introductory
chapter, this stage caused the formation of a magmatic arc
in the west. In some of the territory’s sectors, such as north of the
Eastern Cordillera, a piggy back type basin was formed, in which
the Luribay and Salla formations were deposited.
This deposit starts with the Luribay Formation (Ahlfeld, 1946),
corresponding to a set of coarse conglomerates with sand
interbedding. These sediments infilled a basin under an alluvial
and fluvial regime, covering the preceding Mesozoic and Paleozoic
sediments in unconformity.
On top of the Luribay conglomerates, the fossiliferous strata of the
Salla Formation (Hoffstetter, 1968), were deposited. They represent
the basin infill by fluvial and lacustrine clays and siltsones,
interbedded with numerous tuff , as well as gypsum and limestone
levels. The fauna found is of an Early Deseadian age (24 – 28.5
Ma), and is made up by over 40 species of fossil vertebrates studied
by well-known paleontologists (Hoffstetter, Patterson, Villarroel,
Marshall, Petter, McFadden, and others). The holotypes of several
new genera and species, including the Branisella boliviana
primate, the Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis,
Proargyrolagus bolivianus marsupials and the Salladolodus
deuterotheroides, condylarth, among others, come from this
locality.
In the Eastern Cordillera´s northern sectors, another piggy back
basin develops, in which the main deposit is made up by sediments
of the Cangallí Formation (Muñoz-Reyes, 1931). This formation
represents alluvial and fluvial sequences of a foreland basin, in
which the volcanic influence is evident. These sediments contain
alluvial gold that is intensely exploited in different localities such
as Tipuani.
58

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Sector Central de la Cordillera Oriental
Ciclo Andino I
En la región occidental de Cochabamba y Sucre, se desarrolló una
cuenca rift de trasarco, rellenada de sedimentos continentales no
fosilíferos, atribuidos al Triásico-Jurásico, y representada por las
areniscas de las formaciones Sayari (Sempere, 1986), de origen
fluvio - lacustre, y Ravelo (Sempere, 1986), depositada en un
ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica y lacustre. La
secuencia presenta mantos basálticos intermedios. Estas unidades
están bien expuestas en el sector Sayari-Parotani en Cochabamba,
así como en Sucre y Potosí.
El Cretácico se inicia con el relleno sedimentario en llanuras
aluviales y fluviales con sedimentos de tamaño grueso
pertenecientes a la Formación Condo (Cherroni, 1963). La unidad
está constituida por conglomerados formados esencialmente por
clastos angulares de diversa naturaleza, entre los que predominan
rocas provenientes de unidades paleozoicas.
Transicionalmente los conglomerados de la Formación Condo
pasan a las arcilitas color rojo ladrillo, intercaladas en los niveles
superiores por areniscas de la Formación Kosmina (Cherroni,
1968), su espesor es superior a los 1000 m, representa a sedimentos
depositados en una llanura fluvial.
Con el fín de evitar una relación repetitiva, la descripción de las
formaciones Tarapaya y Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962)
presentes en este sector, debe consultarse en la página 63 (“La
Cuenca de Miraflores - Potosí”)
La Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) será tratada
con más detalle al referirse a la cuenca de Miraflores de Potosí.
Esta formación es por lo general muy rica en fósiles en la región de
Cochabamba. En la localidad de La Cabaña, 33 km al oeste de
Cochabamba, tiene un buen desarrollo en facies lagunares,
proporcionó restos de peces siluriformes, dientes de Pucapristis
branisi, así como restos de plantas en mal estado de preservación.
En la región de Pajcha Pata (Cochabamba), junto a restos de peces
se recolectaron dos dientes de dinosaurio, el primero de un
carnívoro terópodo y el segundo, de reciente hallazgo, de un
herbívoro saurópodo (Marshall y Gayet, com. pers.). Huellas de
dinosaurios son conocidas en Torotoro, Parotani y Sucre (cantera
de la Fancesa).
La Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962) tiene un
buen desarrollo en el sector de Vila Vila, Cochabamba. La edad de
estas rocas, basada en correlaciones faunísticas realizadas por
Bonaparte et al. (1993) y Muizon & Brito (1993), indican que la
fauna de mamíferos tiene una edad posterior a 63 Ma, lo que
corresponde a la base del Paleoceno inferior. En base a nuevos
resultados paleomagnéticos, fue calibrada en 60,0 - 58,5 Ma
(Marshall et al., 1997). Sin embargo, en consideración a nuevos
hallazgos paleontológicos (mamíferos) tanto en Bolivia como en
Argentina, Muizon (en prensa) en contraposición a los datos
paleomagnéticos, confirma la edad paleocena inferior propuesta en
Muizon & Brito (1993). La localidad de Tiupampa, en
Cochabamba, es considerada como la localidad fosilífera más
importante de esta formación, debido a que proporcionó una
Central Sector of the Eastern Cordillera
Andean I Cycle
In the western region of Cochabamba and Sucre, a back-arc rift
basin developed, infilled with non-fossiliferous sediments that are
attributed to the Triassic-Jurassic, and represented by the
sandstones of the fluviolacustrine Sayari Formation (Sempere,
1986) and Ravelo Formation (Sempere, 1986). The latter formation
was deposited in a fluvial and aeolian environment with volcanin
and lacustrine influence. The sequence displays intermediate
basaltic mantles. These units are well exposed in the Sayari-
Parotani sector in Cochabamba, as well as in Sucre and Potosí.
The Cretaceous starts with the sedimentary infill in alluvial and
fluvial plains, with coarse sediments of the Condo Formation
(Cherroni, 1963). The unit is made up by conglomerates formed
esentially by angular clasts of different nature, among which rocks
coming from Paleozoic units prevail.
The conglomerates of the Condo Formation pass transitionally
through brick red claystones, interbedded in the upper levels by the
sandstones of the Kosmina Formation (Cherroni, 1968). This
formation’s thickness exceeds 1000 m, and it is represented by
sediments deposited in a fluvial plain.
To prevent a repetitive relation, the description of the Tarapaya
and Aroifilla formations (Lohmann & Branisa, 1962), both present
in this sector, must be looked up in the page 63 (“The Miraflores–
Potosí Basin”).
The El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) will be
discussed in more detail when discussing the Miraflores basin of
Potosí. This formation is generally rich in fossils of the
Cochabamba region. In the La Cabaña locality, 33 km west of
Cochabamba, it is well developed in lagoon facies, and provided
siluriform fish remanents, Pucapristis branisi teeth, as well as
poorly preserved plant remanents. In the Pajcha Pata region
(Cochabamba), two dinosaur teeth were collected together with the
fish remanents. The first tooth belonged to a theropod carnivor,
and the second, a recent finding, belonged to an herbivorous
sauropod (Marshall & Gayet, personal comm.). Dinosaur footprints
are well known in Torotoro, Parotani, and Sucre (Fancesa Quarry).
The Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is well
developed in the Vila Vila sector in Cochabamba. Based on fauna
correlations performed by Bonaparte et al. (1993) and Muizon &
Brito (1993), the age of this rocks indicates that the mamalian
fauna is from an age later than 63 Ma, which refers to the base of
the Lower Paleocene. On the basis of new paleomagnetic results, it
was set at 60.0 - 58.5 Ma (Marshall et al., 1997). Nonetheless,
taking the new paleontological findings (mammals) into account,
both in Bolivia and Argentina, contrary to paleomagnetic data,
Muizon (in press) confirms the Lower Paleocene age proposed by
Muizon & Brito (1993). The Tiupampa locality in Cochabamba is
considered as the most important fossiliferous locality in this
formation since it provided varied and abundant fauna, studied in
more than twenty publications of Marshall and Muizon on
59

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
variada y abundante fauna, estudiada en más de una veintena de
publicaciones de Marshall y Muizon en mamíferos, Gayet en peces,
y otros investigadores franceses y argentinos, en la identificación
de los reptiles y batracios. Tres miembros son reconocidos en la
Formación Santa Lucía: el inferior de limolitas con moldes de
gastrópodos, de ambiente aluvial distal a lacustre; el miembro
medio, en el que se encontraron la mayoría de los vertebrados
fósiles, es de mayor tamaño de grano, constituido por areniscas de
grano medio a conglomerádicas, con paleosuelos, correspondiendo
a un ambiente fluvial de ríos meandrantes. Esta formación
concluye con el miembro superior, formado por fangolitas
lacustres.
Ciclo Andino II
En la región de Caracollo-Soledad, Oruro, en el límite de la
Cordillera Oriental y el Altiplano, se desarrollaron más de un
centenar de conglomerados fluviales pertenecientes a la Formación
Khollpana (Lizeca et al., 1990) del Mioceno medio. Estas rocas se
superponen discordantemente sobre los sedimentos silurodevónicos
de la región, y están sobrepuestos por las tobas de la
caldera colapsada Formación Soledad (Redwood, 1987) del
Mioceno superior (4,5 - 5,2 Ma, Lavenu, 1986)
En el borde occidental de la parte central de la Cordillera Oriental
de Bolivia, desde el oeste de Cochabamba hasta la Meseta de
Mororcocala al NE de Oruro, y hacia el sur hasta el sinclinal de
Miraflores, se depositaron durante el inicio del Ciclo Andino II,
una secuencia conglomerádica de varios cientos de metros de
potencia, rellenando fosas y valles sinclinales. Estas cuencas
miocenas son estrechas y alargadas, relacionadas a fallas
longitudinales, las que tienen una dirección general NW-SE.
Según Pacheco & Fernández (1994), al este del Cabalgamiento
Principal, y en forma paralela, se instalaron antefosas, seguidas de
un tectonismo compresivo dando lugar al depósito inicial de facies
fluviales con una dirección de paleocorriente longitudinal SE-NW
y un depocentro contiguo al sector NE del Cabalgamiento
Altiplánico Principal.
Los sedimentos que rellenan estas cuencas de antepaís a lo largo
del borde oeste de la Cordillera Oriental, han recibido diferentes
nombres formacionales de acuerdo a su posición geografica. De
norte a sur se reconocen cuatro formaciones Morochata, Parotani,
Bolívar y Mondragón. En este Compendio se considera que las
cuatro formaciones son aproximadamente sincrónicas, y que
marcan el inicio del Ciclo Andino II en esta región de la Cordillera
Oriental.
Sobrepuestas a la Formación Santa Lucía, se desarrolla una
estrecha cuenca de sedimentos de origen fluvial, cuyos sedimentos
fueron denominados localmente como Formación Morochata
(Jordán, 1967). Esta secuencia está constituida por conglomerados
polimícticos y areniscas rojizas de origen fluvial y de abanicos
aluviales de más de 500 m de potencia.
Más al sur, en la localidad de Parotani y en los valles de Capinota,
se desarrolla otra cuenca miocena de origen fluvio lacustre, cuyos
sedimentos fueron denominados Formación Parotani (Pérez-
Guarachi, 1982). Esta secuencia de color rojizo, está constituida
mammals, Gayet on fish, and other French and Argentine
researcherson the identification of reptiles and batrachians. Three
members are recognized in the Santa Lucia Formation: the lower
member, with siltstones with gastropod molds, and pertaining to a
distal to lacustrine alluvial environment; the middle member, in
which most of the fossil vertebrates were found, has larger grain
size, made up by medium grain to conglomeradic sandstones, and
with paleosoils pertaining to a meandering river fluvial environment.
This formation ends with the upper member, made up by
lacustrine mudstones.
Andean II Cycle
In the Caracollo-Soledad, Oruro region, at the Eastern Cordillera
and Altiplano boundary, more than a hundred fluvial conglomerates
developed, corresponding to the Middle Miocene Khollpana
Formation (Lizeca et al., 1990). These rocks lie in unconformity
over the region’s Silurian-Devonian sediments, and are overlain by
the tuffs of the collapsed caldera of the Soledad Formation
(Redwood, 1987) of Upper Miocene age (4.5 – 5.2 Ma, Lavenu,
1986).
At the western border of the central part of the Bolivian Eastern
Cordillera, from the west of Cochabamba to the Morococala
Plateau NE of Oruro, and in the south up to the Miraflores
syncline, a conglomeradic sequence with a power of several
hundreds of meters was deposited at the beginning of the Andean II
Cycle, filling syncline trenches and valleys. These Miocene basins
are narrow and elongated, and are related to sidewise faults that
have a general NW-SE trend.
According to Pacheco & Fernández (1994), east of the Main
Thrusting and parallel to it, several foredeeps were installed,
follwed by a compressive tectonism, giving place to the initial
deposit of fluvial facies in a SE-NW sidewise paleocurrent
direction, and with a depo-center adjacent to the NE sector of
Main Altiplano Thrusting .
The sediments filling this foreland basin, along the western border
of the Eastern Cordillera, have been given different formation
names, depending on their geographic position. From north to
south, four formations are recognized, namely the Morochata,
Parotani, Bolivar and Mondragón formations. This Compendium
considers that all four formations are approximately synchronic,
and mark the initiation of the Andean II Cycle in this Eastern
Cordillera region.
Lying on top of the Santa Lucía Formation, a narrow sediment
basin of fluvial origin develops, the sediments of which were
locally called Morochata Formation (Jordán, 1967). This sequence
is made up by polymictic conglomerates and reddish sandstones of
fluvial origin, and alluvial fans of a thickness exceeding 500 m.
Further south, in the locality of Parotani and in the Capinota
valleys, another Miocene basin of fluviolacustrine origin develops,
the sediments of which were called Parotani Formation (Pérez-
Guarachi, 1982). This reddish sequence is made up by polymictic
60

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
por conglomerados polimícticos intercalados con niveles arcillosos,
areniscas conglomerádicas, arcillas, margas yesíferas y tobas, que
alcanzan un espesor de 210 m.
Otra importante cuenca miocena se desarrolla más al sur, en la
provincias de Arque (Cochabamba), y norte de Ibáñez (Potosí).
Estos sedimentos, denominados Formación Bolívar (Gumucio,
1967), constituyen al igual que los anteriores, depósitos aluviofluviales
y lacustres con facies evaporíticas, constituidos por
conglomerados basales polimícticos, pelitas y areniscas con
intercalaciones de tobas hacia el tope que reflejan el acortamiento
de una cuenca de antepaís. (García et al., 1993; Pacheco et al.,
1994). Estas rocas fueron datadas en 17,4 ± 0,11 Ma (Gubbels et
al., 1993).
Posteriormente, en el Mioceno terminal y en el sector occidental,
las superficies erodadas tanto de la Formación Bolívar como de
toda la secuencia paleozoica y mesozoica, fueron cubiertas por las
ignimbritas de la Formación Morococala (Ahlfeld & Branisa,
1960). Las volcanitas de esta formación constituyen flujos de
ceniza diferenciadas en dos unidades de enfriamiento: la primera
de composición riolita andalucítica (8,4 Ma) y la segunda riolita
cordierítica (6,8 Ma). Estas rocas corresponden a tres emisiones
ignimbríticas con flujos de cenizas soldadas a no soldadas (Pacheco
et al., 1992, 1994; García et al., 1993)
Finalmente, mucho más al sur se desarrolló otra cuenca del
Mioceno temprano, con el relleno de depósitos conglomerádicos
volcanogénicos de la Formación Mondragón (Lohmann & Branisa,
1962), equivalente temporal de las formaciones Morochata,
Parotani y Bolívar. El análisis de esta unidad será efectuado más
adelante al considerar la región del Sinclinal de Miraflores en
Potosí (p. 64).
Sedimentos neógenos y cuaternarios rellenan la mayor parte de las
cuencas, como las de Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile y otras
menores. La mayoría de ellas son cuencas de piggy back y pullapart.
Algunas tobas próximas al valle de Santiváñez proporcionaron
valores de aproximadamente 2,21 ± 0,42 Ma. Estas edades
indican que las fallas con rumbo ESE asociadas se encuentran
activas desde el Mioceno temprano (Kennan et al., 1995). Las
formaciones Loromayu y Sacaba (Lavenu & Ballivián, 1979),
rellenan una cuenca pull-apart con sedimentos fluviales y lacustres,
en los que se observa una marcada influencia volcánica. La
Formación Sacaba tiene aproximadamente 300 m de espesor. En
estos sedimentos se encontraron restos de gliptodontes en el valle
del Río Rocha.
Más al sur, entre Cochabamba y Sucre, se desarrolla la cuenca de la
Formación Aiquile (Oller, 1992), que representa el relleno de
sedimentos aluviales y fluviales en el valle de Mizque-Aiquile.
conglomerates interbedded with argillaceous levels, conglomeradic
sandstones, clays, gypseous marls and tuffs, reaching a thickness of
210 m.
Another important Miocene basin develops further south, in the
provinces of Arque (Cochabamba), and north of Ibañez (Potosí).
Just like the preceding ones, these sediments, called Bolívar
Formation (Gumucio, 1967), constitute alluvial-fluvial and lacustrine
deposits with evaporitic facies, made up by tuff interbedding
at the top, reflecting the shortening of the foreland basin (García et
al., 1993; Pacheco et al., 1994). These rocks were dated at 17.4 ±
0.11 Ma (Gubbels et al., 1993).
Later on, in the western sector and during the terminal Miocene,
the eroded surfaces of both the Bolivar Formation and the whole
Paleozoic and Mesozoic sequence were covered by the ignimbrites
of the Morococala Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). This
formation’s volcanites make up ash flows that can be differentiated
in two cooling units: the first on has a rhyolite-andalucite composition
(8.4 Ma), and the second one a rhyolite-cordierite composition
(6.8 Ma). These rocks pertain to three ingnimbritic emissions with
welded to unwelded ash flows (Pacheco et al., 1992, 1994; García
et al., 1993).
Finally, further south, another Early Miocene basin developed, with
the volcanogenic congolomeradic deposit infill of the Mondragón
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is a temporal
equivalent of the Morochata, Parotani and Bolivar formations. This
unit’s analysis will be carried out later, when considering the
Miraflores Syncline region in Potosí (p. 64).
Neogene and Quaternary sediments fill most of the basins,
including the Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile, and other smaller
bains. Most of them are piggy back and pull-apart basins Some of
the tuffs close to the Santivañez valley gave values of
approximately 2.21 ± 0.42 Ma. These ages indicate that the related
ESE trend faults are active since the Early Miocene (Kennan et al.,
1995). The Loromayu and Sacaba Formations (Lavenu &
Ballivián, 1979) fill a pull-apart basin with fluvial and lacustrine
sediments displaying a marked volcanic influence. The Sacaba
Formation has an approximate thickness of 300 m. In the Rocha
River valley, gliptodont remanents were found in these sediments.
Further south, between Cochabamba and Sucre develops the
Aiquile Formation (Oller, 1992), which represents the alluvial and
fluvial sediment infill in the Mizque-Aiquile valley.
La Cuenca de Miraflores-Potosí
Ciclo Andino I
Sedimentos del Grupo Potosí (Rivas-Valenzuela, 1968) rellenan
diferentes fosas tectónicas del centro y sur. Estas se disponen en
tres grandes fajas: la occidental de Atocha-Tatasi, otra central que
The Miraflores-Potosí Basin
Andean I Cycle
The Potosí Group (Rivas-Valenzuela, 1968) sediments fill
different rift grabens from the center and south. These rifts are laid
out in three big belts: the western Atocha-Tatasi belt, the central
61

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
corresponde al Sinclinal de Miraflores, y finalmente el lineamiento
oriental correspondiente al Sinclinal de Camargo. La fosa más
antigua de la región corresponde al Sinclinal de Miraflores que
tuvo un relleno sedimentario continuo, posiblemente desde el
Jurásico tardío hasta el Paleoceno. Las fosas occidentales y
orientales tuvieron una actividad de relleno posterior a la apertura
del rift cretácico, desde el Cretácico superior hasta el Paleoceno.
Miraflores Syncline belt, and finally, the western lineament,
pertaining to the Camargo Syncline. The region’s oldest trench
corresponds to the Miraflores Syncline, which underwent a
continuous sedimentary infill, probably from the Late Jurassic to
the Paleocene. The western and eastern trenches underwent an
infill activity later than the opening of the Cretaceous rift, from the
Cretaceous to the Paleocene.
FASES
TECTONICAS
AREA DE
ATOCHA
sector occidental
AREA DE
MIRAFLORES
sector central
AREA DE
CAMARGO
sector oriental
C a y a r a
I m p o r a
POST S a n t a L u c í a
RIFT E l M o l i n o
conglomerados
C h a u n a c a
A r o i f i l l a
T o r o t o r o
SYNRIFT
M i r a f l o r e s
T a r a p a y a
L a P u e r t a
B a s a m e n t o
P a l e o z o i c o
Fig. 3.4 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Andino I en la Cordillera Oriental.
Stratigraphy of the Andean Cycle I sediments in the Eastern Cordillera.
La base de la secuencia está formada por potentes depósitos rojizos
(conglomerados y lutitas rojas) correspondientes a las formaciones
Condo (Cherroni, 1963) de facies aluvial y fluvial, y Kosmina
(Cherroni, 1968) depositada en un ambiente fluvial, de las mismas
características que sus equivalentes arenosos, las formaciones La
Puerta (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y Sucre
(Lohmann & Branisa, 1962), fluvial y transicional deltaico.
En el area de Cornaca, en la región de Camargo, se desarrollaron
brechas basálticas con olivino y cromita-magnetita, que según
Tawacoli (1993) constituyen una evidencia del magmatismo
máfico del rifting de trasarco. Rossling & Ballón (1996) refieren
que la intrusión del gabro de Cerro Grande, también en el area de
Camargo, de edad 120,5 ± 0,5 Ma, puede representar el evento más
antiguo del rifting cretácico.
Mertmann & Fiedler (1997) afirman que las formaciones La
Puerta, Tarapaya, Miraflores y Aroifilla, deben ser atribuídas a una
fase sinrift que estuvo caracterizada por una tectónica extensional
activa. En el sur, la sedimentación clástica terrígena está confinada
a un segmento pequeño de graben, limitado por la falla Tocloca al
este y otra falla al oeste, localizada posiblemente entre Atocha y
Tupiza. Según estas autoras, el segmento del graben fue mucho
más amplio en el área de Potosí-Betanzos-Otavi.
The sequence base is made up by thick reddish deposits
(conglomerates and red shale) pertaining to the Condo Formation
(Cherroni, 1963), with alluvial and fluvial facies, and the Kosmina
Formation (Cherroni, 1968), deposited in a fluvial environment,
with the same features as its arenaceous equivalents, the La Puerta
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of fluvial environment,
and the fluvial, and transitional deltaic Sucre Formation (Lohmann
& Branisa, 1962).
In the Cornaca area, in the Camargo region, basaltic breccia with
olivine and chromite-magnetite developed, which, according to
Tawackoli (1993) constitute evidence of the mafic magmatism of
the back-arc rifting. Rossling & Ballón (1996) report that, with an
age of 120.5 ± 0.5 Ma, the gabbro intrusion of Cerro Grande, also
in the Camargo area, could represent the oldest event of the
Cretaceous rifting.
Mertmann & Fiedler (1997) state that the La Puerta, Tarapaya,
Miraflores and Aroifilla formations must be attributed to a synrift
phase that featured active extensional tectonics. In the south, the
terrigenous clastic sedimentation is confined to a small graben
segment, limited by the Tocloca fault to the east, and another fault
to the west, which is possibly located between Atocha and Tupiza.
According to these authors, the graben segment was much wider in
the Potosí-Betanzos-Otavi area.
62

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Continúa una secuencia de areniscas y pelitas rojas y violáceas, con
niveles conglomerádicos. Este conjunto corresponde a la
Formación Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962), que fue
depositado bajo un régimen fluvial, lacustre, y transicional deltaico.
Prosiguen de forma transicional las calizas grises fosilíferas de la
Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941), representada por
facies marinas de plataforma somera, con marcada influencia
costera y mareal. Esta formación constituye un excelente nivel guía
de referencia estratigráfica que representa una importante
transgresión marina y formación de una plataforma carbonatada
somera. Esta unidad es muy rica en invertebrados marinos
cenomanianos: moluscos, equinodermos, ostrácodos y otros grupos
de la zona de Neolobites sp.
Inmediatamente después se produjo la reactivación de los procesos
distensivos, acompañados con numerosas efusiones basálticas, así
como la deposición de facies de abanicos aluviales que se
encuentran asociados a estas últimas, fenómenos que indican la
presencia de verdaderos escarpes de fallas en un proceso de rifting.
Esta nueva secuencia se inicia con depósitos de pelitas rojizas,
localmente con base conglomerádica, areniscas rojizas y coladas
basálticas en su parte inferior, así como presencia de yeso en la
parte superior pertenecientes a la Formación Aroifilla (Lohmann &
Branisa, 1962) que corresponden a depósitos fluviales y lacustres,
relacionados con actividad volcánica.
Continúa la secuencia con un relleno de postrift con un horizonte
calcáreo de 10 a 35 m de espesor, que corresponde a la base de la
Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), que evidencia
una segunda transgresión marina. Esta unidad corresponde a facies
marinas de plataforma somera, con influencia costera, continúa con
pelitas rojas, margas y niveles evaporíticos, así como también
areniscas finas subordinadas.
Lateralmente, hacia los bordes de cuenca y/o lugares adyacentes a
escarpes de falla, se desarrollan las areniscas y areniscas
conglomerádicas con limolitas y arcillitas subordinadas, de las
formaciones Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) y/o Chaupiuno
(Vargas, 1963), que representan depósitos de ambiente fluvial con
influencia volcánica y lacustre. En el sur del país (Camargo,
Culpina, Chaupiuno y otras comarcas), estas areniscas
continentales sobreyacen en discordancia angular a rocas
paleozoicas, principalmente ordovícicas.
Tanto sobre las arenas de la Formación Toro Toro en el sector
oriental, como sobre los sedimentos de las formaciones Chaunaca y
Coroma en la parte central, se asienta una secuencia transgresiva
compuesta principalmente de calizas grises, margas verdes, pelitas
rojas y areniscas calcáreas blancas de la Formación El Molino
(Lohmann & Branisa, 1962) que corresponde a una secuencia
transicional, deltaico-costera, con facies aluviales y lacustres. Es
remarcable la influencia marina (varias transgresiones rápidas). Su
depósito se inició en el Maastrichtiano temprano y concluyó en el
Paleoceno bajo (Daniano). Es una unidad de amplia distribución en
el Altiplano y Cordillera Oriental, con equivalentes cronoestratigráficos
en el Subandino, Perú y Argentina. A lo largo de su
secuencia se desarrollan facies y litologías diferentes: calizas,
calizas estromatolíticas (Pucalithus), margas vari-coloreadas,
areniscas, limolitas, fangolitas y varios niveles de paleosuelos.
Continuing is a sequence of sandstones and red and purple pellites
continues with conglomeradic levels. This set pertains to the
Tarapaya Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which was
deposited under a fluvial, lacustrine and transitional deltaic regime.
The gray fossiliferous limestones of the Miraflores Formation
(Schlagintweit, 1941) continue transitionally, which is represented
by shallow shelf marine facies with marked coastal and tidal
influence. This formation makes an excellent guide level for stratigraphic
reference, representing an important marine transgression
and the formation of a shallow carbonated shelf. This unit is very
rich in Cenomanian marine invertebrates: mollusks, echinoderms,
ostracodes and other groups of the Neolobites sp. zone.
Immediately after, the jostling of distensive processe took place,
accompanied by numerous basaltic effusions, as well as the
deposition of alluvial fan facies that are related to such effusions.
These phenomena indicate the presence of true fault scarpments in
a rifting process. This new sequence starts with red pellite deposits,
locally with a conglomeradic base and reddish sandstones and
basaltic flows in the lower portion. In addition, gypsum of the
Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is present at the
top, pertaining to fluvial and lacustrine deposits related to
volcaninc activity.
The sequence continues with a postrift infill with a calcareous
horizon 10 to 35 m thick, pertaining to the base of the Chaunaca
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which displays evidence of
a second marine transgression. This unit pertains to shallow shelf
marine facies with coastal influence. It goes on with red pellites,
marls and evaporitic levels, as well as with subordinate fine
sandstones.
Sidewise, towards the basin borders and/or places adjacent to the
fault escarpments develop the sandstones and conglomeradic
sandstones with siltstones and subordinate claystones of the Toro
Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) and/or Chaupiuno (Vargas, 1963)
formations, representing a fluvial environment with volcanic and
lacustrine influence. In the southern part of the country (Camargo,
Culpina, Chaupiuno, and other territories), these continental
sandstones lie in angular unconformity over the Paleozoic, mainly
Ordovician, rocks.
A transgressive sequence made up mainly by gray limestones,
green marl, red pellites, and white calcareous sandstones of the El
Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is settled on top of
the Toro Toro Formation sands in the eastern sector, as well as over
the sediments of the Chaunaca and Coroma formations in the
central part. The El Molino Formation corresponds to a transitional,
deltaic-coastal sequence with alluvial and lacustrine facies. The
marine influence is remarkable (several quick transgressions). Its
deposit started during the Early Maastrichtian and ended during the
Lower Paleocene (Danian). This unit is widely distributed in the
Altiplano and Eastern Cordillera, and has stratigraphic equivalents
in the Subandean, Peru and Argentina. Different facies and
lithologies develop along this sequence, including stromatolithic
limestones (Pucalithus), varicolored sandstones, siltstones,
mudstones and several paleosol levels. Other than the
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Caracterizan a esta unidad, además de las algas estromatolíticas
mencionadas, una variedad grande de vertebrados e invertebrados
fósiles, como Gasteroclupea branisae y Pucapristis branisi, restos
de cocodrilos y tortugas, huellas de dinosaurios (Toro Toro y
Sucre), moluscos, restos de plantas, y charáceas. Esta asociación
indica una edad maastrichtiana. Esta unidad tiene equivalentes de
facies proximales con areniscas calcáreas y paleosuelos de la
Formación Cajones del Subandino Centro, las formaciones Eslabón
y Flora del Subandino Norte, y los conglomerados de la Formación
Tobité del borde del Cratón de Guaporé.
De forma transicional, o con una ligera seudoconcordancia,
prosiguen las fangolitas y arcillas, así como limolitas y areniscas
pardo rojizas de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa,
1962), depositada en ambientes aluviales, fluviales y lacustres. Los
sedimentos de esta unidad están intercalados con algunos niveles
de tobas y areniscas conglomerádicas. En el desarrollo de la unidad
pueden observarse también varios niveles de paleosuelos. El
conjunto fue depositado en una cuenca paleógena de trasarco. En la
descripción de esta unidad, efectuada líneas arriba, sobre la región
de Tiupampa (Cochabamba) (p. 59-60), se proporciona mayor
información sobre la litología, facies y edad de estos sedimentos.
Por encima sobreyacen los sedimentos de la Formación Impora
(Sempere et al., 1988), que representan un ambiente fluvial y
lacustre. Esta formación es considerada como un equivalente del
miembro superior de la Formación Santa Lucía en el área de
Camargo.
La secuencia concluye con un conjunto de formaciones paleógenas
(Paleoceno superior a Oligoceno inferior), representadas por la
Formación Cayara (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente
fluvial y lacustre, y la Formación Potoco (Pérez-Mendieta, 1963),
depositada en una planicie fluvial y lacustre pero con influencia
volcánica. Las dos unidades fueron depositadas en cuencas de
trasarco y antepaís., y finaliza con las facies fluviales y lacustres de
la Formación Camargo (Vargas-Flores, 1963), en una cuenca
piggy back de la Cordillera Oriental.
La transición de la Formación Potoco a la Formación Camargo
indica un cambio de facies gruesas de origen aluvial proximal a
facies de grano fino de origen aluvial distal (Marshall et al. ,
1997).
Ciclo Andino II
La gran discontinuidad en los Andes se produce en el límite
Oligoceno-Mioceno, debido a la formación, en territorio peruanochileno,
de un complejo arco volcánico. La sedimentación durante
el Ciclo Andino II está estrechamente relacionada al volcanismo
mioceno, especialmente en centros como Potosí, Tupiza, Atocha,
Uyuni y San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). La mayor parte de
esta actividad está localizada sobre los grandes lineamientos
tectónicos, como Uyuni-Khenyani.
En el área de Miraflores (Potosí), durante el Mioceno inferior se
inicia el registro de los Conglomerados Mondragón (Lohmann &
Branisa, 1962), depositados en una cuenca de piggy back de la
Cordillera Oriental, y que sobreyacen de forma discordante sobre
distintas unidades de distinta edad. Estos conglomerados
aforementioned stromatolitic algae, his unit features a great variety
of fossil vertebrates and invertebrates, including Gasteroclupea
branisae and Pucapristis branisi, crocodile and turtle remanents,
dinosaur footprints (Toro Toro and Sucre), mollusks, plant remanents
and charophytes This association indicates a Maas-trichtian
age. This unit has proximal facies equivalents, with calcareous
sandstones and paleosols of the Cajones Formation of the Central
Subandean, the Eslabón and Flora formations of the North
Subandean, and the conglomerates of the Tobité Formation of the
Guaporé Craton’s border.
Transitionally, or with a slight pseudoconformity continue the
mudstones and clays, as well as the siltsones and reddish brown
sandstones iof the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa,
1962) which was deposited in alluvial, fluvial, and lacustrine
environments. This unit’s sediments are interbedded with some tuff
and conglomeradic sandstone levels. Several paleosol levels can
also be seen in this unit’s development. The set was deposited in a
Paleogene back-arc basin. In this unit’s description above, regarding
the Tiupampa region (Cochabamba) (p. 59-60), greater
information on the lithology, facies and age of these sediments is
provided.
On top lie the sediments of the Impora Formation (Sempere et al.,
1988), representing a fluvial and lacustrine environment. This
formation is considered to be the equivalent of Santa Lucía Formation’s
upper member, in the Camargo area.
The sequence ends with a set of Paleogene formations (Upper
Paleocene to Lower Oligocene), represented by the Cayara
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of a fluvial and lacustrine
environment, and the Potoco Formation (Pérez-Mendieta, 1963),
deposited in a fluvial and lacustrine plain, yet with volcanic
influence. Both units were deposited in back-arc and foreland
basins. The set ends with the fluvial and lacustrine facies of the
Camargo Formation (Vargas-Flores, 1963), deposited in a Eastern
Cordillera piggy back basin.
The transition of the Potoco Formation to the Camargo Formation
indicates a shift from coarse, proximal alluvial origin facies to fine
grained, distal alluvial origin facies (Marshall et al. , 1997).
Andean II Cycle
The large discontinuity in the Andes occurs in the Oligocene-
Miocene limit, due to the formation of a complex volcanic arc in
Peruvian-Chilenian territory. During the Andean II Cycle, the sedimentation
is closely linked to the Miocene volcanism, particularly
in centers such as Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni and San Cristobal
(Wolter & Siebel, 1998). Most of the activity is located over the
large tectonic lineaments such as Uyuni-Khenyani.
In the Miraflores area (Potosí), the Mondragón Conglomerates
(Lohmann & Branisa, 1962) record starts during the Lower
Miocene. These conglomerates were deposited in an Eastern
Cordillera piggy back basin, and lie in unconformity over different
units of different ages. They correspond to alluvial, fluvial and
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
corresponden a depósitos aluviales, fluviales y volcánicos
(ignimbritas y basaltos). La mayoría de los clastos corresponden a
rocas paleozoicas. Sin embargo, una tercera parte pertenece a
rocas cretácicas del Grupo Puca. Una muestra de toba recolectada
cerca de la base de la Formación Mondragón proporcionó una edad
absoluta de 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995)
refieren la datación de una ignimbrita de la base de la unidad en 19
Ma. Una detallada descripción secuencial de esta formación fue
realizada por Jarandilla (1988).
En la región de Potosí, sobreyacen a estos conglomerados,
aparentemente en seudoconcordancia, rocas volcanoclásticas de la
Formación Agua Dulce (Turneaure & Marvin, 1947) relacionadas
a la caldera de Kari Kari.
Un corte actualizado del Cerro Rico de Potosí (Cunningham et al.,
1996, fig. 2) muestra una secuencia neógena, desarrollada de forma
discordante sobre filitas y areniscas ordovícicas, integrada por los
conglomerados de la Formación Pailaviri (Evans, 1940) de origen
aluvial y fluvial, y concluye con tobas volcánicas y lutitas fluviolacustres
de la Formación Caracoles (Turneaure & Marvin, 1947),
todas ellas relacionadas con la caldera de Kari Kari. Todo lo
anterior se halla intruido por las dacitas del Cerro Rico.
volcanic deposits (ignimbrites and basalts). Most of the clasts
pertain to Paleozoic rocks. However, one third of them belongs to
Cretaceous rocks of the Puca Group. A tuff sample collected near
the base of the Mondragón Formation gave an abolute age of 20
Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) report the date of
an ignimbrite from the unit’s base at 19 Ma. A detailed sequential
description of this formation was carried out by Jarandilla (1988).
In the Potosí region, these conglomerates are overlain by
volcanoclastic rocks of the Agua Dulce Formation (Turneaure &
Marvin, 1947), which are related to the Kari Kari caldera.
An updated cut of the Cerro Rico of Potosí (Cunningham et al.,
1996, fig. 2) shows a Neogene sequence that developed in
unconformity over Ordovician phyllites and sandstones, and that is
integrated by conglomerates of the Pailaviri Formation (Evans,
1940), of alluvial and fluvial origin. It ends with the volcanic tuffs
and fluviolacustrine shale of the Caracoles Formation (Turneaure
& Marvin, 1947), all of them related to the Kari Kari caldera. All
of the above is intruded by the Cerro Rico dacites.
Fig. 3.5 Magmatismo Mioceno en el borde oeste de la Cordillera Oriental
Miocene magmatism in western border of Eastern Cordillera
(Modificado de / Modified from Grant et al., 1979; Schneider, 1981, 1985; Schneider & Halls, 1985; Koeppen et al., 1987;
Ort, 1991, 1991; Gubbels, 1993)
65

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Sector Sur de la Cordillera Oriental
Las Cuencas Cenozoicas de Tupiza, Nazareno y Estarca
Las cuencas de Tupiza, Nazareno y Estarca, conforman estrechas
franjas de dirección N-S rellenas con sedimentos continentales de
edad cenozoica; están restringidas al sector sur de la Cordillera y
abarcan desde la localidad de Tupiza por el norte hasta la frontera
con la Argentina por el sur, algunas de ellas ingresan a territorio
argentino.
La cuenca de Tupiza fue generada durante un período que
comenzó al final del Oligoceno, cerca de los 29 Ma y finaliza en el
Mioceno tardío entre 10 y 9 Ma. Durante 29 y 21 Ma la cuenca se
abre como una cuenca pull-apart, relacionada a fallas N-S de
desgarre sinestral. El cambio del marco tectónico coincide con el
gran aumento en la velocidad de convergencia entre la placa de
Nazca y Sudamérica produciendo cabalgamientos y fallamientos.
Estos fenómenos producen las geometrías de las cuencas de
Estarca y Nazareno que se desarrollan como cuencas de piggyback,
mientras que la cuenca de Tupiza adquiere una geometría
característica con cabalgamiento marginal de vergencia centrípeta.
El relleno sedimentario en las tres cuencas es un tanto distinto, en
Tupiza se inicia con el depósito de brechas rojas de conos
aluviales que pasan gradualmente a facies de arcillas rojas con
yeso Formación Palala/Catati, (Blanco,1990; Herail,1991) estas
últimas están restringidas únicamente a las partes más profundas
de la cubeta; es frecuente encontrar también por sectores facies
arenosas de ríos entrelazados. Todo este conjunto tiene un espesor
de 50 a 100 m, descansa discordantemente sobre las lutitas negras
ordovícicas de las formaciones Obispo y Cieneguillas y/o sobre
sedimentos del Cretácico (Formación Chaunaca).
La Formación Palala/Catati está recubierta por una espesa serie de
conglomerados rojos de origen aluvial con cantos rodados de rocas
ordovícicas y en menor proporción de calizas cretácicas
correspon-dientes a la Formación Tupiza (Montaño 1966). Dentro
de estos sedimentos se ha detectado una colada de lava ácida
(Formación Rondal) la misma que a sido datada en 22,7 ± 0,6 Ma.
La Formación Tupiza alcanza un espesor de 500 a 1000 m.
La Formación Nazareno (Montaño, 1966), con un espesor no
mayor a 1000 m, se sobrepone a la Formación Tupiza en una
relación discordante. En las cuencas de Nazareno y Estarca apoya
directamente sobre sedimentos ordovícicos; esta unidad se inicia
con niveles conglomerádicos gradando hacia arriba a facies arenoarcillosas
típicas de esta formación. Las facies proximales conglomerádicas
están compuestas por clastos de rocas ordovícicas y
corresponden a depósitos de abanicos aluviales. Hacia los ejes de
cuenca las facies más distales están compuestas por areniscas
rosadas y blancas interestratificadas con depósitos arcillosos de
ambientes fluviales medio a distal. Esta litofacies contiene niveles
de tobas y conglomerados tufiticos con clastos de dacita probablemente
asociado al evento volcánico Choroma, una muestra de toba
dacítica de cerca la base de esta formación dio una edad (K-Ar) de
18 ± 0,5 Ma.
South Sector of the Eastern Cordillera
The Cenozoic Tupiza, Nazareno and Estarca Basins
The Tupiza, Nazareno and Estarca basins make up narrow N-S
trend strips filled with Cenozoic continental sediments; they are
restricted in the southern sector of the Cordillera, and range from
the locality of Tupiza in the north, to the border of the Republic of
Argentina, to the south. Some of them extend into Argentine
territory.
The Tupiza basin was generated during a period beginning at the
end of the Oligocene, ca. 29 Ma, and ending during the Late
Miocene, between 10 and 9 Ma. During 29 and 21 Ma, the basin
opened up as a Pull-Apart related to N-S sinistral wrench faults. The
change in tectonic framework coincides with the great increase in
the convergence velocity between the Nazca Plate and South
America, producing thrustings and faultings. These phenomena
produce the geometric Estarca and Nazareno basins, which develop
as piggy back basins, while the Tupiza basin acquires a typical
characteristic with centripetal-verging marginal thrusting.
The sedimentary infill of the three basins is quite different; in
Tupiza, it starts with the deposition of red breccia from alluvial
cones which gradually shift to red clay facies with gypsum
Palala/Catati Formation (Blanco, 1990; Herail, 1991). The latter
are restricted only in the deepest areas of the trough; braided river
arenaceous facies are frequently found by sectors. This whole set
has a thickness of 50 to 100 m, and it rests in unconformity upon
Ordovician black shale of the Obispo and Cienaguillas formations
and/or over Cretaceous sediments (Chaunaca Formation).
The Palala/Catati Formation is covered by a thick series of red
alluvial conglomerates with Ordovician rock boulders, and in lesser
proportion, with Cretaceous limestones pertain to Tupiza
Formation (Montaño, 1966). An acid lava flow (Rondal Formation)
stands out within these sediments, having been dated at an age of
22.7 ± 0.6 Ma. The Tupiza Formation reaches a thickness ranging
from 500 to 1000 m.
With a thickness not exceeding 1000 m, the Nazareno Formation
(Montaño, 1966) lies in unconformity over the Tupiza Formation.
At the Nazareno and Estarca basins, it is supported directly by
Ordovician sediments; this unit starts with conglomeradic levels
that shift to arenaceous-argillaceous facies which are typical of this
formation. The conglomeradic proximal facies are made up by
Ordovician rock clasts and pertain to alluvial fan deposits. Towards
the basin’s axis, the most distal facies are made up by pink and
white sandstones interbedded with argillaceous deposits of medium
to distal fluvial environments. This lithofacies contains tuffite levels
and tuffitic conglomerates with dacite clasts, which are probably
associated to the Choroma volcanic event. A dacitic tuffite sample
from near the base of this formation gave an age (K-Ar) of 18 ± 0.5
Ma.
66

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La Formación Oploca (Montaño, 1966) corresponde al relleno
final de la cuenca de Tupiza, sobreyace a la Formación Nazareno,
lateral y localmente lo hace directamente sobre rocas ordovícicas
en una relación discordante angular. Los sedimentos de esta
unidad alcanzan algo más de 600 m de espesor; está constituida
por conglomerados con matriz arenosa y niveles de areniscas
subor-dinadas, los conglomerados son clasto soportados, muy
bien redondeados, son abundantes aquellos de origen volcánico
(lavas y tobas dacíticas). También es frecuente encontrar niveles
tufiticos retrabajados. Un nivel de toba que no contiene material
retrabajado, de cerca del tope de esta formación, dio una edad de
8,25 ± 0,74 Ma. Estos sedimentos han sido depositados en un
sistema de ríos entrelazados, las direcciones de paleocorrientes
indican un transporte paralelo al eje de cuenca, mientras que para
las formaciones más viejas el transporte se produjo desde los
bordes hacia el centro de cuenca.
La Cuenca Pleistocena de Tarija
Hasta hace poco, los geólogos del Cuaternario utilizaron el
nombre de “Tarija” para referirse a la cuenca pleistocena de los
alrededores de esa ciudad, pero en vista de que dos unidades no
deben tener el mismo nombre, y respetando las normas del Código
de Nomenclatura Estratigráfica sobre prioridad, por cuanto el
nombre de “Formación Tarija” es aplicado desde los años veinte
para rocas del Carbonífero del Subandino Sur, se propuso
reactualizar y convalidar el término informal ya utilizado por
geólogos del área de Tarija como Formación Tolomosa (Suárez &
Díaz, 1996). En el cuadro cronoestratigráfico de Oller (1992) esta
secuencia fue referida como Formación Orozas. Esta rocas
pleistocenas están constituidas por sedimentos continentales
fluviales y lacustres, que rellenaron la cuenca cuaternaria de piggy
back de la Cordillera Oriental. Las características litológicas, y
otras referencias de la abundante fauna de vertebrados
ensenadenses, como Cuvieronius tarijensis y Megatherium
tarijense, encontrada en estos sedimentos puede ser consultada en
la veintena de publicaciones sobre el particular. Un resumen de
ellas está consignada en Marshall & Sempere (1991).
Síntesis estructural
Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el Escudo Brasilero que
constituía el borde occidental del Continente de Gondwana,
experimentó una serie de modificaciones consistentes en la
acreción de nuevos terrenos, formación de algunas cuencas
intracratónicas, y el desarrollo de importantes cinturones
orogénicos como los de San Ignacio, Sunsás y Aguapei
(Litherland et al., 1986). Posteriormente, hacia finales del
Proterozoico o inicios del Paleozoico, mientras los supercontientes
de Laurentia y Gondwana se desplazaban en posiciones contrarias,
como consecuencia de una fuerte tensión cortical en el borde
occidental del Gondwana, se inició un proceso de triple fractura en
territorio boliviano. Esta triple factura originó la separación de la
microplaca denominada Macizo de Arequipa-Huarina y la
formación del rift intracratónico del Paleozoico inferior boliviano
“Rift Contaya-Tacsara” (Suárez-Soruco, 1989) véase p. 5.
El centro de esta triple factura estuvo localizado aproximadamente
en la región del Chapare (Cochabamba) y consistió de los
siguientes brazos: el primero con orientación W-E con
Corresponding to the final infill of the Tupiza basin, the Oploca
Formation (Montaño, 1066) lies over the Nazareno Formation,
laterally and locally directly over Ordovician rocks in an unconforming
angular relation. This unit’s sediments reach up to a thickness
of a little more than 600 m. It is made up by arenaceous matrix
conglomerates and subordinate sandstone levels. The conglomerates
are clast-supported, very well rounded, and those of volcanic origin
(lavas and dacitic tuffites) are abundant. Frequen-tly, overworked
tuffitic levels can be found. Near the top of this formation, a single
tuffite level not containing any overworked material gave an age of
8.25 ± 0.74 Ma. These sediments were deposited in a braide river
system. The paleocanal directions indicate a transportation parallel
to the basin’s axis, while, for the older formations the transportation
occured from the edges to the center of the basin.
The Pleistocene Basin of Tarija
Up until the recent, the Quaternary geologists used the name of
“Tarija” to refer to the Pleistocene basin in the surrounding area of
such city; however, since two units can not have the same name,
and the name “Tarija Formation” is applied to the South Subandean
Carboniferous rocks since the 20’s, in observance of the norms on
priority of the Stratigraphic Nomenclature Code, a proposal was
made to update and validate the informal term which geologists in
the Tarija area had already been using; that is, Tolomosa Formation
Suárez & Díaz, 1996). In Oller’s (1992) chronostratigraphic
chart, this sequence is referred to as the Orozas Formation. These
Pleistocene rocks are made up by fluvial and lacustrine continental
sediments that infilled the Quaternary piggy back basin of the
Eastern Cordillera. The lithological features, and other references on
the abundant Ensenadean vertebrate fauna found in these sediments,
such as Cuvieronius tarijensis and Megatherium tarijense, may be
consulted in a score of publications on the topic. A summary thereof
can be found in Marshall & Sempere (1991).
Structural Synthesis
During the Archeozoic and Proterozoic, the Brazilian Shield that
made up the western border of the Gondwana Continent
experienced a series of modifications, which consisted of the
accretion of new terranes, formation of some intracratonal basins,
and the development of important orogenic belts, such as the those
of San Ignacio, Sunsás and Aguapei (Litherland et al., 1986). Later
on, towards the end of the Proterozoic or beginning of the
Paleozoic, a triple fracture process started in Bolivian territory,
while the Laurentia and Gondwana supercontinents displaced in
opposite positions as consequence of a strong crustal stress in the
western border of Gondwana. This triple junction gave place to the
separation of the microplate called Arequipa-Huarina Massif and
the formation of the intracratonic rift of the Bolivian Lower
Paleozoic “Contaya-Tacsara Rift” (Suárez-Soruco, 1989). See p. 5.
The center of this triple junction was located approximately in the
Chapare region (Cochabamba), and consisted of the following
branches: the first branch with a W-E trend and an extension
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
prolongación hacia la región de Chiquitos; un segundo brazo con
dirección N-S, desde el Chapare hasta el norte argentino, y un
tercer brazo, con orientación SE-NW, desde el Chapare hacia el
Perú y posiblemente afectando también territorio ecuatoriano. El
desarrollo extensional de las fracturas N-S y SE-NW causó la
formación de un amplio rift y la consiguiente separación de la
Microplaca de Arequipa-Huarina. La apertura de estas fracturas
posiblemente siguió un orden rotacional de formación, siguiendo
el siguiente orden destrógiro: Cuenca Chiquitana (principalmente
proterozoica), Cuenca de Tacsara (abierta a fines del
Proterozoico), y Cuenca de Contaya (en el Ordovícico medio)
[Erdtmann & Suarez-Soruco, 1999].
Durante los ciclos Brasiliano y Tacsariano, la cuenca, inicialmente
pequeña, se rellenó con sedimentos clásticos y carbonatos
marinos, gruesos y no fosilíferos durante el Cámbrico, y
paulatinamente más finos en el Ordovícico inferior (facies con
graptolites). A partir del Ordovícico medio se producen coladas
submarinas de rocas básicas y ultrabásicas, y al final del
Ordovícico, la inyección de grandes cuerpos plutónicos
localizados en el norte argentino, produce el solevantamiento de
una protocordillera oclóyica. Durante el Ciclo Cordillerano, la
cuenca se amplió considerablemente, aunque las facies son más
someras.
A fines del Ciclo Cordillerano se produjo una deformación
tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y
cordilleranas, la Fase Chiriguana (o Eohercínica). Estos
movimientos fueron ampliamante discutidos por Megard,
Martinez, Tomasi y otros geólogos de ORSTOM, en una extensa
serie de publicaciones. Estos movimientos compresivos,
producidos a nivel continental, ocasionaron el plegamiento de las
rocas previas y la formación de una cordillera hercínica, desde el
norte de sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos
Aires, hasta Sudáfrica. La edad aproximada del metamorfismo de
esta deformación en la Cordillera Oriental Sur, fue medida por
Tawackoli et al. (1996) entre 374 y 317 millones de años.
La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló inicialmente con
cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y
poste-riormente, en el oeste, con facies de plataformas marinas
carbonáticas al oeste (Grupo Titicaca). Este ciclo concluye con la
Fase Kolla, con coladas basálticas durante el Triásico superior y
Jurásico inferior en el borde oriental, e intrusiones plutonicas en el
sector noroccidental [225-202 Ma] (Cordillera Real).
Durante el Ciclo Andino, a partir del Jurásico inferior, las
secuencias se continentalizan, se forman cuencas de rift de
trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y lagunares.
Durante el Mesozoico el arco volcánico provee de cenizas y
materiales que se intercalan en las secuencias clásticas. Algunas
transgresiones marinas (Miraflores, El Molino) interrumpen el
depósito contínuo continental.
Según muchos autores (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990;
Tawackoli et al. 1996), una importante deformación en la
Cordillera Oriental Sur se produjo en el Oligoceno inferior,
causando la erosión de la cobertura cretácico-paleocena. La cuenca
neógena comenzó con un pulso tectónico mayor alrededor de los
22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva
towards the Chiquitos region; a second branch with N-S trend, from
Chapare to northern Argentina; and the third branch, with SE-NW
trend from Chapare to Peru, and which probably also affects
Equatorian territory. The extensional development of the N-S and
SE-NW fractures caused the formation of a wide rift, and the
consequent separation of the Arequipa-Huarina Microplate. The
opening of these fractures probably followed a rotational formation
order, according to the following clockwise order: Chiquitos Basin
(mainly Proterozoic), Tacsara Basin (opened at the end of the
Proterozoic), and Contaya Basin (in the Middle Ordovician)
[Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999].
During the Brazilian and Tacsarian cycles, the initially small basin
was infilled with clastic sediments and marine carbonates, which
were coarse and non-fossiliferous during the Cambrian, and
gradually became thinner during the Ordovician (facies with
graptolites). Starting with the Middle Ordovician, submarine flows
basic and ultramafic rocks were produced, and at the end of the
Ordovician, the injection of large plutonic bodies located in
northern Argentina produce the uplift of an ocloyic proto-range.
During the Cordilleran Cycle, the basin was considerably expanded,
although the facies are shallower.
At the end of the Cordilleran cycle, an important tectonic
deformation occured, the Chiriguano (or Eo-hercynic) Phase,
involving the Tacsarian and Cordilleran sequences. In a series of
extensive publications, these movements were widely discussed by
Megard, Martinez, Tomasi and other ORSTOM geologists.
Produced at continental level, these compressive movements caused
the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic
range, embracing from the north of South America, passing by the
austral ranges if Buenos Aires, up to South Africa. The approximate
age of this deformation’s metamorphism in the South Eastern
Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between
374 and 317 millions of years.
The Subandean Cycle basin developed initially with submarine
canyons to the east (Macharetí-Mandiyutí groups), and later on,
with carbonatic marine shelf facies to the west (Titicaca Group).
This cycle ends during the Upper Triassic and Lower Jurassic with
the Kolla Phase, with basaltic flows at the eastern border, and
plutonic intrusions in the northwester sector [225-202 Ma]
(Cordillera Real).
During the Andean Cycle, starting at the Lower Jurassic, the
sequences become continental, forming back-arc rift basins with
alluvial, aeolian, fluvial and pond plains. During the Mesozoic, the
volcanic arc provides ashes and other materials that interbed with
the clastic sequences. Some marine transgressions (Miraflores, El
Molino) interrupt the continuous continental deposit.
According to several authors (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990;
Tawackoli et al. 1996), an important deformation of the South
Eastern Cordillera took place during the Lower Oligocene, causing
the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin
started with a major tectonic pulse aroung 22 to 24 Ma, and within
the basins, the compressive deformation is of different ages. At the
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
tiene distintas edades, en la cuenca de Nazareno se registró desde
22 a 12 Ma, y en las cuencas de Tupiza-Estarca se activaron
alrededor de los 17 Ma.
De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa
más importante del plegamiento andino se produjo alrededor de
los 20 Ma (Oligoceno tardío - Mioceno temprano) (Hérail et al.,
1994; Sempere et al., 1990) Esta acción está ligada a movimientos
de la placa pacífica.
Magmatismo
Paleozoico
La actividad magmática producida durante el Ordovícico en la
Cordillera Oriental de Bolivia refleja el rifting de la corteza
continental. El volcanismo submarino intercala la secuencia
sedimentaria marina: en el Arenigiano se interestratifican en el sur
del país tobas cineríticas y flujos dacíticos. Durante el
Llanvirniano, en la parte central de la Cordillera Oriental y
mayormente relacionadas a la Formación Capinota y equivalentes,
se interestratifican flujos de basaltos submarinos, doleritas
amigdaloides. En el Caradociano intercalan con la Formación
Amutara, en la región central y norte de la Cordillera Oriental,
lavas almohadilla de andesita basáltica y traquiandesitas
espilitizadas (Avila Salinas, 1996).
La actividad magmática a fines del Ordovícico está relacionada a
la Fase Oclóyica, que como se indicó líneas arriba, produjo la
intrusión de plutones en el norte argentino.
El principal movimiento tectónico se produjo entre el Devónico
superior y el Carbonífero inferior, especialmente durante este
último. El evento corresponde a la denominada Fase Chiriguana
por geólogos de YPFB, y ampliamente estudiada por geólogos de
ORSTOM bajo la denominación de Fase Eohercínica. Este es un
evento principalmente compresivo que involucró a la mayoría de
las rocas del Paleozoico inferior
Mesozoico
El evento magmático más importante durante el Mesozoico
corresponde a la Fase Kolla Avila-Salinas (1989), que marca el
límite entre los ciclos Subandino y Andino, y que se desarrolló
principalmente entre el Triásico más alto y el Jurásico medio. Este
magmatismo presenta dos fases diferentes, una primera etapa
compresiva con intrusiones plutónicas en el área norte de la
Cordillera Oriental, y la otra distensiva, en el sector central y sur.
Según Avila (1981), el núcleo de la Cordillera Real está ocupado
por varios plutones graníticos y granodioríticos (batolitos de
Sorata, Huato, Yani, Taquesi, y Huayna Potosí), cuya edad triásica
superior (en el rango de 210-200 Ma) ha sido establecida
(Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977,
inédito).
Nazareno basin, ages from 22 to 12 Ma were registered, while the
Tupiza-Estarca basins got activated aroung 17 Ma.
Coincidentally, the latest data show that the most important Andean
folding stage occured around 20 Ma (late Oligocene – Early
Miocene) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990). This action is
linked to the pacific plate motion.
Magmatism
Paleozoic
In the Eastern Cordillera of Bolivia, the magmatic activity that
occured during the Ordovician reflects a rifting of the continental
crust. The submarine volcanism interbeds with the sedimentary
marine sequence: During the Arenigian, in the southern part of the
country, kyneritic tuffs and dacitic flows interbed. During the
Llanvirnian, in the central part of the Eastern Cordillera, the
submarine basalt flows, and amigdaloid dolerites, equivalent and
mostly related to the Capinota Formation, interbed with one
another. During the Caradocian, basaltic andesite pillow lavas and
spitilized trachy-andesite interbed with the Amutara Formation in
the central and northern regions of the Eastern Cordillera (Avila
Salinas, 1996).
At the end of the Ordovician, the magmatic activity is related to the
Ocloyic Phase which, as indicated above, produced the intrusion of
plutons in Northern Argentina.
The main tectonic movement occured between the Upper Devonian
and the Lower Carboniferous, particularly during the latter. The
event pertains to the phase that YPFB geologists refer to as the
Chiriguana Phase, and which is widely studied by ORSTOM
geologists under the name of Eo-hercynic Phase. This is a mainly
compressive event which involved most of the Lower Paleozoic
rocks.
Mesozoic
During the Mesozoic, the most important magmatic event pertains
to the Kolla Phase Avila-Salinas (1989), which marks the boundary
between the Andean and Subandean cycles. It developed mainly
between the uppermost Triassic and the Middle Jurassic. This
magmatism presents two different phases: a first, compressive stage,
with plutonic intrusions in the northern area of the Eastern
Cordillera, and the other, distensive stage, in the central and
southern sector.
According to Avila (1981), the Cordillera Real core is occupied by
several granitic and granodioritic plutons (the Sorata, Huato, Yani,
Taquesi, and Huayna Potosí batholiths). The Upper Triassic age (in
the 210-200 Ma range) of the former has been established
(Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977,
unedited).
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El evento distensivo desarrolló mantos y coladas basálticas en la
zona central. El Basalto Entre Ríos proporcionó edades muy
dispares y cuestionadas (entre 235 y 171 Ma). El Basalto de
Tarabuco, por el contrario, tiene una buena datación de 171,4 Ma
(Sempere, 1996). Otros filones mantos, de origen extensional,
aflorantes en la región de Cornaca (área de Tupiza) intruyen rocas
ordovícicas y fueron datados en 184,0 ± 4,9 Ma (Jurásico inferior)
(Tawackoli et al., 1996). Durante el resto del Mesozoico,
especialmente en el Cretácico, la cuenca estuvo relacionada a
procesos de rifting de trasarco, que produjeron derrames de lavas
y basaltos en distintas oportunidades, como el Basalto de Betanzos
datado en 80-83 Ma.
Cenozoico
En el sector meridional de la Cordillera Real se emplazaron, entre
otros, los cuerpos ígneos del Illimani, batolito de Quimsa Cruz y el
plutón de Santa Vera Cruz, durante el Oligoceno-Mioceno inferior
(McBride, 1977, inédito; Grant et al., 1979).
Más al sur, en el borde oeste de la Cordillera Oriental, próximo al
límite con el Altiplano, tuvo lugar durante la mayor parte del
Mioceno, una importante etapa de magmatismo extrusivo que
formó y modeló las mesetas ignimbríticas más extensas e
importantes de Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km 2 )
formada entre los 8,4 y 6,4 Ma, la Meseta de Los Frailes (8500
km 2 ) formada entre los 8 y 5 Ma, y la de Panizos formada entre
los 7,9 y 6,75 Ma (esta última en dominio altiplánico). El análisis
de estas ignimbritas, calderas, y de los intrusivos subvolcánicos
asociados, puede ser consultada en la extensa literatura dedicada a
su estudio como Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985,
1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort
(1991, 1992); Gubbels (1993) y Leroy & Jiménez (1996), entre
otros.
Schneider & Halls (1985) y Schneider (1987) reconocieron cinco
etapas principales en el desarrollo del magmatismo del complejo
volcánico Frailes-Kari Kari. Este magmatismo se inicia a fines del
Oligoceno y tiene su mayor desarrollo durante todo el Neógeno
(principalmente el Mioceno).
El primer episodio (Kumurana) tuvo lugar a los 25 Ma, el
segundo (Kari Kari) entre los 25-20 Ma, el tercer episodio
(Cebadillas) entre 17 y 10 Ma, el cuarto (Meseta de Los Frailes)
entre 8 y 5 Ma, y finalmente el quinto episodio (Post-Frailes) entre
4 y 1 Ma.
Este volcanismo forma parte de la provincia magmática de
trasarco del Cratógeno Andino Central, y está asociado a una
importante mineralización polimetálica, desarrollada al sur de la
Meseta de Morococala en los intrusivos subvolcánicos de
Colquechaca (22,6 Ma), Tasna (16,4 Ma), Chorolque (16,2 Ma),
Tatasi (15,6 Ma), Chocaya (13,8 Ma), Potosí (13,8 Ma) y
Llallagua (9,4 Ma), entre otros. Estas intrusiones están
relacionadas con la mineralización principalmente de estaño y
plata, y de otros minerales asociados como As-W-Pb-Zn-Sb-Bi-U.
El clímax de la mineralización tuvo lugar entre los 18 y 16 Ma.
In the central area, the distensive event developed basaltic mantles
and flows. The Entre Ríos Basalt gave very uneven and disputed
ages (between 235 and 171 Ma). On the other hand, the Tarabuco
Basalt gave a good dating at 171.4 Ma (Sempere, 1996).
Outcropping in the Cornaca region (Tupiza area), other mantle lodes
of extensional origin, intrude into Ordovician rocks and were dated
at 184.0 ± 4.9 Ma (Lower Jurassic) (Tawackoli et al., 1996).
During the rest of the Mesozoic, particularly during the Cretaceous,
the basin was related to back-arc rifting processes which in different
ocassions produced lava and basalt spills, such as the Betanzos
Basalt, dated at 80-83 Ma.
Cenozoic
During the Oligocene-Lower Miocene, in the meridional sector of
the Cordillera Real, the igneous bodies of the Illimani, the Quimsa
Cruz batholith, and the Santa Vera Cruz pluton, were emplaced,
among others (McBride, 1977, unpublished; Grant et al., 1979).
Further south, in the western border of the Eastern Cordillera, close
to the Altiplano boundary, an important extrusive magmatism stage
took place during most of the Miocene, forming and shaping the
most extensive and important ignimbritic plateaus in Bolivia (Fig.
3.5): Morococala (1500 km 2 ) formed between 8.4 and 6.4 Ma, the
Los Frailes plateau (8500 km 2 ) formed between 8 and 5 Ma, and
Panizos formed between 7.9 and 6.75 Ma (the latter in the Altiplano
domain). Analyses of these ignimbrites, calderas and related
subvolcanic intrusives may be referred to in the extensive literature
devoted to their study, including Grant et al. (1979); Schneider
(1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al.
(1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) and Leroy & Jiménez
(1996), among others.
Schneider & Halls (1985) and Schneider (1987) recognized five
main stages in the development of the magmatism at the Frailes-
Kari Kari volcanic complex. This magmatism starts at the end of
the Oligocene, and reaches its greatest development during the
entire Neogene (mainly the Miocene).
The first episode (Kumurana) took place in 25 Ma, the second
(Kari Kari) between 25-20 Ma, the third episode (Cebadillas)
between 17 and 10 Ma, the fourth (Los Frailes Plateau) between 8
and 5 Ma, and finally the fifth episode (Post-Frailes) between 4 and
1 Ma.
This volcanism forms part of the back-arc magmatic province of the
Central Andean Cratogene, and is related to an important
polymetallic mineralization which developed south of the
Morococala Plateau in the subvolcanic intrusives of Colquechaca
(22.6 Ma), Tasna (16.4 Ma), Chorolque (16.2 Ma), Tatasi (15.6
Ma), Chocaya (13.8 Ma), Potosí (13.8 Ma) and Llallagua (9.4 Ma),
among others. These intrusions are related to the mineralization of
tin and silver, mainly, and of other related minerals such as As-W-
Pb-Zn-Sb-Bi-U. The mineralization climax took place between 18
and 16 Ma.
70

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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75

C H I L E
C F P
COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
UNIDADES ESTRUCTURALES DE BOLIVIA
LLANURA DEL
MADRE DE DIOS
B R A S I L
P E R U
LLANURA BENIANA
CRATON
SUBANDINO NORTE
DE
GUAPORE
CORDILLERA ORIENTAL
SFCC
FAJA PLEGADA DE HUARINA
PANTANAL
C A L P
Cochabamba
Santa Cruz
ALTIPLANO
LLANURA CHIQUITANA
C A P
LLANURA CHQUEÑA
?
ALTIPLANO
F U K
F S V
Potosí
CORDILLERA ORIENTAL
F A T
INTERANDINO
Tarija
SUBANDINO SUR
PIE DE MONTE
P A R A G U A Y
A R G E N T I N A
Modificado de Sempere, 1995
ABREVIACIONES
CFP: Cabalgamiento Frontal Principal, CANP: Cabalgamiento Andino Principal, CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal,
FUK: Falla Uyuni-Khenayani, FSV: Falla San Vicente
nea gruesa corresponde al lineamiento formado por el SFCR: Sistema La lí de Fallas de la Cordillera Real y la FAT: Falla Aiquile-Tupiza,
que separa los terrenos Macizo de Arequipa- Huarina y Cratón de Guaporé
76

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 4
SIERRAS SUBANDINAS
SUBANDEAN BELT
Introducción
La Faja Subandina de Bolivia constituye un complejo sistema de
serranías longitudinales estrechas, separadas por amplios valles
sinclinales. Esta región, ubicada entre la Cordillera Oriental y la
Llanura Chaco-Beniana, constituye el borde oriental de la
Cordillera de los Andes y atraviesa todo el territorio boliviano,
desde la frontera con el Perú hasta el límite con la República
Argentina.
Todos los investigadores del Subandino coinciden en señalar que
corresponde a una compleja faja plegada y corrida, separada de la
Cordillera Oriental por el denominado Cabalgamiento Frontal
Principal, que constituye una importante falla longitudinal meridiana
de corrimiento que delimita ambas provincias geológicas. El
límite oriental con las llanuras beniana y chaqueña está definido
por el Frente de Cabalgamiento Subandino representado por la falla
de Caquiahuaca en el norte y por la falla de Mandeyapecua en el
sur.
Morfológicamente, las serranías coinciden con las estructuras
anticlinales, las cuales son atravesadas transversalmente por ríos
antecedentes, en una etapa juvenil de erosión. Las estructuras
sinclinales son por lo general dos o tres veces más amplias que los
anticlinales, y conforman grandes valles agrícolas atravesados por
ríos longitudinales.
A lo largo de las Sierras Subandinas se reconocen tres zonas
estructurales, la septentrional con dirección NW-SE, desde la
frontera peruana hasta el Río Chapare (13°-17° S), la central,
transicional, de un solo grado geográfico, entre los ríos Chapare y
Yapacaní (17°-18° S) y la zona meridional con dirección N-S,
desde este último río hasta la frontera (18°-22° S), y que se
prolonga en territorio argentino. Sin embargo, existe el criterio
actual de considerar solamente dos regiones: norte y sur, limitadas
por el Río Chapare (17º S) en el sector de Villa Tunari - Río
Chapare, en el departamento de Cochabamba, lugar de la inflexión
de la Cordillera de los Andes. En el presente texto se considerará
esta última división.
Introduction
The Bolivian Subandean Belt constitutes a complex system of
narrow longitudinal ranges, separated by wide sincline valleys.
Located between the Eastern Cordillera and the Chaco-Beni Plain,
this region establishes the eastern border of the Andean Cordillere,
and crosses the entire Bolivian territory, from the Peruvian border
to the boundary with the Republic of Argentina.
All the researchers of the Subandean agree that it pertains to a
complex fold-thrust belt, separated from the Eastern Cordillera by
the so-called Main Front Thrust, which forms an important longitudinal
meridian thrust fault, delimiting both geological units. The
eastern limit with the Beni and Chaco plains is defined by the
Subandean Thrust Front, represented by the Caquiahuaca fault, to
the north, and the Mandeyapecua fault, to the south.
Morphologically, the ranges coincide with the anticline structures
which, during a young erosion stage, were crosscut by the
preceding rivers. Generally, the sincline structures are twice or
three times as wide as the anticlines, and make up large agricultural
valleys crossed by longitudinal rivers.
Three structural areas are recongized along the Subandean Ranges:
the northern area, with NW-SE trend, embracing from the Peruvian
border to the Chapare River (13°-17° S); the central, transitional
area, with a single geographic degree, located between the Chapare
and Yapacaní rivers (17°-18° S); and the meridional area, with N-S
trend, embracing from the latter river up to the border (18°-22° S),
and extending into Argentine territory. Nevertheless, the currentl
criterion is to consider only two regions: the north and south,
limited by the Chapare River (17º S) in the Villa Tunari – Chapare
River sector in the Department of Cochabamba, which is the site
where the Andean Cordillera bends. This text will take on the latter
division.
77

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El estilo estructural, según Baby et al. (1994, 1995), cambia de
una zona a otra, debido principalmente a variaciones de espesor y
litología de las rocas involucradas en los corrimientos estructurales
y niveles de despegue. Los principales rasgos de estos tres
sectores, según trabajos de Baby y colaboradores del Convenio
YPFB-ORSTOM, son los siguientes:
Subandino Norte.-
- Es una faja plegada con corrimientos amplios, con una
amplitud de onda de más de 10 km.
- El acortamiento cortical máximo es de 135 km.
- Gran desarrollo de rocas permocarboníferas calcáreas,
marinas, muy fosilíferas, generadoras de hidrocarburos,
diferentes de las secuencias permotriásicas evaporíticas
(parcialmente calcáreas) del Subandino sur.
- Ninguna actividad volcánica distensiva en el Jurásico.
Subandino Sur.-
- Faja plegada con corrimientos más estrechos que el Subandino
norte.
- El acortamiento cortical oscila entre los 100 y 159 km.
- Las secuencias sedimentarias marinas paleozoicas, en la
mayoría de los casos no constituyen bordes de cuenca, sino
que, por el contrario, son lugares de continua subsidencia.
- Tiene un importante volcanismo distensivo durante el
Jurásico.
Estratigrafía
Subandino Norte
Ciclo Tacsariano
La secuencia estratigráfica, en el sector norte del subandino, se
inicia con rocas atribuidas al Ordovícico, las formaciones Enadere,
en la base, y Tarene, en la parte superior. No se conoce la base de
la secuencia ordovícica pero se asume que yace sobre rocas
proterozoicas.
Según Beccar & Toledo (1990), sedimentitas de este sistema se
observan a lo largo de la Serranía de Caquiahuaca asociadas al
último cabalgamiento emergido del Subandino, aflorando con
rumbo noroeste - sudeste aproximadamente, desde el Río Madidi
en el extremo norte, hasta el arroyo Caijene en el extremo sur
(próximo a San Buenaventura).
La Formación Enadere (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad de
aproximadamente 250 m de espesor de sedimentos marinos de
plataforma profunda, depositados en una cuenca de antepaís. La
mayor parte de las sedimentitas de la parte inferior corresponden,
según Oller (1984), a limolitas y areniscas arcillosas gris claras y
gris verdosas, de grano fino, compactas bien estratificadas en
bancos centimétricos e intercalados con delgados niveles de lutitas
negras. La parte superior está integrada por areniscas arcillosas,
gris claro a gris verdoso, duras, de grano fino, bien estratificadas.
Es importante la presencia de tubos de vermes (Scolithos), flute
According to Baby et al. (1994, 1995), the structural style changes
from one area to the rest, due mainly to the thickness and lithology
variations of the rocks involved in the structural thrusting and
detachment levels. The main features of these three sectors,
according to works by Baby and the geologists of the YPFB-
ORSTOM Agreement, are the following:
North Subandean.-
- It is a fold belt with extensive thrusting and a wave amplitude
of over 10 km.
- The maximum crustal shortening is of 135 km.
- Major development of very fossiliferous Permian-Carboniferous
calcareous, marine rocks that are hydrocarbon generators
and different than the Permian-Triassic evaporitic sequences
(partially calcareous) of the South Subandean.
- No distensive volcanic activity during the Jurassic.
South Subandean.-
- It is a fold belt with narrower thrusting than the North
Subandean.
- The crustal shortening ranges between 100 and 159 km.
- In most of the cases, the Paleozoic marine sedimentary
sequences do not form the basin borders; on the contrary, these
are sites of on-going subsidence.
- There is important distensive volcanism during the Jurassic.
Stratigraphy
North Subandean
Tacsarian Cycle
In the northern sector of the Subandean, the stratigraphic sequence
starts with rocks attributed to the Ordovician: the Enadere Formation
at the base, and Tarene Formation at the top. The base of the
Ordovician sequence is unknown, but it is assumed to lie over
Proterozoic rocks.
According to Beccar & Toledo (1990), this system’s sedimentites
can be seen along the Caquiahuaca Range, associated to the last
thrust emerged form the Subandean, outcropping with northwest -
southeast trend from the Madidi River in the northern end, to the
Caijene Stream in the southern end (nearby San Buenaventura).
The Enadere Formation (Canedo-Reyes, 1960) is an approximately
250 m thick unit of deep shelf marine sediments, deposited
in a foreland basin. According to Oller (1984), most of the
sedimentites of the lower part correspond to fine grained, light gray
and greenish gray siltstones and sandstones, that are compact and
well bedded in centrimetric banks, and interbedded by thin levels
of black shale. The upper part is made up by hard, light to greenish
gray, fine grained, well bedded argillaceous sandstones. The
presence of worm tubes (Scolithos), flute casts (conical molds), and
groove casts (rectilinear grooves) is important. According to
78

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
casts (moldes cónicos) y groove casts (surcos rectilíneos).
Ambientalmente, según Beccar & Toledo (1990), las secuencias se
interpretan como la progradación rítmica de facies de mareas bajas
a distales de moderada a alta energía (icnofacies de Scolithos)
sobre facies inframareicas, medias a bajas de débil energía
(icnofacies de Cruziana) (Bossi,1985). A la Formación Enadere se
la tipifica como una megasecuencia siliciclástica de polaridad
negativa que evoluciona desde facies de plataforma fuera de costa
(pelitas de la base de la formación) a facies samíticas de playa,
dentro de un modelo somero epeírico de carácter regresivo. En esta
unidad se recolectaron Dignomia boliviana y Cruziana sp. de edad
caradociana.
Transicionalmente continúa la Formación Tarene (Canedo-Reyes,
1960), que corresponde a sedimentos marinos, también de
plataforma somera, pero con una marcada influencia costera. Estos
sedimentos fueron acumulados en una cuenca de antepaís. Según
Beccar & Toledo (1990), está constituida por areniscas cuarcíticas
a cuarcitas gris amarillentas a gis blanquecinas muy duras y
conspicuas, que forman sucesiones monótonas en bancos de hasta
2,50 m con estratificación cruzada de bajo ángulo y geometría
lenticular decamétrica en secuencias menores generalmente
estratocrecientes. El ambiente de depósito de la formación fue
esencialmente de playa, zona inframareica alta hasta supramareica
(dunas costeras). Está presente un paleosuelo con costras
ferruginosas como límite entre las formaciones Tarene y Tequeje,
es decir entre los ciclos Tacsariano y Cordillerano.
Ciclo Cordillerano
Los únicos sedimentos de indudable edad silúrica fueron señalados
sobre el camino Caranavi-Puerto Linares, y corresponden a la
Formación Río Carrasco (Martínez et al., 1971), formados por
sedimentitas marinas de plataforma somera, depositadas en cuenca
de antepaís. Según estos autores, esta unidad está constituida por
aproximadamente 800 m de lutitas oscuras, parcialmente alteradas,
deleznables, de color salmón, coronadas por un banco de areniscas.
Los principales fósiles recolectados corresponden a Monograptus
bolivianus, trilobites, braquiópodos, moluscos, paraconuláridos y
ostrácodos ludlovianos.
En el sector norte, aún no se reconocieron rocas de edad silúrica.
Sin embargo, más al norte, en la Cuenca del Madre de Dios, se
identificaron sedimentos con fósiles pridolianos (Silúrico superior)
Vavrdova et al. (1996). Sobre las rocas tacsarianas, y con un
importante hiatus estratigráfico, yacen sedimentos devónicos
marinos, de plataforma somera y de cuenca también de antepaís,
diferenciados como formaciones Tequeje y Tomachi.
La Formación Tequeje (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad
predominantemente arcillosa de 700 a 900 m de espesor. En
algunos sectores (como en el río Undumo), la formación se inicia
con un delgado nivel conglomerádico, seguido por una secuencia
pelítica, con algunas intercalaciones calcáreas. En la zona de
influencia del río Enategua, en los niveles basales del miembro
pelítico superior se han detectado varios niveles de filones-capa de
sienitas, gabros y andesitas (Oller, 1984). Los fósiles encontrados
corresponden principalmente a braquiópodos del Devónico inferior
a medio, edad que fue corroborada por palinología.
Beccar & Toledo (1990), environmentally, the sequences are
interpreted as the rhythmic progradation of low tide to distal facies
of moderate to high energy (Scolithos icnofacies), over middle to
low, weak energy, infratidal facies (Cruziana icnofacies) (Bossi,
1985). The Enadere Formation is typed as a negative polarity,
siliciclastic megasequence that evolves from offshore shelf facies
(formation’s base pellites) to samitic beach facies, within a epeiric
shallow model of regressive nature. Caradocian age Dignomia
boliviana and Cruziana sp. were collected in this unit.
The Tarene Formation (Canedo-Reyes, 1960) continues transitionally,
corresponding to marine sediments, of shallow shelf as
well, but with a marked coastal influence. These sediments were
accumulated in a foreland basin. According to Beccar & Toledo
(1990), it is made up by quartzitic sandstones shifting to yellowish
gray to whitish gray quartzites, very hard and conspicuous, which
form monotonous successions in banks of up to 2.50 m with low
angle crossbedding and decametric lenticular geometry in generally
minor downward fining sequences. The formation’s deposit
environment was esentially that of a beach, a high infratidal to
supratidal area (shore dunes). As limit between the Tarene and
Tequeje formations, that is, between the Tacsarian and Cordilleran
Cycles, there is a paleosoil with ferrugoinous crusts.
Cordilleran Cycle
The only undoubtedly Silurian age sediments were pinpointed on
the Caranavi-Puerto Linares road. They pertain to the Río
Carrasco Formation (Martínez et al., 1971), and were formed by
shallow shelf marine sedimentites, deposited in a foreland basin.
According to some authors, this unit is made up by approximately
800 m of partially altered, crumbly, dark shale of a salmon pink
color, which are crowned by a sandstone bank. The main fossil
collected are Ludlowian Monograptus bolivianus, trilobites,
brachiopods, mollusks, paraconularids and ostracodes.
In the northern sector, no Silurian age rocks have been recognized
yet. However, further north, sediments with Pridolian fossils
(Upper Silurian), Vavrdova et al. (1996), have been identified in
the Madre de Dios Basin With an important stratigraphic hyatus,
shallow shelf sea, and also foreland basin sediments lie over the
Tacsarian rocks, differentiated as the Tequeje and Tomachi
formations.
The Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960) is a mostly argillaceous
unit with a thickness of 700 to 900 m. In some sectors (such
as at the Undumo River), the formation starts with a thin
conglomerate level, followed by a pellitic sequence with some
calcareous interbedding. In the Enategua River influence area, at
the basal levels of the upper pellitic member, several levels of
syenite, gabbro and andesite layer-lodes have been detected (Oller,
1984). The discovered fossils include mainly brachiopods of the
Lower to Middle Devonian. This age was confirmed by
palynology.
79

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a una unidad
predominantemente arenosa de sedimentos marinos de plataforma
somera. Estos sedimentos fueron definidos en el sinclinal de
Tomachi, al norte de Teoponte, donde se disponen de forma
concordante sobre las pelitas de la Formación Tequeje.
En la base de esta unidad fue hallado un nivel fosilífero de la zona
de Tropidoleptus carinatus. En la localidad tipo esta unidad
proporcionó palinomorfos de la parte alta del Givetiano. Por
encima, en la parte basal media, especies del Givetiano inferior
(Verrucosisporites premnus), y finalmente formas del Frasniano
(Maranhites brasiliensis). Consiguientemente, estos sedimentos
pueden atribuirse a la parte baja del Devónico superior.
La Formación Tomachi pasa transicionalmente a las secuencias
superiores del Ciclo Cordillerano, correspondientes al Grupo
Retama (López-Murillo, 1967). Se reconocen dos conjuntos
sedimentarios del Devónico más alto y Carbonífero inferior,
considerados en la literatura geológica tanto como una formación
dividida en dos miembros, como un grupo con dos formaciones. En
este trabajo son descritos según este último concepto, es decir
como las formaciones Toregua y Kaka del Grupo Retama (Suárez
& Díaz, 1996).
La secuencia se inicia con la Formación Toregua (López-Murillo,
1967) que corresponde a un evento marino de plataforma somera,
con influencia deltaica y evidencias de resedimentación. Esta
unidad se depositó en una cuenca de antepaís, y se dispone
directamente sobre las areniscas de la Formación Tomachi, o con
una marcada discontinuidad erosiva sobre las pelitas de la
Formación Tequeje. Está constituida por areniscas cuarcíticas de
grano fino a muy fino, bien estratificadas en bancos de hasta 4 m
de espesor, con delgadas intercalaciones de lutitas gris oscuras.
Estas arenas fueron depositadas durante el pase Devónico -
Carbonífero, desde el Fameniano superior hasta el Viseano. Según
Beccar & Toledo (1990), presenta una estructuración secuencial
negativa, que se inicia con pelitas, hasta culminar en espesos
paquetes arenosos. Estos autores indican que representa la sucesión
de cuatro secuencias de progradación deltaica que suceden a la
secuencia regresiva de línea de costa con la que culmina la serie
devónica, estableciéndose una discontinuidad ambiental para el
pase Tomachi-Toregua, con un notable aumento en la tasa de
sedimentación, configurando así un paleoambiente costero deltaico
eventualmente inestable (con ocasionales deslizamientos).
El pase con la unidad superior, la Formación Kaka (López-
Murillo, 1967), se ubica en la base de la primera diamictita de esta
última unidad. La Formación Kaka representa una secuencia
marina de plataforma somera, con una marcada influencia
glacimarina y evidentes rasgos de resedimentación. Al igual que las
anteriores unidades, estas rocas se depositaron en una cuenca de
antepaís.
Según Beccar & Toledo (1990), la Formación Kaka está
constituida por una sucesión de diamictitas con matriz areno
limosa, intercaladas con niveles de pelitas y areniscas
estratificadas, continúan areniscas, limolitas y arcillitas. La
secuencia es grano y estrato decreciente y significa una inversión
respecto de la polaridad evolutiva anterior (Fm. Toregua),
marcando una notable discontinuidad asociada a un periodo de
The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to a mostly
arenacous unit with shallow shelf marine sediments. These
sediments were defined in the Tomachi sincline, north of Teoponte,
where they lie in conformity over the Tequeje Formation’s pellites.
At this unit’s base, a fossiliferous level of the Tropidoleptus
carinatus biozone was found. At the type locality, this unit
provided palynomorphs of the high part of the Givetian. Up above,
in the middle basal part, Lower Givetian species (Verrucosisporites
premnus), and finally, Frasnian forms (Maranhites brasiliensis)
were also found. Consequently, these sediments can be attributed
to the lower part of the Upper Devonian.
The Tomachi Formation shifts transitionally to the upper
sequences of the Cordilleran Cycle, corresponding to the Retama
Group (López-Murillo, 1967). Two sedimentary sets from the
highest Devonian and Lower Carboniferous are recognized. In the
geological literature, they are considered as both, a formation
divided into two members, and a group with two formations. This
paper describes them according to the latter concept; that is, as the
Toregua and Kaka formations of the Retama Group (Suárez &
Díaz, 1996).
The sequence starts with the Toregua Formation (López-Murillo,
1967), pertaining to a shallow shelf marine event, with deltaic
influence and evidence of re-sedimentarion. This unit was deposited
in a foreland basin, and lies directly over the sandstones of the
Tomachi Formation, or with marked erosive discontinuity over the
pellites of the Tequeje Formation. It is made up by fine to very fine
grained quartzitic sandstones, well bedded in banks up to 4 m thick,
with thin interbedding of dark gray shale. These sands were
deposited during the Devonian–Carboniferous passage, from the
Upper Famennian to the Visean. According to Beccar & Toledo
(1990), it displays a negative sequential structuring, starting with
pellites and ending whith thick arenaceous packages. These authors
indicate that it represents a succession of four deltaic progradation
sequences that follow the coastline regressive sequence. With the
latter, the Devonian sequence ends, establishing an environmental
discontinuity for the Tomachi-Toregua passage, with a remarkable
increase in the sedimentation rate. Thus, an eventually unstable
coastal deltaic paleoenvironment (with occasional landslides) is
configured.
The passage with the upper unit, the Kaka Formation (López-
Murillo, 1967), is located at the base of the first diamictite of the
last unit. The Kaka Formation represents a shallow shelf marine
sequence, with marked glacimarine influence and evident resedimentation
features. Just like the previous units, these rocks
deposited in a foreland basin.
According to Beccar & Toledo (1990), the Kaka Formation is made
up by a succession of diamictites with a sitly-sandy matrix, and
interbedded by pellite and bedded sandstone levels; continuing
with sandstones, siltstones and claystones. The sequence is upward
coarsening and downward fining This means a reversal in terms of
the previous evolutionary polarity (Toregua Formation), marking a
noticeable discontinuity associated to a tectonic crisis period,
80

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
crisis tectónica que genera flujos gravitacionales cerca de relieves y
que modifica la geometría de la cuenca.
Niveles arcillosos de la Formación Kaka son portadores de la
paleoflora de Nothorhacopteris kellaybelenensis, idéntica a la
presente en la Formación Siripaca del Lago Titicaca. El estudio de
estas mismas rocas, realizado por Azcuy & Ottone (1987),
identificó pólenes y esporas de origen continental, asignados al
Carbonífero inferior.
Ciclo Subandino
Culmina la secuencia paleozoica con el depósito de sedimentos
marinos carbonáticos depositados en una plataforma somera, con
influencia costera, en una cuenca de trasarco, correspondientes a la
Formación Copacabana (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936).
Según Oller (1984), esta unidad es predominantemente calcárea,
calizas y areniscas calcáreas e intercalaciones de lutitas, arcillas y
margas varicoloreadas. Los niveles de lutitas negras son de
bastante espesor (80-120 m), y generalmente presentan fuerte olor
a hidrocarburos al ser fracturadas (lutitas bituminosas).
La edad de esta formación (documentada por conodontos y
fusulinas) es atribuida al intervalo Bashkiriano basal (zona de
Rhachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathodus
pequopensis), es decir, desde la base del Carbonífero
superior al Pérmico inferior (Merino & Blanco, 1990). Esta edad
está también reflejada por el contenido de braquiópodos
(principalmente prodúctidos), fusulinas, briozoarios y otros grupos
fósiles de la biozona de Neospirifer condor. La palinología está
definida por la biozona de Lueckisporites. El estudio geoquímico
de muestras pelíticas de esta unidad en el pozo Tacuaral, indica que
corresponden al tipo I-II, favorable para la generación de
hidrocarburos (Moretti et al., 1994, 1996).
which generates gravitational flows near the relieves and modifies
the basin’s geometry.
The argillaceous levels of the Kaka Formation are carriers of the
Nothorhacopteris kellaybelenensis paleoflora, which is identical to
that present at the Siripaca Formation in Titicaca Lake. Studies on
these same rocks, performed by Azcuy & Ottone (1987), identified
continental origin polens and spores, assigned to the Lower
Carboniferous.
Subandean Cycle
The Paleozoic sequence ends with the deposit of carbonatic marine
sediment on a shallow shelf with coastal influence, and in a
backarc basin, corresponding to the Copacabana Formation
(Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). According to Oller (1984),
this unit is mostly calcareous, with limestones, calcareous
sandstones, and interbedding of shale, clays and marls of a variety
of colors. The black shale levels are quite thick (80-120 m ), and
generally feature a strong hydrocarbon smell when broken
(bituminous shale).
The age of the formation (documented by conodonts and fusulines
is attributed to the basal Bashkirian interval (Rhachistognathus
muricatus area) through the Kungurian (zona de Neostreptognathodus
pequopensis area), that is, from the base of the Upper
Carboniferous to the Lower Permian (Merino & Blanco, 1990).
This age is also reflected by the content of brachiopods (mainly
productids), fusulines, bryozoans, and other fossil groups of the
Neospirifer condor biozone. The palynology is defined by the
Lueckisporites biozone. The geochemical study of this unit’s
pellitic samples in the Tacuaral well indicates that they belong to
type I-II, which is favorable for the generation of hydrocarbons
(Moretti et al., 1994, 1996).
LAGO TITICACA
Formación Tiquina
SUBANDINO
NORTE
ausente
GRUPO
TITICACA
Fm. Chutani
Mbro. San Pablo
Mbro. Collasuyo
Fm. Bopi
Formación Copacabana
Fm. Copacabana
Formación Yaurichambi
Fig. 4.1 Cuadro de correlación entre las unidades del Grupo Titicaca del Subandino Norte y Lago Titicaca.
Correlation chart among of the Titicaca Group units of the Northern Subandean and Lake Titicaca.
En relación estratigráfica concordante, sobreyacen las areniscas de
la Formación Bopi (Oller, 1984), que fueron depositadas en un
ambiente transicional deltaico y costero, con influencia eólica y
fluvial, en cuenca de trasarco. Estos sedimentos, según Oller
(1986), están constituidos en la base por areniscas de grano fino,
con entrecruzamiento y ondulitas, intercaladas con delgados
The sandstones of the Bopi Formation (Oller ,1984) overlie in a
conforming stratigraphic relation. They were deposited in a deltaic
and coastal transitional environment, with aeolian and fluvial
influence, and in a backarc basin. According to Oller (1986), at the
base, these sediments are made up by fine grained sandstones, with
crossbedding and ripples, and interbedded by thin shale levels and
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
niveles de lutitas y esporádicos niveles calcáreos. La parte superior
presenta la misma intercalación con mayor porcentaje de lutitas y
margas. Algunos niveles de lutitas presentan fuerte olor a
hidrocarburos al ser fracturados. Hasta la fecha no se encontraron
fósiles en estos sedimentos, aunque se les atribuye una edad
pérmica superior.
Ciclo Andino I
Discordante sobre la anterior unidad, sobreyace la Formación Beu
(Schlagintweit, 1939), atribuida al Mesozoico. Con estos sedimentos
se inicia un régimen continental eólico y fluvial, en cuenca
de rift de trasarco. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida
por conglomerados basales, areniscas finas, limosas, de color
marrón rojizas, con entrecruzamiento tangencial en varios juegos.
Hacia el tope el entrecruzamiento se hace más regular, y aumenta
el diámetro del grano. Ambientalmente se interpreta como un ciclo
deposicional de carácter continental que se inicia con depósitos
fluviales de moderada a elevada energía, evoluciona luego a un
ambiente de dunas eólicas (desértico), con ocasionales eventos
fluviales de poca intensidad. Hacia el tope pasa gradualmente a un
ambiente con mayor influencia hídrica, evidenciándose un cambio
del clima cálido seco a cálido húmedo. Esta unidad presenta buenos
indicios de hidrocarburos en el pozo Tacuaral, tales como
fluorescencia e impregnaciones de petróleo.
Discordante sobre las areniscas de la Formación Beu, sobreyacen
las areniscas con concreciones calcáreas, de tonos amarillentos,
rojizos y violetas, que corresponden a la Formación Eslabón
(Canedo-Reyes, 1960), y que constituyen sedimentos transicionales,
entre ambientes deltaico y costero, con influencia marina,
depositados en cuenca de trasarco. Esta unidad está constituida por
tres miembros (Oller, 1986). Un miembro arenoso inferior por
encima de un nivel de conglomerado; un miembro medio pelítico
con delgados horizontes calcáreos con plantas fósiles y restos de
peces, escamas y dientes; y un miembro superior arenoso con
lentes conglomerádicos. Se trata de un desarrollo sedimentario
continental fluvio-lacustre, eventualmente palustre y fluvio deltaico
bajo condiciones climáticas cálidas áridas y semiáridas, hecho que
explicaría la profusa presencia de paleosuelos en diverso grado de
desarrollo (Beccar & Toledo, 1990). El evento lacustre tiene
posibilidades de constituir una buena roca madre.
Esta unidad ha sido atribuida al Cretácico superior (Maastrichtiano)
por la presencia de restos de Gasteroclupea branisai, al igual que
en las formaciones El Molino de la Cordillera Oriental y Cajones
del Subandino Sur. Las formaciones Eslabón y Flora constituyen la
facies equivalente (areniscas calcáreas y paleosuelos) de la
Formación El Molino de la Cordillera Oriental.
La Formación Flora (Perry, 1963), que la sobreyace de forma
concordante, también fue depositada en un ambiente transicional
deltaico y costero, con una aparente influencia marina, y en la
misma cuenca de trasarco. Según Oller (1986) está constituida por
arcillitas y margas multicolores. Esporádicamente intercalan
niveles de calizas arcillosas.
sporadic calcareous levels. The upper part displays the same
interbedding, but with greater shale and marl percentages. When
fractured, some of the shale levels feature a strong hydrocarbon
smell. To date, no fossils were found in these sediments, although
they are attributred an Upper Permian age.
Andean I Cycle
In unconformity over the preceding unit overlies the Beu Formation
(Schlagintweit, 1939), attributed to the Mesozoic. With these
sediments, an aeolian and fluvial continental regime begins in a rift
backarc basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up
by basal conglomerates, and fine reddish brown silty sandstones,
with tangential crossbedding in several plays. Towards the top, the
crosbedding becomes more regular, and the grain diameter
increases. Environmentally, it is interpreted as a depositional cycle
of continental nature, which starts with fluvial deposits of moderate
to high energy; it later evolves into an aeolian dune environment
(desertic), with occasional fluvial events of little intensity. Close to
the top, it shifts gradually to an environment with greater hydric
influence, as shown by a change in climate from dry hot to humid
hot. This unit displays good indications of hydrocarbons, such as
fluorescence and oil impregnations, in the Tacuaral well.
In unconformity over the sandstones of the Beu Formation, overlie
sandstones with calcareous concretions, of yellowish, reddish and
purple colors, pertaining to the Eslabón Formation (Canedo-Reyes,
1960). They make up transitional sediments between deltaic and
coastal environments with marine influence, which deposited in a
backarc basin. This unit is made up by three members (Oller,
1986): a lower arenacous member over a conglomerate level; a
middle pellitic member, with thin calcareous horizons containing
fossil plants and fish remanents, scales and teeth; and an upper
arenaceous member with conglomeradic lenses. It refers to a
fluviolacustrine continental sedimentary development, eventually
palustrine and fluviodeltaic, under hot arid and semi-arid climate
conditions. This fact would explain the profuse presence of
paleosols at different development levels (Beccar & Toledo, 1990).
The lacustrine event is likely to constitute a good source rock.
This unit has been attributed to the Upper Cretaceous (Maastrichtian),
due to the presence of Gasteroclupea branisai remanents, just
like in the El Molino and the Cajones Formations of the Eastern
Cordillera and the South Subandean, respectively. The Eslabón and
Flora formations (calcareous sandstones and paleosoils) constitute
the facies equivalent to the El Molino Formation in the Eastern
Cordillera.
The Flora Formation (Perry, 1963), lying in conformity over the
preceding one, was also deposited in a conforming deltal and
coastal transitional environment with apparent marine influence,
and in the same back-arc basin. According to Oller (1986), it is
made up by multicolor claystones and marls. Sporadically, they are
interbedded by argillaceous limestone levels.
82

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Beccar & Toledo (1990) indican que es muy aventurado asignarle
un carácter marino o continental, debido a que no existen
elementos diagnósticos claros y definitivos. La presencia de estromatolitos
sugiere ambientes litorales protegidos y de llanuras de
fangos con débil a moderada agitación de las aguas. La secuencia
superior indica que el ambiente se hace un poco más profundo
(máximo de la profundización) aunque manteniendo su carácter
somero. La fauna de esta formación: Gasteroclupea branisai y
Pucapristis branisi, tampoco da elementos definitivos al respecto;
los abundantes gasterópodos y pelecípodos son aparentemente
lacustres.
Ciclo Andino II
En discordancia sobre diferentes unidades del Mesozoico
subandino, sobreyacen las areniscas continentales de la Formación
Bala (Schlagintweit, 1939). Esta unidad está definida por
secuencias de areniscas ligeramente micáceas que presentan en la
base delgados niveles conglomerádicos, matriz sostén. Intercalan
niveles pelíticos y ocasionalmente se observan niveles carbonosos
con restos de troncos y niveles de pirita, calcopirita y azufre
(Beccar & Toledo, 1990). El pase a la unidad superior es
transicional y es definido donde las pelitas rojas se hacen
definitivamente dominantes y los bancos de areniscas más aislados
y lenticulares. Ambientalmente corresponde a un desarrollo
continental fluvial de ríos entrelazados arenosos no cíclicos que
transita a ríos meandrantes, bajo condiciones climáticas cálidas y
húmedas.
La Formación Quendeque (Schlagintweit, 1939) continúa de
forma concordante y transicional en la secuencia del Subandino
septentrional. Es una unidad continental fluvial y lacustre.
Corresponde mayormente a secuencias de ríos meandriformes y
anastomosados, depositados en cuenca de antepaís de la Cordillera
Oriental. Litológicamente está representada por arcillitas y
limolitas rojo ladrillo con intercalaciones muy subordinadas de
paquetes de areniscas ligeramente micáceas, limosas, levemente
calcáreas, muy finas y lenticulares (Beccar & Toledo, 1990). Su
tope es nítido, debido al contacto erosivo con la Formación
Charqui. Secuencialmente representa la culminación de la
secuencia que se inicia con la Formación Bala. En el Río Pluma,
afluente del Río Sécure (Cochabamba) se encontraron fragmentos
Trachytherus subandinus Villarroel et al., 1994. El género
Trachytherus tiene un biocrón restringido al Oligoceno superior -
Mioceno inferior. Otras especies de este género fueron descritas de
Salla y Lacayani. (Marshall & Sempere, 1991)
Beccar & Toledo (1990) indicate that it would be too daring to
assign a marine or continental nature to it, since there are no clear
and definitive diagnostic elements. The presence of stromatoliths
suggests protected offshore and mud plain environments with a
weak to moderate churned waters. The upper sequence indicates
that the environment becomes a little deeper (maximum deepening),
though maintaining its shallow nature. The fauna in this
formation: Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi, does
not provide definitive elements to this respect, either. The abundant
gasteropods and pelecypods are apparently lacustrine.
Andean II Cycle
In unconformity over the different Subandean Mesozoic units lie
the continental sandstones of the Bala Formation (Schlagintweit,
1939). This unit is defined by sequences of slightly micaceous
sandstones, displaying thin conglomeradic levels with support
matrix at the base. Pellitic levels are interbedded, and occasionally,
carbonous levels with trunk remanents and pyrite,
calcpyrite and sulphur levels can be observed (Beccar & Toledo,
1990). The passage to the upper unit is transitional and defined at
the point where the red pellites definitively become dominant,
and the sandstone banks become more isolated and lenticular.
Environmentally, it correspods to a fluvial continental development
of arenaceous non-cyclic braided rivers shifting to
meandering rivers under hot and humid climate conditions.
In the northern Subandean sequence, the Quendeque Formation
(Schlagintweit, 1939) continues in uncorformity and transitionally.
It is a continental fluvial and lacustrine unit. It corresponds mostly
to sequences of meandering and anastomosed rivers, deposited in a
foreland basin of the Eastern Cordillera. Lithologically, it is
represented by brick red claystones and siltstones with very
subordinate interbedding of very fine and lenticular silty, slightly
micaceous and calcareous sandstone packages (Beccar & Toledo,
1990). The top is very nitid due to the erosive contact with the
Charqui Formation. Sequentially, it represents the ending of the
sequence that starts with the Bala Formation. At Pluma River, an
affluent of the Sécure River (Cochabamba), fragments of
Trachytherus subandinus were found (Villarroel et al., 1994). The
Trachytherus genera has a biochron restricted to the Upper
Oligocene–Lower Miocene. Other species in this genus were
described at Salla and Lacayani (Marshall & Sempere, 1991).
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Pleistoceno
Plioceno
Mioceno superior
SUBANDINO
NORTE
Fm. Tutumo
Fm. Charqui
SUBANDINO
SUR
Fm. Ñuapua
Fm. Emborozú
Fm. Guandacay
Mioceno
Fm. Quendeque
Fm. Tariquía
Fm. Yecua
Mioceno inferior
Oligoceno superior
Fm. Bala
Fm. Petaca
Fig. 4.2 Cuadro de correlación entre las unidades del Ciclo Andino II del Subandino Norte y Sur.
Correlation chart among Andean II Cycle units of Northern and Southern Subandean
La Formación Charqui (Canedo-Reyes, 1960) yace en
discordancia erosiva sobre las anteriores. Constituye una unidad de
ambiente continental fluvio lacustre con influencia volcánica,
depositada, al igual que la anterior formación, en una cuenca de
antepaís de la Cordillera Oriental. Esta formación se inicia con
bancos delgados de conglomerados, sigue una alternancia de
areniscas arcillosas marrones rosáceas a marrones amarillentas y de
arcilitas y limolitas rojo chocolate a rojo violáceo, ligeramente
predominantes (Beccar & Toledo, 1990). No hay hasta el momento
datos paleontológicos que permitan datar a esta unidad.
Continúa y se completa la secuencia estratigráfica del subandino
septentrional, con los sedimentos de la Formación Tutumo (Dávila
et al., 1964), que representan una asociación continental aluvial y
fluvial con influencia volcánica, depositada en una cuenca de piggy
back del Subandino. Según Beccar & Toledo (1990), esta unidad
está representada por conglomerados, areniscas conglomerádicas,
areniscas y arcillitas. El componente sefítico es dominante y está
constituido por clastos subredondeados de cuarcitas grises
paleozoicas, areniscas cretácicas y terciarias, cuarzo lechoso, y
calcedonia rosada. Tentativamente se le asigna una edad miocena
superior a pliocena, por posición estratigráfica, grado de
consolidación de los sedimentos y asociación a eventos tectónicos
compresivos recientes.
Subandino Sur
Ciclo Tacsariano
La cuenca marina ordovícica, bien desarrollada en la Cordillera
Oriental, cubrió también con sus aguas las Sierras Subandinas y
posiblemente parte de la Llanura Chaqueña. Los sedimentos
presentes en la comarca corresponden a secuencias marinas de
plataforma somera, con influencia costera.
Las rocas más antiguas en el sector norte del Subandino Sur son
areniscas cuarcíticas atribuidas a la Formación San Benito
(Ahlfeld & Branisa, 1960). No existen dudas de que esta unidad
The Charqui Formation (Canedo-Reyes, 1960) lies in erosive
unconformity over the preceding ones. It is a unit of fluviolacustrine
continental environment with volcanic influence, which,
just like the previous formation, was deposited in a foreland basin
of the Eastern Cordillera. This formation starts with thin
conglomerate banks, followed by an alternation of pinkish to
yellowish brown argillaceous sandstones and sligthly predominant
chocolate red to purple red claystones and siltstones (Beccar &
Toledo, 1990). To date, there are no paleontological data to allow
dating this unit.
The northern Subandean stratigraphic sequence continues and ends
with the sediments of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964),
which represents a continental alluvial and fluvial association with
volcanic influence, deposited in a Subandean piggy back basin.
According to Beccar & Toledo (1990), this unit is represented by
conglomerates, conglomeradic sandstones, sandstones and claystones.
The psephytic component is dominant and is made up by
subrounded Paleozoic gray quartzitic clasts, Cretaceous and
Tertiary sandstones, milky quartz and pink chert. Due to its
stratigraphic position, sediment consolidation level, and the
association to recent compressive tectonic events, it is tentatively
assigned a Upper Miocene to Pliocene age.
South Subandean
Tacsarian Cycle
The Ordovician marine basin, well developed in the Eastern
Cordillera, also covered the Subandean Ranges and likely part of
the Chaco Plain with its waters. The existing sediments in the
territory pertain to shallow shelf marine sequences with coastal
influence.
The oldest rocks in the northern sector of the South Subandean are
quartzitic sandstones attributed to the San Benito Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960). There is no doubt that this unit is
84

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
está presente en el área de Río Grande. Sin embargo, es posible que
al sur del Río Parapetí, al igual que sucede en el área de Tarija, los
escasos afloramientos y los depósitos en subsuelo que infrayacen a
la Formación Cancañiri, no correspondan a la Formación San
Benito, sino a otra unidad del Ordovícico inferior.
Ciclo Cordillerano
Las formaciones silúricas no afloran en el subandino meridional al
sur del Río Grande. Su presencia ha sido solamente señalada en
subsuelo mediante registros sísmicos. La perforación exploratoria
en las serranías alcanzó en profundidad sólo sedimentos devónicos,
por lo general las areniscas de la Formación Iquiri, y en contados
casos niveles de las formaciones Huamampampa y Santa Rosa,
como es el caso de los pozos Caigua 2 – X11 en Bolivia y Ramos-
11 en la Argentina. No obstante, se considera que los sedimentos
de la Formación Kirusillas son rocas generadoras de hidrocarburos.
Los afloramientos de rocas devónicas en el Subandino Sur son
reducidos y restringidos a las unidades superiores (formaciones Los
Monos, Iquiri y Saipurú inferior). Están desarrollados por lo
general en las culminaciones de la mayoría de los anticlinales, o
expuestos por fallas inversas.
La presencia de sedimentos del Devónico inferior está debidamente
documentada en subsuelo, a grandes profundidades. Las
areniscas entrecruzadas de la Formación Santa Rosa han sido
señaladas en algunos pozos. En el pozo Caigua 2-XII, por ejemplo,
fue registrada desde los 2088 m, hasta la profundidad final. Por la
profundidad a la que se encuentra, la materia orgánica contenida en
estos sedimentos se encuentra sobremadurada y genera solamente
hidrocarburos gaseosos. Las más importantes reservas de gas del
país provienen de estos sedimentos.
Los sedimentos pelíticos de la Formación Icla, de algunos cientos
de metros de espesor, están también presentes en el subsuelo de la
región y constituyen una excelente roca madre generadora de
hidrocarburos. Las arenas de la Formación Huamampampa
afloran en algunos sectores del subandino meridional. En el
subsuelo son consideradas como importantes rocas reservorio de
petróleo.
Como se indicó líneas arriba, la mayoría de los sedimentos
devónicos aflorantes en el Subandino Sur corresponden a las
formaciones Los Monos e Iquiri, que forman el núcleo de la
mayoría de los anticlinales de la región. En general, y de forma
transicional sobre las areniscas Huamampampa, sobreyacen los
sedimentos pelíticos de la Formación Los Monos (Mather, 1922),
que corresponden a sedimentos marinos de plataforma somera.
Están constituidos por una alternancia de lutitas, limolitas y
areniscas, con el predominio de las primeras. Las asociaciones
palinológicas contenidas en sus sedimentos permiten asignarles una
edad mesodevónica (Emsiano superior a Givetiano inferior)
La cuenca se colmató paulatinamente, y la plataforma se hizo cada
vez más somera. Es notoria la influencia costera por la presencia de
restos de vegetales. La secuencia se vuelve más arenosa y se
ingresa a la Formación Iquiri (White, 1925), que define una
intercalación de areniscas y pelitas, con el predominio de las
primeras. No es fácil definir el tope de la Formación Los Monos.
present in the Río Grande area. However, it is possible that south
of the Parapetí River, just like in the Tarija area, the scarce
outcrops and deposits in the subsoil underlying the Cancañiri
Formation, do not pertain to the San Benito Formation but to other
Lower Ordovician unit.
Cordilleran Cycle
Silurian formations do not oucrop in the meridional Subandean
south of Río Grande. Their presence has been pointed out only in
the subsurface through seismic records. At depths, the exploratory
perforation at the ranges reached only Devonian sediments,
generally, the sandstones of the Iquiri Formation and in a few
cases, levels of the Huamampampa and Santa Rosa formations,
such as in the case of the Caigua 2-XII wells in Bolivia, and
Ramos-11 in Argentina. Nonetheless, the sediments of the
Kirusillas Formation are considered to be hydrocarbon generators.
In the South Subandean, the Devonian rock outcrops are reduced
and restricted to the upper units (Los Monos, Iquiri and lower
Saipurú formations). Generally, they are developed at the endings
of most of the anticlines, or exposed by overturned faults.
At great depths, the presence of Lower Devonian sediments is duly
documented in the subsurface. In some of the wells, the crossbedded
sandstones of the Santa Rosa Formation have been pointed
out. At the Caigua 2-XII well, for instance, it was recorded from a
depth of 2,088 m up to the final depth. Due to the depth at which it
is located, the organic matter contained in these sediments is
overmature and generates gaseous hydrocarbons only. The most
important reserves of gas of the country originate of these
sediments.
With a thickness of some hundreds of meters, the pellitic sediments
of the Icla Formation are also present in the region’s subsurface,
and make up an excellent hydrocarbon generating source rock. The
sands of the Huamampampa Formation outcrop in some sectors
of the meridional Subandean. In the subsurface, they are considered
as important petroleum reservoir rocks.
As indicated above, most of the Devonian sediments outcropping
in the Subandean pertain to the Los Monos and Iquiri Formations,
which make up the core of most of the anticlines in the region.
Generally and transitionally over the Huamampampa sandstones,
overlie the sediments of the Los Monos Formation (Mather, 1922),
which correspond to shallow shelf marine sediments. They are
made up by an alternation of shale, siltstones and sandstones,
where the former prevail. The palynological associations contained
in its sediments enable to assign them a Middle Devonian age
(Upper Emsian to Lower Givetian).
The basin gradually heaped up, and the shelf became shallower.
The coastal influence is noticeable due ot the presencee of plant
remanents. The sequence becomes more arenaceous, and the Iquiri
Formation (White, 1925) starts, defining a interbedding of
sandstones and pellites, where the former prevail. It is not easy to
define the top of the Los Monos Formation. The passage is gradual,
85

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El pase es gradual y se lo ubica aproximadamente con el
incremento arenoso. En esta formación se encontraron muy pocos
macrofósiles, de los que el más común es Tropidoleptus carinatus.
Por el contrario, el contenido palinológico es abundante y
diagnóstico. La parte inferior está caracterizada por la asociación
de Verrucosisporites premnus, y la parte alta por la zona de
Maranhites brasiliensis, palinomorfos que caracterizan el
Givetiano - Frasniano, sin embargo, en algunos sectores, el
depósito de estas rocas alcanzó incluso el Fameniano (zona de
Retispora lepidophyta).
El Ciclo Cordillerano concluye durante el Fameniano-Viseano, con
la Formación Saipurú (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983).
Es una unidad polémica por su relación estratigráfica. El tema es
motivo de un análisis más detallado y cuidadoso, y este trabajo no
se ocupará de ello. La Formación Saipurú corresponde a un
depósito sintectónico (movimientos chiriguanos) en ambiente
marino de plataforma somera, con influencia glacimarina. Esta
unidad está constituida por la alternancia de bancos macizos de
arenas, diamictitas, arcillas, todas con evidencias de deslizamiento
y resedimentación. Los restos palinológicos encontrados en sus
sedimentos permitió diferenciar tres biozonas, en la base la
asociación de Retispora lepidophyta, del Fameniano más alto,
luego la zona de Verrucosisporites magloirei del Tournaisiano, y
en la parte alta, la zona de Verrucosisporites magnidictyus del
Viseano (Lobo, com. pers.). Sobre la Formación Saipurú se
asientan discordantemente los conglomerados y areniscas de la
Formación Tupambi.
El límite entre los ciclos Cordillerano y Subandino, corresponde a
una fase tectónica. Estos movimientos se denominaron en YPFB
como Fase Chiriguana (Eohercínica de los trabajos de ORSTOM).
Ciclo Subandino
Los sedimentos marinos y transicionales-continentales de este ciclo
han sido reunidos en tres grupos: Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.
Temporalmente se inicia en el Namuriano (Tupambi) y concluye en
el Jurásico inferior (San Diego). El Basalto de Entre Ríos, que
constituye la base del Grupo Tacurú y el inicio del Ciclo Andino,
marca el límite superior del ciclo.
El complejo grupo turbidítico basal Macharetí, depositado en una
cuenca de antepaís, está conformado por un enrejado de canales
submarinos que se cortan y entrelazan entre sí, siguiendo una
pendiente general SE-NW, rellenando la cuenca subandina con
detritos procedentes tanto de la cordillera hercínica occidental,
como del Cratón de Guaporé. La secuencia sedimentaria está
formada por eventos cíclicos de conglomerado-arena y arcilladiamictita,
que de base a tope fueron diferenciadas como
formaciones Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro y Taiguati.
Durante el depósito del grupo Mandiyutí, constituido por las
formaciones Escarpment y San Telmo, las condiciones ambientales
se mantienen. Grandes canales submarinos atraviesan la cuenca
subandina, manteniendo los antiguos canales del Macharetí o
abriendo nuevos cursos con la energía de nuevos y espesos flujos
detríticos.
and located approximately at the arenaceous increase. Very few
macrofossils were found in this formation, the most common being
the Tropidoleptus carinatus. On the contrary, the palynological
content is diagnostic and abundant. The lower part features the
Verrucosisporites premnus association, and the upper part, the
Maranhites brasiliensis Zone, palynomorphs which characterize
the Givetian–Frasnian; however, in some sectors, these rocks’
deposit even reached the Famennian (Retispora lepidophyta Zone).
The Cordilleran Cycle ends during the Famennian-Visean with the
Saipurú Formation (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983).
This unit raises debates on its stratigraphic relation. The topic calls
for a more detailed and thorough analysis, thus, this paper will not
deal with it. The Saipurú Formation corresponds to a syntectonic
deposit (Chiriguano movements) in a shallow shelf marine environment
with glacimarine influence. This unit is made up by an
alternation of massive sand banks, diamictites, and clays, all of
them with evidence of slipping and re-sedimentation. The
palynological remanents found in its sediments allowed the
differentiation of three biozones: at the base, the upper-most
Famennian Retispora lepidophyta association; then, the Tournaisian
Verrucosisporites magloirei Zone; and at the upper part, the
Visean Verrucosisporites magnidictyus Zone (Lobo, personal
comm.). The conglomerates and sandstones of the Tupambi
Formation are settled in unconformity over the Saipurú Formation.
The boundary between the Cordilleran and Subandean cycles
pertains to a tectonic phase. At YPFB, these movements were
called the Chiriguana Phase (Eohercynic in the ORSTOM works).
Subandean Cycle
The marine and continental transitional sediments of this cycle
have been gathered in three groups: Macharetí, Mandiyutí and
Cuevo. In terms of time, it starts in the Namurian (Tupambi) and
ends in the Lower Jurassic (San Diego). Making up the base of the
Tacurú Group and the beginning of the Andean Cycle, the Entre
Ríos Basalt marks the cycle’s upper limit.
Deposited in a foreland basin, the Macharetí basal turbiditic groupcomplex
is made up by a submarine canal grid which cut and
intertwine with each other, following a general SE-NW slope and
filling a Subandean basin with detritus coming from both, the
western hercynic range and the Guaporé Craton. The sedimentary
sequence is made up by cyclic events of conglomerates-sands and
clay-diamictite, which from base to top, they were differentiated as
the Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro and Taiguati formations.
During the deposit of the Mandiyutí group, made up by the
Escarpment and San Telmo formations, the environmental conditions
were maintained. Large submarine canals cross the
Subandean basin, maintaining the olf Macharetí canals, or opening
up new ways with the energy of new and thick detrital flows.
86

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La Formación Copacabana (Carbonífero superior–Pérmico
inferior), de gran desarrollo en la Cordillera Oriental, se extiende
hasta el subandino del área de Santa Cruz (Región de El Tunal).
Durante el Pérmico la cuenca cambia de carácter marino a
transicional y continental. Se depositan sedimentos fluviales,
eólicos, carbonáticos y evaporíticos del grupo Cuevo, constituido
por las formaciones Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu y San Diego.
A continuación se describirán sumariamente las características
particulares de cada una de las formaciones que conforman el ciclo
en el Subandino meridional.
With great development in the Eastern Cordillera, the Copacabana
Formation (Upper Carboniferous-Lower Permian) extends into the
Subandean in the Santa Cruz area (El Tunal region).
During the Permian, the basin shifts from a marine to a transitional
and continental nature. Fluvial, aeolian, carbonatic and evaporitic
sediments of the Cuevo group, made up by the Cangapi, Vitiacua,
Ipaguazu and San Diego formations, were deposited.
Following, a summarized description of the particular features of
each one of the formations making up the meridional Subandean is
provided.
GRUPO
MANDIYUTI
Formación San Telmo
Formación Escarpment
Formación Taiguati
GRUPO
MACHARETI
Formación Chorro
Formación Itacuamí / Tarija
Formación Tupambi
Fig. 4.3 Cuadro estratigráfico de los grupos Macharetí y Mandiyutí (Carbonífero superior – Pérmico).
Stratigraphic chart of Macharetí and Mandiyutí groups (Upper Carboniferous – Permian)
El Grupo Macharetí (Harrington, 1922) se dispone de forma
discordante sobre diferentes formaciones devónicas y del
Carbonífero inferior. Esta unidad agrupa de base a tope a las
formaciones Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro y culmina con la
Formación Taiguati. Este conjunto iniciado en el Namuriano
concluye aparentemente en el Westafaliano.
La secuencia inicia con la Formación Tupambi (White, 1924), que
está compuesta de areniscas y conglomerados, intercalados por
diamictitas grises que forman bancos irregulares gruesos, con
algunas ocasionales y subor-dinadas intercalaciones de lutitas. Esta
secuencia corresponde a un ambiente marino de plataforma somera,
con influencia deltaica y evidencias de resedimentación.
Esta secuencia, al igual que la del Ciclo Cordillerano, fue
depositada en una cuenca de antepaís. La poca información
paleontológica impide dar una idea exacta sobre la edad de la
unidad. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Lobo,
com.pers.) asignaron a estas rocas una edad namuriana alta. Azcuy
& Laffitte (1981) reconocieron dos asociaciones palinológicas (A y
B), la inferior con Ancistrospora verrucosa, y la superior con
Potonieisporites sp., asignándoles una edad carbonífera media a
superior. Consiguientemente, estos sedimentos se asignaron al
Namuriano y Westfaliano. Sin embargo, en base a reconstrucciones
paleogeográficas y correlaciones estratigráficas, algunos trabajos
The Macharetí Group (Harrington, 1922) is laid out in
unconformity over the different Devonian and Lower Carboniferous
formations. From base to top, this unit groups the Tupambi,
Itacuamí/Tarija, Chorro formations and ends with the Taiguati
Formation. Initiated in the Namurian, this set ends apparently in
the Westfalian.
The sequence starts with the Tupambi Formation (White, 1924).
It is made up by sandstones and conglomerates, interbedded by
gray diamictites that form coarse irregular banks with occasional
subordinate shale interbedding. This sequence pertains to a shallow
shelf marine environment, with deltaic influence and evidence of
re-sedimentation.
Just like that of the Cordilleran Cycle, this sequence was deposited
in a foreland basin. The scarce paleontological information
available prevents having an exact idea of the unit’s age. YPFB
palynological determninations (Lobo, personal comm.) assigned a
Upper Namurian age to these rocks. Azcuy & Laffite (1981)
recognized two palynological associations (A and B); the lower
with Ancistrospora verrucosa, and the upper one with
Potonieisporites sp., assigning a Middle to Upper Carboniferous
age to them. Consequently, these sediments were assigned to the
Namurian to Westfalian. However, based on paleogeographical
reconstructions and stratigraphic correlations, some recent works
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
recientes (Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) ubican a esta
unidad en el Carbonífero inferior.
Por encima de las areniscas de la Formación Tupambi, se asientan
en algunas localidades lutitas y limolitas (Formación Itacuamí) o
diamictitas macizas, gris verdosas de hasta 500 m de espesor de la
Formación Tarija (White, 1923). Estos sedimentos corresponden a
depósitos marinos de plataforma somera, con definida influencia
glacial y evidencias de resedimentación. Son frecuentes dentro de
la masa diamictítica, grandes bloques y clastos, de innegable origen
glacial, de granito rosado de hasta 50 cm de diámetro. Un buen
número de estos bloques tiene forma pentagonal, con superficies
pulidas y estriadas. Los laboratorios palinológicos de la Shell
(Millioud), YPFB (Lobo y colaboradores) y Universidad de Buenos
Aires (Azcuy y colaboradores) asignan a estas rocas una edad
westfaliana (Carbonífero superior) sobre la base de la asociación
palinológica de Potonieisporites spp. - Florinites spp.
Discordante sobre las pelitas de la Formación Itacuamí o sobre las
diamictitas de la Formación Tarija, se disponen en bancos macizos
las areniscas marinas de la Formación Chorro (Harrington, 1924),
que presentan tonos por lo general claros, grano medio bien
seleccionado y muy poca matriz. Estas areniscas se depositaron en
una plataforma somera de cuenca de antepaís. Durante mucho
tiempo se polemizó sobre las relaciones estratigráficas entre las
formaciones Tarija y Chorro, unos en el sentido de considerar que
existía una variación facial entre ambas, y otros afirmando que la
Formación Chorro sobreyace a la anterior. La opinión actual, más
generalizada, se inclina por la última aseveración, y como complemento
la considera como el resultado de canales submarinos,
rellenados por flujos de detrito subácueos y turbiditas (Díaz-
Martínez, 1996).
El Grupo Macharetí concluye con el depósito de los sedimentos
marinos de plataforma somera de la Formación Taiguati
(Harrington, 1922), que reflejan una marcada influencia glacimarina,
con evidencias de resedimentación. Está caracterizada por
una litología predominantemente rojiza, que destaca con relación a
las unidades infra y suprayacentes. Constituida por diamictitas,
lentes de areniscas gris blanquecinas, arcillitas y limolitas de color
marrón rojizo bien estratificadas y finamente laminadas. En la
unidad está presente fauna marina de la zona de Levipustula levis.
La asociación, aparte del braquiópodo señalado, está constituida
mayormente por moluscos como Cypricardinia (?) boliviana,
Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp.,
Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp.,
Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris y
Wilkingia cf. W. elliptica. Gran parte de esta fauna fue encontrada
en nódulos y concreciones gris verdosas, color que refleja su origen
marino. En la Cuenca de Paganzo (Argentina) Levipustula levis es
considerada de edad namuriano-westfaliana (Andreis &
Archangelsky, 1996). Sin embargo, la edad de esta especie en
Australia podría ser ligeramente más antigua (Roberts et al., 1995).
El Grupo Mandiyutí (Madwick & Romanes, 1913) está
constituído por las formaciones Escarpment y San Telmo. Este
conjunto fue posiblemente depositado entre el Stefaniano y el
Pérmico inferior.
(Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) place this unit in the Lower
Carboniferous.
There are some shale and siltstone localities (Itacuamí Formation)
or massive greenish gray diamictites of the Tarija Formation
(White, 19223), with a thickness of up to 500 m, settled over the
Tupambi Formation sandstones. These sediments pertain to
shallow shelf marine deposits, with a defined glaciar infuence and
evidence of re-sedimentation. Within the diamictitic mass, large
pink granite blocks and clasts up to 50 cm in diameter and of
undeniable glaciar origin are frequent. A considerable number of
these blocks has pentagonal shape, with polished and striated
surfaces. On the basis of tue palynological association of
Potonieisporites spp. - Florinites spp., the palynological labs at
Shell (Millioud), YPBF (Lobo and assistants) and Universidad de
Buenos Aires (Azcuy and assistants) assign a Westfalian (Upper
Carboniferous) age to these rocks.
In unconformity over the pellites of the Itacuamí Formation, or
over the diamictites of the Tarija Formation, the massive marine
sandstone banks of the Chorro Formation (Harrington, 1924) are
laid out, displaying generally light tones, well selected medium
grain, and little matrix. These sandstones were deposited in a
shallow shelf foreland basin. For a long time, the stratigraphic
relations between the Tarija and Chorro formations was debated;
some argued that there was a facial variation between both of them,
while others asserted that the Chorro Formation lies over the
previous one. The current, more generalized opinion leans towards
the last statement, and in addition, considers it the result of
submarine canals, filled by subaqueous detrital flows and turbidites
(Díaz-Martínez, 1996).
The Macharetí Group ends with the deposit of shallow shelf marine
sediments of the Taiguati Formation (Harrington ,1922), which
reflect a marked glacimarine influence and evidence of resedimentation.
It features a predominatly red lithology that stands
out with regards to the over- and underlying units. It is made up by
diamictites, whitish gray sandstone lenses, claystones and reddish
brown, well bedded, and finally laminated siltstones. There is
marine fauna of the Levipustula levi Zone present in the unit.
Other the the aforementioned brachiopod, the association is made
up mostly by mollusks including: Cypricardinia (?) boliviana,
Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp.,
Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp.,
Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris and
Wilkingia cf. W. elliptica. a large portion of this fauna was found at
the greenish gray nodes and concretions, thus its marine origin
being reflected by the color. At the Paganzo Basin (Argentina), the
Levipustula levis is considered to the of Namurian-Westfalian age
(Andreis & Archangelsky, 1996). Nonetheless, in Australia, this
species’ age could be slightly older (Roberts et al., 1995).
The Mandiyutí Group (Madwick & Romanes, 1913) is made up by
the Escarpment and San Telmo formations. This unit was possibly
deposited between the Stephanian and the Lower Permian.
88

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
De forma discordante sobre toda la secuencia previa, y a lo largo de
una plataforma somera de dirección SE-NW, se abrieron los
amplios canales submarinos de la Formación Escarpment (White,
1923). Estos canales se rellenaron con los detritos provenientes de
los altos hercínicos. Esta formación está constituida principalmente
por areniscas amarillentas que forman en la actualidad
característicos farallones verticales. En estos sedimentos se
conservan evidencias de resedimentación. No se encontraron restos
fósiles en estas arenas, se le asignó tradicionalmente una edad
estefaniana simplemente por su posición estratigráfica.
El grupo concluye con la Formación San Telmo (White, 1923),
que representa una plataforma marina somera, en la que se acentúa
una marcada influencia deltaica y evidencias de resedimentación.
En esta unidad se diferenciaron tres miembros característicos, no
siempre preservados debido a los efectos de la discordancia de las
areniscas de la Formación Cangapi. Esta subdivisión corresponde a
las lutitas Yaguacua, areniscas Chimeo y diamictitas Caiguamí.
Desde el Pérmico medio a superior y hasta el Jurásico temprano se
deposita una secuencia que incluye rocas clásticas, carbonáticas y
evaporíticas, el Grupo Cuevo (Schlatter & Nederlof, 1966). Este
conjunto agrupa a las formaciones Cangapi en la base, Viatiacua en
la parte media y culmina con las formaciones Ipaguazu y San Diego.
In unconformity over the previous unit, and along a shallow shelf
with SE-NW trend, the wide submarine canals of the Escarpment
Formation (White, 1923) opened up. These canals were filled by
detriti coming from hercynic heights. This formation is made up
mainly by yellowish sandstones that currently form vertical
characteristic bluffs. Evidence of re-sedimentation is preserved in
these sediments. No fossil remanents were found in these sands;
traditionally, a Stephanian age was assigned to them simply
because of its stratigraphic position.
The group ends with the San Telmo Formation (White, 1923),
which represents a shallow marine shelf with accented deltaic
influence and evidenc of re-sedimentation. Three characteristic
members were differentiated in this unit, which have not been
preserved all of the time due to the effects of the unconformity of
the Cangapi Formation sandstones. This subdivision refers to the
Yaguacua shale, Chimeo sandstones, and Caiguamí diamictites.
From the Middle to Upper Permian to the Early Jurassic, a
sequence was deposited, which includes clastic, carbonatic, and
evaporitic rocks, namely the Cuevo Group (Schlatter & Nederlof,
1966). This set groups the Cangapi Formation at the base, the
Vitiacua Formation in the middle part, and the Ipaguazu and San
Diego Formations at the end.
v v v Basalto de Entre Ríos v v v
Formación San Diego
GRUPO CUEVO
Formación Ipaguazu
Formación Vitiacua
Formación Cangapi
Formación San Telmo
Fig. 4.4 Cuadro estratigráfico del Grupo Cuevo (Pérmico-Jurásico inferior).
Stratigraphic chart of Cuevo Group (Permian – Lower Jurassic)
Con una marcada discontinuidad erosiva y sobre diferentes
unidades del Carbonífero, se asienta la Formación Cangapi
(Hayes, 1925). Sin embargo, lo más frecuente y normal es
encontrarla sobrepuesta al Miembro Caiguamí de la Formación San
Telmo. La Formación Cangapi, esencialmente arenosa, es
característica de un ambiente eólico y fluvial, con cierta influencia
costera, fue depositada en una cuenca de trasarco. No es posible dar
una edad definida a esta unidad por cuanto hasta la fecha no se
reportaron fósiles diagnósticos. Tomando en cuenta que la base de
la unidad suprayacente (Vitiacua) es de edad pérmica superior, se
puede razonablemente considerar que fue depositada durante el
Pérmico inferior a medio.
A partir del Pérmico superior cambiaron en el Subandino sur las
condiciones del ambiente de depósito, la cuenca de trasarco derivó
With a marked erosive discontinuity, and over different
Carboniferous units, settles the Cangapi Formation (Hayes, 1925).
Nonetheless, it is most frequent and normal to find it overlying the
Caiguamí Member of the San Telmo Formation. The Cangapi
Formation is esentially arenaceous, and characteristic of an aeolian
and fluvial environment, with some coastal influence. It was
deposited in a back-arc basin. It is impossible to give this unit a
defined age since, to this date, no diagnostic fossils have been
reported. Taking into account that the base of the overlying unit
(Vitacua) is of Upper Permian age, it could be reasonbaly
considered that it was deposited during the Lower to Middle
Permian.
Starting in the Permian, the deposit environmental conditions
changed in the South Subandean; the back-arc basin drifted
89

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
hacia un régimen marino de plataforma somera y transicional
deltaico a costero. Sobre las areniscas de la Formación Cangapi, y
en aparente continuidad, se depositaron las rocas carbonáticas de
La Formación Vitiacua (Mather, 1922). La unidad está constituida
principalmente por dolomías y calizas silicificadas, con nódulos de
pedernal. En esta secuencia son frecuentes las intercalaciones
arenosas y arcillosas. La edad de la secuencia tiene un rango más
amplio del que tradicionalmente se consideraba. Las localidades y
fósiles diagnósticos para esta unidad son los siguientes. En la zona
de Alarache, en el Río Condado se recolectaron muestras en la base
de la parte media de la Formación Vitiacua, que proporcionaron
palinomorfos de la Zona de Lueckisporites virkkiae que indica una
edad triásica superior. En esta misma localidad se encontró un
rodado con Coelacanthus cf. C. granulatus del Pérmico superior.
De los niveles superiores, en el área de Villamontes, se recolectó
Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb, pelecípodo diagnóstico
del Noriano (Triásico superior), de distribución continental desde
Chile hasta Alaska. En conclusión, la edad de esta formación tiene
un rango que abarca desde el Pérmico superior ? hasta el Triásico
superior (Lobo-Boneta, com. pers.; Sempere et al, 1992; Suárez-
Riglos & Dalenz-Farjat, 1993).
Sobre la anterior unidad se sobrepone la Formación Ipaguazu
(Padula & Reyes, 1958), que constituye un depósito continental,
fluvial y lacustre, de lutitas y margas con intercalaciones de
areniscas, yeso y halita. López-Pugliessi (com. pers.) destaca la
presencia en la base de niveles conglomerádicos con clastos de
calizas y yesos de la formación anterior, indicando con ello una
relación discordante con las calizas Vitiacua. La Formación
Ipaguazu se depositó en un graben estrecho de dirección NNW (rift
de trasarco).
Con la Formación San Diego (López-Pugliessi, 1968) concluye el
Ciclo Subandino. Esta unidad, conocida también como “Areniscas
Té con Leche”, no tiene una distribución regional y está restringida
a pocas localidades del Subandino sur, especialmente en el área de
influencia del camino Tarija-Villamontes. Su relativa presencia es
debida a la acción erosiva posterior. Las formaciones Ipaguazu y
San Diego se depositaron durante el Jurásico temprano.
Ciclo Andino
El Ciclo Andino se inicia en la parte central de la Cordillera
Oriental y el Subandino Sur, con un régimen distensivo que
produjo la efusión de los basaltos de Tarabuco y Entre Ríos (ca 171
Ma).
Discordante sobre diferentes unidades del Grupo Cuevo, se
asentaron numerosos flujos del Basalto de Entre Ríos (Padula &
Reyes, 1958), que representa un excelente nivel guía característico
en la estratigrafía del Subandino meridional. Este basalto, como sus
equivalentes de la Cordillera Oriental, corresponden a una
actividad volcánica en una cuenca de rift de trasarco. Existen
decenas de dataciones radiométricas de estas rocas, la mayor parte
de ellas realizadas por la compañía Gulf Oil, y cuya confiabilidad
fue siempre muy discutida, incluso por personeros de la misma
empresa. Tomando en cuenta la edad de los niveles superiores de la
Formación Vitiacua (Triásico superior alto) es aceptable suponer
que la extrusión de las coladas se hubieran iniciado recién en el
Jurásico inferior y continuaron durante el Jurásico medio. Esta
towards a shallow shelf marine regime, and from transitional
deltaic to coastal. In apparent continuity over the sandstones of the
Cangapi Formation, the carbonatic rocks of the Vitiacua Formation
(Mather, 1922) were deposited. This unit is made up mainly by
dolomites and silicified limestones with chert nodes. Arenacous
and argillaceous interbedding is frequent in this sequence. The age
of the sequence has a range wider than the traditionally considered
one. The localities and diagnostic fossils for this unit are the
following: In the Alarache area, at Condado River, samples were
collected at the base of the middle portion of the Vitiacua
Formation, which provided palynomorphs of the Lueckisporites
virkkiae Zone, thus indicating an Upper Triassic age. At this same
locality, a boulder containing Upper Permian Coelacanthus cf. C.
granulatus was found. In the Villamontes area, Monotis
(Pacimonotis) subcircularis Gabb was collected from the upper
levels. This is a diagnostic pelecypod of the Norian (Upper
Triassic), which has continental distribution from Chile to Alaska.
In conclusion, this formation’s age has a range that embraces form
the Upper Permian ? to the Upper Triassic (Lobo-Boneta, personal
comm.; Sempere et al, 1992; Suárez-Riglos & Dalenz-Farjat,
1993).
The Ipaguazu Formation (Padula & Reyes, 1958) lies over the
previous unit, constituting a continental, fluvial and lacustrine
deposit of shale and marl, with interbedding of sandstones, gypsum
and halite. López-Pugliessi (personal comm.) emphasizes the
presence of conglomeradic levels at the base, with limestone and
gypsum clasts of the previous formation. With that, he indicates a
unconforming relation with the Vitiacua limestones. The Ipaguazu
Formation was deposited in a narrow graben with NNW trend
(back-arc rift).
The Subandean Cycle ends with the San Diego Formation (López-
Pugliessi, 1968). Also known as the “Tea and Milk Sandstones,”
this unit does not have regional distribution and is restricted to a
few localities in the South Subandean, particularly in the influence
area of the Tarija-Villamontes road. Its relative presence is due to
the subsequent erosive action. The Ipaguazu and San Diego
Formations were deposited during the Early Jurassic.
Andean Cycle
The Andean Cycle starts in the central part of the Eastern
Cordillera and South Subandean, with a distensive regime that
produced the effusion of the Tarabuco and Entre Ríos basalts (c.
171 Ma).
In unconformity over the different units of the Cuevo Group,
settled numerous flows of the Entre Ríos Basalt (Padula & Reyes,
1958), which represent an excellent guide level characteristic of
stratigraphy in the meridional Subandean. Just like its equivalents
in the Eastern Cordillera, this basalt pertains to a volcanic activity
in a back-arc rift basin. There are tenths of radiometric datings of
these rocks, most of them performed by Gulf Oil. The reliability of
the former has always been debated, even by company personnel
itself. Taking into account the age of the Vitiacua Formation’s
upper levels (high Upper Triassic), it is acceptable to assume that
the flow intrusions would have just started during the Lower
Jurassic, and continued during the Middle Jurassic. This assertion
would agree with the latest determinations carried out at the
90

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
aseveración estaría acorde con las últimas determinaciones
realizadas en la Universidad de Grenoble (Sempere, 1996), de su
equivalente, el Basalto de Tarabuco, que proporcionó una edad
jurásica media (171,4 Ma).
Luego del proceso magmático, con el Ciclo Andino se inicia en la
cuenca subandina meridional un régimen continental, rellenando la
cuenca una espesa secuencia de arenas fluviales, lacustres y
eólicas. La cuenca de antepaís fue reemplazada por un rift de
trasarco. Los sedimentos continentales depositados fueron inicialmente
denominados como “formación”, y luego definidos como
Grupo Tacurú.
La mayoría de los autores afirma que el Grupo Tacurú (Mather,
1922) presenta dos secuencias distintas. Al sur del Río Grande sólo
estarían presentes las formaciones Tapecua, Castellón e Ichoa, en
cambio al norte del Río Grande se desarrollarían las formaciones
Ichoa y Yantata.
Grenoble University (Sempere, 1996), on its equivalent, the
Tarabuco Basalt, which gave a Middle Jurassic age (171.4 Ma).
After the magmatic process, with the Andean Cycle starts a
continental regime in the meridional Subandean basin, infilling the
basin with a thick fluvial, lacustrine and aeolian sand sequence.
The foreland basin was replaced by a back-arc rift. The continental
sediments which deposited were initially called “formation,” and
later on defined as the Tacurú Group.
Most authors assert that the Tacurú Group (Mather, 1922) displays
two different sequences: South of Río Grande, only the Tapecua,
Castellón and Ichoa formations are present, whereas, north of Río
Grande the Ichoa and Yantata formations develop.
SECTOR CENTRAL
SECTOR SUR
Formación Cajones
Formación Yantata
ausente
ausente
GRUPO
TACURU
ausente
ausente
Formación Ichoa
Formación Castellón
Formación Tapecua
v v Basalto de
Entre Ríos v v
Fig. 4.5 Cuadro estratigráfico del Grupo Tacurú (Jurásico superior –Cretácico inferior).
Stratigraphic chart of Tacurú Group (Upper Jurassic – Lower Cretaceous)
Las principales características sedimentológicas de estas unidades
se resumen seguidamente. El Grupo Tacurú se inicia con la
Formación Tapecua (López-Pugliessi, 1971), que representa a una
secuencia arenosa de ambiente fluvial y eólico. Concordantemente
sobreyace la Formación Castellón (López-Pugliessi, 1971),
formada por areniscas también de un régimen fluvial y depósitos de
tipo lacustre. En esta unidad están presentes restos fósiles de
branquiópodos (conchostráceos), ostrácodos y vertebrados. Pinto &
Sanguinetti (1987) estudiaron los ostrácodos recolectados en las
areniscas entrecruzadas de la Formación Castellón en el Río
Parapetí. La fauna pertenece a las familias Limnocytheridae,
Cyprididae y Darwinulidae, que relacionada con otras formas
similares de Brasil y Gabón, permitieron asignarle una edad
cretácica inferior. Sin embargo no puede descartarse totalmente
que el depósito de esta unidad se hubiera iniciado a mediados o
fines del Jurásico.
Por encima, en relación discordante, sobreyacen las areniscas
amarillentas entrecruzadas de ambiente eólico y fluvial, con
influencia lacustre, de la Formación Ichoa (Chamot et al., 1958).
This unit’s main sedimentological characteristic are summarized as
follows. The Tacurú Group starts with the Tapecua Formation
(López-Pugliessi, 1971), representing an arenaceous sequence of
fluvial and aeolian environment The Castellón Formation (López-
Pugliessi, 1971) overlies in conformity. It is made up by sandstones
of fluvial regime and lacustrine-type deposits, as well. Fossil
remanents of brachipods (conchostraceans), ostracodes, and vertebrates
are present in this unit. Pinto & Sanguinetti (1987) studied
the ostracodes collected in ther crossbedded sandstones of the
Castellón Formation at the Parapetí River. The fauna belongs to the
Limnocytheridae, Cyprididae and Darwinulidae families, which,
related to other similar forms of Brazil and Gabon, allowed to
assign a Lower Cretaceous age to them. However, it can not be
totally dismissed that this unit’s deposit started in the middle or end
of the Jurassic.
In unconforming relation over the above, overlie Ichoa Formation´s
(Chamot et al., 1958) crossbedded yellowish sandstones of
fluvial and aeolian environment. South of Río Grande, the
91

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Con esta unidad concluye la secuencia del Grupo Tacurú al sur del
Río Grande. En cambio, en el sector central marca el inicio esta
etapa de sedimentación. A diferencia del sector sur, al norte del Río
Grande, y hasta la latitud del Chapare, la Formación Ichoa se
asienta con discordancia sobre rocas silúricas, devónicas,
carboníferas y permo-triásicas. Esta unidad ha sido tradicionalmente
considerada de edad cretácica superior, sin embargo
existe la tendencia actual de considerarla más antigua, por
correlación con eventos eólicos jurásicos del Brasil (Oller &
Sempere, 1990).
La Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962) sobreyace de
forma concordante a la Formación Ichoa. Esta unidad está
constituida por areniscas amarillentas y rojizas, que a diferencia de
las arenas de la Formación Ichoa, no presentan estructuras de
entrecruzamiento. Al igual que las rocas de la anterior formación,
los sedimentos de la Formación Yantata no son fosilíferos.
Resulta cuestionable definir a la Formación Cajones (Heald &
Mather, 1922) como una unidad marina con influencia continental,
o bien continental con influencia marina. Existen muchos argumentos
en favor y en contra. En esta Memoria se considera que esta
última es la correcta. Sin embargo, una posición de ambiente
transicional, deltaico y costero, puede ser aplicado en el presente
caso. La Formación Cajones representa la facies proximal (con
areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la
Cordillera Oriental. La secuencia está constituida por areniscas
calcáreas, arcillas y calizas de aspecto nodular. Los niveles de
calcarenitas de esta formación son productores de hidrocarburos en
algunos campos que se encuentran en el área de Santa Cruz. En
esta unidad se encontraron los fósiles Gasteroclupea branisai y
Pucapristis branisi, que permiten efectuar correlaciones. La edad
asignada a las calizas Cajones es maastrichtiana (Cretácico
superior). Los primeros huesos de dinosaurios (fémur de cf.
Laplatasaurus sp., y húmero de un taxón no identificado) fueron
recolectados de bancos de areniscas de esta formación en la
Serranía de Espejos (Gutiérrez & Marshall, 1994).
Ciclo Andino II
Discordante sobre lo anterior se inicia la sedimentación neógena en
una cuenca de antepaís del Subandino. Inicialmente definido como
serie, y luego como formación, el Grupo Chaco (Stebinger, 1920)
incluye y representa la mayor parte de la secuencia cenozoica del
subandino meridional (Oligoceno superior?–Plioceno). En esta
unidad se agrupan las formaciones Petaca, Yecua, Tariquía y
Guandacay. La Formación Emborozú suprayacente es excluida del
grupo por tener una relación basal discordante, que refleja el inicio
de una cuenca diferente.
sequence of the Tacurú Group ends with this unit. In the central
sector of Subandean Belt, on the other hand, it marks the beginning
of this stage of sedimentation. Contrary to the southern sector, the
Ichoa Formation settles in unconformity over Silurian, Devonian,
Carboniferous, and Permian-Triassic rocks, north of Río Grande
and up to the latitude of Chapare. This unit has been traditionally
considered of Upper Cretaceous age; however, by correlation with
Jurassic aeolian events in Brazil, there is a current trend to consider
it as old as Brasil (Oller & Sempere, 1990).
The Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) lies in
unconformity over the Ichoa Formation. This unit is made up by
yellowish and reddish sandstones, which contrary to the sands of
the Ichoa Formation, do not display crossbedding structures. Just
like the rocks of the lower formation, the sediments of the Yantata
Formation are not fossiliferous.
It would be questionable to define the Cajones Formation (Heald
& Mather, 1922) as a marine unit with continental influence, or a
continental unit with marine influence. There are several arguments
in favor or against one or the other. This Memoir will consider the
latter as correct. However, a position of transitional deltaic and
coastal environment could be applied to this case. The Cajones
Formation represents the proximal facies (with calcareous sandstones
and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern
Cordillera. This sequence is made up by calcareous sandstones,
clays and limestones of nodular appearance. In some of the fields
located in the Santa Cruz area, the calcarenite levels in this formation
are hydrocarbon producers. This unit contains Gasteroclupea
branisai and Pucapristis branisi fossils, which enable correlations
to be carried out. The age assigned to the Cajones limestones is
Maastrichtian (Upper Cretaceous). The first dinosaur bones (cf.
Laplatasaurus sp. thigh bone, and unidentified taxon humerus)
were collected at this formation’s sandstones at the Espejos range
(Gutiérrez & Marshall, 1994).
Andean II Cicle
In unconformity over the above, the Neogene sedimentation starts
in a foreland basin of the Subandean. Initially defined as a series,
and later on as a formation, the Chaco Group (Stebinger, 1920)
includes and represents the largest part of the Cenozoic sequence of
the meridional Subandean (Upper Oligocene? - Pliocene). This unit
groups the Petaca, Yecua, Tariquía and Guandacay formations.
The lying Emborozú Formation is excluded from the group since it
has an unconforming basal relation, reflecting the initiation of a
different basin.
92

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Formación Emborozú
Formación Guandacay
GRUPO CHACO
Formación Tariquía
Formación Yecua
Formación Petaca
Formación Cajones
Fig. 4.6 Cuadro estratigráfico del Grupo Chaco (Oligoceno superior – Plioceno inferior).
Stratigraphic chart of Chaco Group (Upper Oligocene – Lower Pliocene)
Los conglomerados y areniscas parcialmente calcáreas, de la
Formación Petaca (Birkett, 1922), marcan el inicio de la
sedimentación neógena, bajo condiciones ambientales características
de flujos cargados de detritos de régimen aluvial y fluvial.
La fauna encontrada indica que su registro tuvo lugar durante el
Mioceno inferior, aunque no puede descartarse que hubiera
empezado en el Oligoceno más alto. Se recolectó de esta unidad
una variedad de vertebrados, de los cuales la mayoría corresponden
a piezas sueltas no identificables, como numerosas piezas
de edentados. Sin embargo, han podido ser identificados los
siguientes vertebrados: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf.
Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).
De forma transicional continúan las arcillas y margas multicolores
de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958), que representan
un ambiente transicional aluvial, deltaico y costero, con una notoria
influencia marina procedente del sudeste. Entre los fósiles
recolectados se recuperaron pinzas de cangrejos y ejemplares de
cirrípedos [tipo Balanus (?) sp.] (Branisa, 1970), así como
foraminíferos (Ammonia beccarii), de indiscutido origen marino.
Su relación continental también es innegable por la fauna lacustre
de moluscos y ostrácodos que se desarrollaron en pantanos
aledaños a la costa, así como por la presencia de vertebrados:
peces, reptiles y mamíferos, como el macrauchénido cf.
Theosodon, del Mioceno medio, recolectado en el Río Yapacaní.
Es destacable el hallazgo de los primeros restos fósiles de una
anguila eléctrica: Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991;
Marshall, et al., 1993). La edad asignada a esta formación, sobre la
base del contenido fosilífero total, es miocena medio a superior.
La secuencia continúa transicionalmente con la potente secuencia
pelitico-arenosa, de hasta 3000 metros, de la Formación Tariquía
(Ayaviri, 1964). Estos sedimentos, mayormente arcillosos y
limolíticos, fueron depositados durante el Mioceno más alto o
Plioceno inferior, en un ambiente continental, bajo un régimen
fluvio-lacustre.
Transicionalmente, con la presencia del primer banco conglomerádico,
se inicia una unidad de mayor tamaño de grano, con arenas,
conglomerados y niveles pelíticos intercalados, que definen la
Formación Guandacay (Ayaviri, 1964), posiblemente depositada
The conglomerates and partially calcareous sandstones of the
Petaca Formation (Birkett, 1922) mark the beginning of the
Neogene sedimentation under environmental conditions typical of
detritus-loaded flows of alluvial and fluvial regime. The fauna
found indicates that it was recorded during the Lower Miocene,
althoug it can not be dismissed that it could have occured during
the highest Oligocene. A variety of vertebrates was collected from
this unit, most of them pertaining to unidentifiable loose pieces, as
well as numerous edentate pieces. However, the following
vertebrates were identified: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf.
Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).
The clays and multicolor marls of the Yecua Formation (Padula &
Reyes, 1958) continue transitionally, representing an alluvial,
deltaic and coastal transitional environment, with a notorious
marine influence from the southeast. Among the fossils collected,
crab claws and cirripedia samples Balanus (?) sp. (Branisa, 1970),
as well as foraminifera (Ammonia beccarii ) of undebated marine
origin, were recovered. Its continental relation is undeniable due to
the lacustrine mollusk and ostracode fauna that developed in
swamps neighboring the coast, as well as to the presence of
vertebrates: fish, reptiles, and mammalian, such as the Middle
Miocene cf. Theosodon macrauchenid, collected at the Yapacaní
River. The finding of the first fossil remanents of an electric eel,
Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al.,
1993) is worth pointing out. On the basis of the total fossiliferous
content, the age assigned to this formation is Middle to Upper
Miocene.
The sequence continues transitionally with the thick pelliticarenaceous
sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964),
of up to 3000 m. Mostly argillaceous and silty, these sediments
were deposited during the highest Miocene or Lower Pliocene, in a
continental environment, under a fluviolacustrine regime.
Transitionally, with the presence of the first conglomeradic bank,
the unit with larger grain size beings with sands, conglomerates,
and interbedded pellitic levels which define the Guandacay
Formation (Ayaviri, 1964). This formation was likely deposited
93

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
durante el Plioceno inferior. Estos sedimentos corresponden en su
mayor parte a depósitos fluviales. No fueron encontrados restos
fósiles diagnósticos en estos sedimentos, por lo que la edad es
inferida.
Durante el Plioceno superior se formó una cuenca de piggy back en
el Subandino. Sedimentos continentales de régimen aluvial y
fluvial sobreyacen de forma discordante a las areniscas de la
Formación Guandacay. La mayor parte de esta secuencia está
constituida por conglomerados con rodados de hasta 40 cm de
diámetro de la Formación Emborozú (Ayaviri, 1964). Según
Ayaviri (1967), cerca del tope de la formación se encuentran tobas
volcanoclásticas, que hasta la fecha no fueron datadas.
Geoquímica
Las principales rocas madre de petróleo del Subandino Norte son
permocarboníferas, las lutitas negras del Grupo Retama, y
especialmente las de la Formación Copacabana, que presenta
valores altos de contenido orgánico. Sin embargo, no se descarta la
importancia generadora de las formaciones del Paleozoico,
especialmente del Devónico. Otra unidad que presenta indicios de
hidrocarburos es la Formación Beu.
during the Lower Pliocene. These sediments pertain mostly to
fluvial deposits. No diagnostic fossil remanents were found in these
sediments; therefore their age is inferred.
During the Upper Pliocene, a piggy back basin formed in the
Subandean. Continental sediments of alluvial and fluvial regime
overlie in unconformity over the sandstones of the Guandacay
Formation. Most of this sequence is made up by conglomerates
with boulders up to 40 cm in diameter of the Emborozú Formation
(Ayaviri, 1964). According to Ayaviri (1967), near the top of the
formation, there are volcanoclastic tuffs that have not been dated
yet.
Geochemistry
The main oil source rocks in the North Subandean are Permian-
Carboniferous: the black shale of the Retama Group and particularly
that of the Copacabana Formation, which presents high
organic content values. However, the generating importance of the
Paleozoic, and particularly Devonian formations can not be
dismissed. Other unit displaying hydrocarbon indications is the Beu
Formation.
El resultado negativo de la intervención exploratoria en los campos
de Lliquimuni y Tacuaral no debe atribuirse a la ausencia de
hidrocarburos, sino a que los pozos se ubicaron distantes de una
buena culminación de las estructuras. Adicionales estudios estructurales,
basados en los resultados obtenidos hasta la fecha,
posibilitarán definir una mejor ubicación para nuevos proyectos.
The negative result of the exploratory intervention at the
Lliquimuni and Tacuaral fields can not be attributed to the absence
of hydrocarbons, but to the fact that the wells were located at a
distance from good structure endings. Additional structural studies,
based on the reuslts obtained to date, would enable the definition of
better locations for new projects.
Síntesis estructural
El aspecto estructural de las Sierras Subandinas ha sido
ampliamente estudiado por Baby, y geólogos de YPFB y
ORSTOM, y publicado en diferentes trabajos que pueden ser
consultados en la bibliografía. Un resumen de esta investigación
está resumida en Baby et al., (1994), cuyo contenido es transcrito a
continuación:
Subandino Norte - entre 13° y 17° S.
“La serie paleozoica implicada en los corrimientos está compuesta
de sedimentos ordovícicos a pérmicos. Hacia el NE, el espesor del
Ordovícico disminuye, la serie silúrica desaparece y las series
pérmicas, carboníferas y devónicas están progresivamente
biseladas y selladas por una serie isópaca de areniscas mesozoicas.
En la cuenca de antepaís terciaria, los depósitos continentales
pueden sobrepasar los 5000 metros. La faja plegada y corrida se
caracteriza por importantes láminas de corrimientos (10-20 km). La
parte occidental del Subandino norte se caracteriza por un
sinclinorio rellenado de sedimentos neógenos sin-orogénicos (6000
m de espesor). Se trata de la cuenca de tipo piggyback del Alto
Beni. Los despegues principales están localizados en las lutitas del
Ordovícico, Devónico y Pérmico. La pendiente del despegue basal
(lutitas ordovícicas) es de 4°. El valor máximo de acortamiento es
de 135 km, o sea de un 50 %.”
Structural Synthesis
The Subandean Ranges’ structural appearance has been extensively
studied by Baby and geologists at YPFB and ORSTOM, and
published in different works that can be found in the bibliography.
A summary of such investigation can befound in Baby et al.,
(1994), the content of which is included in the following section:
North Subandean - between 13° y 17° S.
“The Paleozoic sequence involved in these thrusts is made up by
Ordovician to Permian sediments. Towards the NE, the thickness
of the Ordovician decreases, the Silurian series disappears, and the
Permian, Carboniferous, and Devonian series are progresssively
bevelled and sealed by an isopaque series of Mesozoic sandstones.
At the first Tertiary foreland basin, the continental deposits can
exceed 5,000 m. The fold-thrust belt features important thrust
lamellae (10-20 km). The western part of the Subandean features
an anticlinorium infilled with syn-orogenic Neogene sediments
(6,000 m thick). This refers to a piggy back type basin of the Alto
Beni. The main detachments are located at the Ordovician,
Devonian, and Permian shale. The basal detachment slope
(Ordovician shale) is of 4°. The maximum shortening value is 135
km, that is 50%.
94

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Subandino Centro - entre 17°y 19°S.
(Parte septentrional del Subandino Sur en esta Memoria)
“La columna sedimentaria pre-orogénica se caracteriza por una
cuña sedimentaria paleozoica que consiste en una serie continua
desde el Ordovícico hasta el Carbonífero, que se bisela hacia el
norte sobre el zócalo Cámbrico y Precámbrico. Esta cuña
sedimentaria paleozoica se debe principalmente a la discontinuidad
erosiva de la base del Mesozoico, y está sellada por 500 m
de sedimentos jurásicos y cretácicos, y por más de 1600 m de
sedimentos de antepaís neógenos. El Subandino Centro corresponde
a la parte más compleja de la zona subandina, pues se
encuentra en pleno Codo de Santa Cruz y presenta importantes
variaciones laterales. El frente orogénico está caracterizado por la
zona de transferencia del Boomerang-Chapare. Se interpreta como
una rampa oblicua, cuya estructuración ha sido controlada por el
borde septentrional de la cuña sedimentaria paleozoica, oblicua en
relación con la dirección regional de acortamiento (Baby et al.,
1994). El despegue principal está ubicado en la base de la cuña
sedimentaria paleozoica, con una pendiente de 10° hacia el SW. El
valor máximo del acortamiento es de 75 km. El Subandino Centro
se caracteriza también por una variación de la dirección de las
trayectorias de acortamiento del norte al sur.”
Subandino Sur - entre 19° y 22°S.
“La columna sedimentaria pre-orogénica es prácticamente continua
desde el Silúrico hasta el Jurásico, con un desarrollo muy
importante de las secuencias silúricas, devónicas y carboníferas.
Los sedimentos continentales neógenos tienen un espesor de 3000 a
4000 m. Un importante corrimiento divide el Subandino Sur
boliviano en dos fajas corridas y plegadas. La faja occidental se
caracteriza por pliegues por propagación de falla y por pliegues por
flexión de falla. En cambio, la faja oriental se caracteriza por
pliegues por propagación de falla y duplex (Baby et al., 1992). Los
despegues principales están localizados en las lutitas del Silúrico y
del Devónico. El despegue basal tiene una pendiente de 2° hacia el
sur. La construcción de cortes balanceados seriados muestra la
presencia de una importante zona de transferencia entre 20° y 21°S.
El acortamiento total aumenta de 70 km (30%) a 140 km (50%) de
sur a norte.”
La faja corrida del Subandino es un sistema de sobreescurrimiento
superficial con dos despegues principales (en las formaciones
Kirusillas y Los Monos). En el antepaís y sierras adyacentes, las
fallas generalmente cortan a través de la sección entera, por encima
de los despegues basales. Al oeste, predomina una geometría de
flexura de pliegues (rampa-plano-rampa) que imprime un nivel más
elevado de despegue (Dunn et al., 1995).
Recursos Económicos
El sector septentrional del Subandino, debido a su deficiente
vinculación caminera, no ha desarrollado a plenitud sus recursos
minerales, tanto metálicos como no metálicos.
En algunos ríos de la cuenca del Río Beni, como los ríos Tequeje y
Maniqui, existen yacimientos aluviales de oro procedentes de la
erosión de conglomerados de edad miocena superior a Plioceno
(Formación Tutumo) (Hérail et al., 1991). También se ha reportado
Central Subandean - between 17° and 19°S.
(Northern part of the South Subandean in this Memoir)
“The pre-orogenic sedimentary column features a Paleozoic
sedimentary wedge consiting of a continuous series from the
Ordovician to the Carboniferous, which bevels to the north over the
Cambrian and Precambrian shelf. This Paleozoic sedimentary
wedge is due mainly to the erosive discontinuity of the Mesozoic
base, and is sealed by 500 m of Jurassic and Cretaceous sediments
and more than 1600 m of Neogene foreland sediments. The Central
Subandean is the most complex part of the Subandean area since it
is located right at the Santa Cruz Bend, and displays several lateral
variations. The orogenic front features the Boomerang – Chapare
transference zone. It is interpreted as an olbique ramp, where the
structuring has been controlled by the northern border of the
Paleozoic sedimentary wedge, also oblique in relation to the
general shortening trend (Baby et al., 1994). The main decollment
is located at the paleozoic sedimentary wedge’s base, with a 10°
slope to the SW. The maximum shortening value is of 75 km. The
Central Subandean also features a north – south trend variation of
the shortening paths.”
South Subandean - between 19° and 22°S.
“The pre-orogenic sedimentary column is practically continuous
from the Jurassic to the Silurian, with an important development of
Silurian, Devonian and Carboniferous sequences. The Neogene
continental sediments have a thickness of 3000 to 4000 m. An
important thrust divides the Bolivian South Subandean into two
fold-thrust belts. The western belt features fault propagation folds
and fault bending folds. On the other hand, the eastern belt features
fault propagation and duplex folds (Baby et al., 1992). The main
decollments are located at the Silurian and Devonian shale. The
basal decollment has a 2° slope to the south. The construction of
serial balanced cuts displays the presence of an important
transference zone between 20° y 21°S. The total shortening
increases from 70 km (30%) to 140 km (50%) from south to north.”
The Subandean thrust belt is a superficial overthrust system with
two main detachments (in the Kirusillas and Los Monos
formations). In the foreland and adjacent ranges, the faults
generally cut through a whole section above the basal detachments.
To the west, a fold flexure geometry prevails (ramp-flat-ramp)
which prints a higher detachment level (Dunn et al., 1995).
Economic Resources
Due to the deficient road access, the metallic and non-metallic
mineral resources have not been fully developed in the northern
sector.
At some of the rivers of the Beni River basin, such as the Tequeje
and Maniqui rivers, there are alluvial gold beds resulting from the
erosion of Upper Miocene to Pliocene conglomerates (Tutumo
Formation) (Hérail et al., 1991). The presence of diamonds at the
95

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
la presencia de diamantes en el Río Tuichi (Oppenheim, 1943). Tuichi River has also been reported (Oppenheim, 1943).
Para el futuro inmediato, las grandes posibilidades económicas del
área están a la expectativa de los resultados de la exploración y
explotación petrolera, que a la fecha aún refleja resultados
negativos (Lliquimuni y Tacuaral). Sin embargo, la existencia de
roca madre, maduración, roca reservorio y adecuada configuración
estructural, permiten abrigar buenas posibilidades. Según Moretti
et al. (1995) “En el norte del Subandino norte, se puede esperar
encontrar a la Formación Tomachi con casi la misma riqueza que al
norte y la Formación Copacabana todavía con un buen potencial
como más al sur. La zona por lo tanto tiene muchas perspectivas.
En el centro del Subandino norte, en la zona de Lliquimuni, se
encuentra buena roca madre en la Fm. Copacabana y el Devónico
superior podría también tener un potencial alto como en el norte”.
Otro rubro de explotación de la región es el de yacimientos no
minerales (canteras de piedra, yeso, caliza, y depósitos de grava,
arena y arcilla) destinados a la construcción de obras de ingeniería
civil, obras municipales y de vivienda.
El Subandino Sur, por el contrario, cuenta con una mejor y
relativamente estable red caminera, que fue desarrollada de forma
paralela a la explotación petrolera, y a la consecuente y simultánea
actividad agrícola. Independiente de la explotación de recursos no
minerales para la construcción, la principal actividad económica de
las Sierras Subandinas del sur, pié de monte y llanura adyacente,
es la actividad petrolera. El plegamiento y sobre-corrimiento de la
faja subandina posibilitó la formación de trampas estructurales que
sirvieron para almacenar los hidrocar-buros que se explotan desde
los años 20. Numerosas serranías paralelas, en cadenas de rumbo
meridiano, se formaron durante el plegamiento andino, desde la
Argentina hasta la latitud de Santa Cruz de la Sierra. Estas sierras
coinciden de forma regular con estructuras anticlinales estrechas
separadas por amplios sinclinales. Estos anticlinales, cuando
presentan hundimientos, al norte y sur, conforman estructuras
cerradas que constituyen excelentes trampas para la acumulación
de hidrocarburos. Son conocidos los campos que a lo largo de los
últimos 70 años han producido el gas y petróleo suficiente para
cubrir la demanda energética del país. Campos como Bermejo,
Sanandita, Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda y otros, que no
solo produjeron el recurso energético, sino que desarrollaron
pueblos y actividad económica secundaria en sus inmediaciones.
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In the immediate future, the area`s largest economic possibilities
await the results of oil exploration and development, which to this
date reflect negative results (Lliquimuni and Tacuaral).
Nonetheless, the existence of source rock, maturing, reservoir rock,
and adequate structural configuration allow to expect good
possibilites. According to Moretti et al. (1995) “The Tomachi
Formation is located north of the North Subandean, which is almost
as rich as to the north, and the Copacabana Formation, which has
still a lot of potential, similar to the south. Therefore, the area has
many perspectives. In the central part of the North Subandean, in
the Lliquimuni area, there is good source rock at the Copacabana
Formation, and similar to the northern area, the Upper Devonian
could also have high potential.”
Another development item in the region are the non-mineral
deposits (rock quarries, gypsum, limestone, and gravel, sand and
clay deposits) intended for construction of civil engineering,
municipal and housing works.
On the other hand, the south Subandean has a better and relatively
stable road grid, which was developed simultaneously to the the oil
exploitation, and the consequent and simultaneous agricultural
activity. Other than the exploitation of non.mineral resources for
the construction industry, the main economic activity of the
southern Subandean Ranges, piedmont, and the adjacent plain is
the oil activity. The fodling and overthrusting of the Andean belt
made possible the formation of structural traps which served as
storage for hydrocarbons that have been exploited since the 20’s.
In meridian trend chains, many parallel ranges were formed
during the Andean folding, from Argentina up to the Santa Cruz de
la Sierra latitude. These ranges coincide regularly with narrow
anticline structures separated by wide sinclines. When displaying
sags to the north and south, these anticlines form closed structures
tha make up excellent hydrocarbon accumulation traps. The fields
that have produced enough gas and oil during the last 70 years to
cover the country’s energy demands are well known. Fields such as
Bermejo, Sanandita. Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda, and
others, not only produced energy resources, but also generated the
development of towns and secondary economic activities in the
surrounding areas.
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99

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
100

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 5
Introducción
El extremo noroccidental del país, que incluye el norte del
departamento de La Paz, la parte occidental del departamento del
Beni y la totalidad del departamento de Pando, constituye una
amplia planicie fluvial de la cuenca del Amazonas. En esta planicie
se reconocen tres regiones geológicas diferentes, con una historia
geológica común, pero con algunas diferencias estratigráficas y
estructurales. Estas regiones son la Cuenca del Madre de Dios, la
Llanura Beniana y la Plataforma Beniana.
La región del Madre de Dios constituye una cuenca independiente
de las provincias geológicas vecinas, y que mantuvo un carácter
subsidente durante la mayor parte del Fanerozoico. En el registro
sísmico no se han evidenciado plegamientos ni fallamientos
importantes. Son secuencias casi horizontales, con una ligera
ondulación y un marcado acuñamiento sobre el Cratón de Guaporé,
de las que aflora solo la cubierta sedimentaria cenozoica. El
presente capítulo desarrollará con detalle las particularidades de la
región.
Otro extenso sector de la planicie amazónica del norte del país,
corresponde a la Llanura Beniana. Esta provincia geológica está
delimitada al norte por la Cuenca del Madre de Dios, al oeste y
sudoeste por las Sierras Subandinas del Norte, y al este por la
Plataforma Beniana. La secuencia estratigráfica representativa de
esta región, muestra su máximo desarrollo en la zona contigua al
Subandino Norte, donde se supone se desarrolla una secuencia
siluro-devónica y neógena, con ausencia de rocas permo-carboníferas
y mesozoicas. Algunas de las formaciones tienen espesores
menores debido a su proximidad al borde de cuenca. La diferencia
geológica fundamental con la región subandina vecina es
estructural. El Subandino corresponde a una faja corrida y plegada,
sobrelevada, en la que los sedimentos fanerozoicos están
aflorantes. En cambio la Llanura Beniana es una amplia llanura de
inundación en la que la mayor parte de los sedimentos aflorantes
son recientes, y que constituye la cuenca de antepaís actual del
cinturón de deformación del Subandino Norte. Estructuralmente, se
caracteriza por la presencia de fallamiento inverso de rechazos muy
cortos en la zona vecina al Subandino Norte, y fallamiento directo
Introduction
The country’s northwestern end, which includes the northern part
of the Department of La Paz, the western part of the Department of
Beni and the entire Department of Pando, constitutes a wide fluvial
plain of the Amazon basin. In this plain, there are three different
geological regions with a common geological history, but with
some stratigraphic and structural differences. These regions are the
Madre de Dios basin, the Beni Plain and the Beni Platform.
The Madre de Dios region constitutes a basin independent from
the neighboring geological units, which maintained a subsiding
character during most of the Phanerozoic. In the seismic logs, there
is no evidence of important folding o faulting. These are almost
horizontal sequences, with slight rippling and marked wedging
over the Guaporé Craton, outcropping only the Cenozoic
sedimentary cover of these sequences. This chapter will discuss in
detail the features of this region.
Another extensive sector of the Amazon plain in the northern part
of the country pertains to the Beni Plain. To the north, this
geological unit is limited by the Madre de Dios basin; to the west
and southwest, by the Northern Subandean Ranges; and to the east,
by the Beni Platform. This region’s representative stratigraphic
sequence displays maximum development in the area adjacent to
the North Subandean, where a Silurian-Devonian and Neogene
sequence, lacking Permian-Carboniferous and Mesozoic rocks, is
assumed to develop. Some of the formations have lesser
thicknesses due to their proximity to the basin’s border. The
fundamental geological difference with the neighboring Subandean
region is structural. The Subandean corresponds to an overlifted
fold – thrust belt, where Phanerozoic sediments outcrop. The Beni
Plain, in turn, is a wide flood plain in which most of the
outcropping sediments are recent. It constitutes a current foreland
basin of the North Subandean deformation belt. Structurally, if
features the presence of a reverse faulting of very short rejections
in the neighboring area of the North Subandean, and a direct
faulting, with soft or lacking folding in the rest of the region. Just
101

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
en el resto de la región con plegamiento suave o ausente. En esta
provincia, al igual que en la región del Madre de Dios, el
acuñamiento hacia el borde de cuenca oriental, sobre el basamento
Proterozoico, es marcado, y las secuencias sedimentarias
fanerozoicas se interrumpen progresivamente.
Finalmente, la Plataforma Beniana corresponde a una región
intermedia entre la Llanura Beniana y el borde aflorante del Cratón
de Guaporé. Las características principales de esta región, y que la
diferencian de las anteriores, son la ausencia total de sedimentos
paleozoicos, mesozoicos, paleógenos y neógenos. Sedimentos
aluviales recientes de grano fino (arenas, limos y arcillas)
sobreyacen directamente sobre el basamento Proterozoico. Arenas
de grano grueso, gravas y otro tipo de rocas, están virtualmente
ausentes en el área.
En el pozo exploratorio Perú-X1 se encontró el basamento
cristalino a 813 m de profundidad, sobrepuesto solamente por
sedimentos del Neógeno y cuaternarios. El lineamiento NE-SW y
NW-SE, así como la geometría de los lagos distribuidos en los
116.550 km 2 al oeste de Trinidad, tienen el control del basamento
Proterozoico infrayacente (Plafker, 1961, 1964).
En los últimos años se viene estudiando la historia de los cauces
abandonados de los principales ríos de la región, con la finalidad de
interpretar la desviación, contra manillas de reloj, relacionada con
la elevación del margen del cratón y la tectónica de bloques de la
cuenca (Dumont, 1994)
Cuenca del Madre de Dios
Por existir mayor información geológica, tanto sísmica como de
perforación exploratoria, se tratará con mayor detalle la geología de
esta provincia. La información presentada, sin embargo, facilitará
una mejor comprensión de las otras dos regiones aledañas
consideradas en el presente capítulo.
La Cuenca del Madre de Dios constituye una provincia geológica
bien definida, que se encuentra ubicada casi en su totalidad en la
llanura pandina, entre la faja subandina septentrional y el borde
occidental del Cratón de Guaporé. Políticamente se sitúa en el
extremo norte del territorio boliviano, comprendiendo la mayor
parte del departamento de Pando, el noroeste del departamento del
Beni y norte del departamento de La Paz.
Esta provincia geológica forma parte de una unidad de mayor
extensión que, además del territorio boliviano, abarca el sureste
peruano y la región del Acre de Brasil. Por su posición geográfica,
relativamente aislada del resto del país, vinculada por lo general
solo por vía aérea, es un área de poca investigación geológica. Se
conocen algunos trabajos realizados por investigadores del Museo
de Historia Natural de Florida en busca de restos vertebrados, y el
trabajo exploratorio de geólogos del entonces Servicio Geológico
de Bolivia (hoy SERGEOMIN), que proporcionaron la única
información geológica disponible de tan extensa área. Sin embargo,
los últimos trabajos realizados por las compañías YPFB,
Occidental, Mobil y asociadas, con fines petroleros, permitieron
conocer un poco más de su geología e interpretarla como una
unidad geológica independiente.
like in the Madre de Dios region, in this unit, the wedging towards
the edge of the eastern basin and over the Proterozoic basement is
marked, and the Phanerozoic sedimentary sequences are
progressively interrupted.
Finally, the Beni Platform pertains to an intermediate region
between the Beni Plain and the outcropping edge of the Guaporé
Craton. This region’s main features, distinguishing it from the
preceding ones, are the total absence of Paleozoic, Mesozoic,
Paleogene and Neogene sediments. Fine grained recent alluvial
sediments (sands, sitls and clays) lie directly over the Proterozoic
basement. Coarse grained sands, gravel and toher types of rocks
are virtually absent in the area.
At the Peru-X1 exploratory well, a 813 m deep crystalline
basement was found, overlain only by Neogene and Quaternary
sediments. Both, the NE-SW lineament and the geometry of the
lakes distributed in the 116,550 km 2 west of Trinidad, have control
over the underlying Proterozoic basement (Plafker, 1961, 1964).
In the last few years, the history of the abandoned riverbeds of the
region’s main rivers has been under study, with the purpose of
interpreting the counterclockwise deviation related to the uplifting
of the craton’s margin and the basin’s block tectonics (Dumont,
1994).
Madre de Dios Basin
Since there is more geological information, both seismic and of
exploratory drilling, the geology of this unit will be discussed in
greater detail. However, the information set forth will help in
understanding the other to neighboring regions also discussed in
this chapter.
The Madre de Dios basin constitutes a well defined geological unit,
located alomost entirely in the Pando Plain, between the northern
Subandean belt and the western border of the Guaporé Craton.
Politically, it is located in the northern end of the Bolivian territory,
encompasssing most of the Department of Pando, the northeast of
the Department of Beni and the north of the Department of La Paz.
This geological unit is part of a larger unit which, on top of the
Bolivian territory, also includes the southeastern part of Peru and
the Brazilian Acre region. Due to its geographic position, relatively
isolated from the rest of the country, and generally speaking linked
only by air, it is an area with little geological research. There is
knowledge of only a few works carried out by researchers from the
Florida Natural History Museum, in search for vertebrate
remanents, and the exploratory work by geologist from the once
Geological Survey of Bolivia (today SERGEOMIN), which
provided the only available geological information of such an
extensive area. Nonetheless, the latest work carried out by the
YPFB, Occidental, Mobile and their associate companies, for oilrelated
purposes, enabled to know some more on its geology and
interpret it as an independent geological unit.
102

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Desde el punto de vista de sus recursos minerales, la Cuenca del
Madre de Dios tiene un particular interés económico debido a que
se encontraron importantes indicios de hidrocarburos en los
reservorios arenosos del Devónico y Permocarbonífero,
evidenciados mediante tres perforaciones exploratorias efectuadas
en los ríos Manuripi y Madre de Dios.
Corroborando otros estudios realizados en el Perú, la investigación
recientemente efectuada en Bolivia sobre roca madre del petróleo
(Moretti et al., 1994, 1995), es optimista en cuanto al potencial
hidrocarburífero de la zona.
Estratigrafía
La llanura pandina y regiones aledañas están casi totalmente
cubiertas por sedimentos recientes correspondientes a llanuras de
inundación producidas por el desborde anual de los ríos
provenientes del sudoeste. En los cortes de las barrancas socavadas
por los principales ríos, como el Río Acre en la frontera con el
Brasil, se pueden observar sedimentos del Neógeno y Cuaternario,
con restos de vertebrados fósiles.
La Cuenca del Madre de Dios tiene un registro sedimentario de
más de 9.000 metros de espesor, que comprende rocas del
Paleozoico al Cenozoico (Carpenter, 1997).
Sedimentos más antiguos no afloran en la comarca. Su presencia es
conocida solamente a través de testigos y recortes provenientes de
la perforación exploratoria de los pozos Pando y Manuripi, y de la
información sísmica obtenida en el área.
Según la información disponible hasta la fecha, especialmente de
las compañías Occidental y Mobil (Solís & Sanders, 1991),
informes de laboratorio del Centro de Tecnología Petrolera de
YPFB y el trabajo de Isaacson et al. (1995), es posible efectuar la
siguiente relación estratigráfica generalizada:
Ciclo Brasiliano
No se dispone de información respecto a la naturaleza de las rocas
del basamento cristalino. La única referencia disponible refiere que
el pozo Pando X-1 alcanzó un basamento metamórfico constituido
por un neiss bandeado con granate (Solís & Sanders, 1991) o
cuarcitas miloníticas granatíferas (Isaacson et al., 1995). Este
basamento fue encontrado a una profundidad de 1981,27 metros.
Estas rocas corresponderían a la continuación hacia el oeste del
Cratón de Guaporé.
From the mineral resource point of view, the Madre de Dios basin
has particular economic interest due to the important indications of
hydrocarbon presence in arenaceous reservoirs of the Devonian and
Permian-Carboniferous, evident by means of three exploratory
drillings carried out in the Manuripi and Madre de Dios rivers.
Confirming other studies conducted in Peru, the recent research
conducted in Bolivia on the oil source rock (Moretti et al., 1994,
1995) is optimistical in terms of the hydrocarbon potential in the
area.
Stratigraphy
The Pando Plain and the adjacent regions are almost entirely
covered by recent sediments pertaining to the flood plains produced
by the annual overflow of the southwestern rivers. In the cuts of the
gorges scoured by the main rivers, such as the Acre River in the
Brazilian border, Neogene and Quaternary sediments, with fossil
vertebrate remanents, can be observed.
The Madre de Dios basin has a sedimentary record of a thickness
of more than 9,000 m, comprising rocks from the Paleozoic to the
Cenozoic (Carpenter, 1997).
Older sediments do not outcrop in this territory. Their presence is
known only from the cores and cuttings from the exploratory
drilling of the Pando and Manuripi wells, and from sesimic
information obtained in the area.
According to the information available to date, particularly from
the Occidental and Mobil companies (Solís & Sanders, 1991),
reports from the Center of Oil Technology Lab of YPFB, and the
work of Isaacson et al. (1995), it is possible to make the following
generalized stratigraphic relation:
Brazilian Cycle
There is no information available on the nature of the crystalline
basement’s rocks. The only available reference reports that the
Pando X-1 well reached a metamorphic basement made up by a
banded gneiss with garnet (Solís & Sanders, 1991), or garnet
bearing mylonitic quartzites (Isaacson et al., 1995). This basement
was found at a depth of 1981.27 m. These rocks would pertain to
the westbound extension of the Guaporé Craton.
103

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
C I C L O E D A D FORMACION
ESPESOR
(m)
Cuaternario
Neógeno
CANDELARIA
COBIJA
QUENDEQUE 380
ANDINO
Pal. - Neógeno BALA 170
Cretácico
ESLABÓN
BEU
170 - 240
SUBANDINO
Permo -
Carbonífero
COPACABANA
YAURICHAMBI
142-296
47-89
CORDILLERANO
Carbonífero inf.
a
Silúrico sup.
Silúrico ?
TOREGUA
TOMACHI
TEQUEJE
290
510
220
S/N 3
TACSARIANO ?
BRASILIANO
NO DIFERENCIADAS
BASAMENTO
CRISTALINO
Fig. 5.1 Cuadro estratigráfico generalizado de la Cuenca del Madre de Dios.
Generalized stratigraphic chart of Madre de Dios Basin
Ciclo Tacsariano
El borde oriental de la cuenca de las formaciones ordovícicas
Enadere y Tarene del Subandino Norte no llega a la altura del
sector donde fueron perforados los pozos de la Oxy-Mobil, motivo
por el que no existe una información precisa y completa de estas
unidades. Según la información sísmica, estas unidades estarían
presentes en la Cuenca del Madre de Dios, aunque hasta el presente
ningún pozo exploratorio en el sector boliviano las alcanzó. En el
área están documentadas en el pozo Los Amigos-2 en territorio
peruano. De todas formas, esta información podrá ser mejorada con
mayor información sísmica y futuros pozos.
Los sedimentos paleozoicos fueron depositados en un ambiente
intracratónico que empezó a evolucionar hasta la cuenca de
antepaís actual durante el meso-cenozoico (Carpenter, 1997).
Ciclo Cordillerano
Los mares cordilleranos que depositaron sedimentos en la faja
subandina septentrional, tuvieron como borde de cuenca oriental,
en el norte del país, al Cratón de Guaporé, cubriendo de esa forma
también la Cuenca del Madre de Dios. Más al sur, en la Plataforma
Beniana, están ausentes.
Basados en registros sísmicos realizados por las compañías
petroleras que trabajaron en Bolivia y el Perú, así como en los
resultados de los pozos exploratorios Pando y Manuripi, se pudo
establecer que las formaciones Tequeje, Tomachi y Toregua, del
Tacsarian Cycle
The eastern border of the Ordovician Enadere and Tarene
formations basin from the North Subandean does not reach the
height of the sector where the Oxy-Mobil wells were drilled.
Therefore, there is no accurate and complete information regarding
these units. According to seismic information, these units would
be present in the Madre de Dios basin, although no exploratory
well in the Bolivian sector has reached them to date. In the area,
they are documented in the Los Amigos-2 well in Peruvian
territory. Anyway, this information can be enhanced with further
seismic information and future wells.
The Paleozoic sediments were deposited in an intracratonic
environment that, during the Meso-Cenozoic, started evolving up
to the current foreland basin (Carpenter, 1997).
Cordilleran Cycle
In the northern part of the country, the cordilleran seas which
deposited sediments on the northern Subandean belt, had the
Guaporé Craton as border of the eastern basin, thus also covering
the Madre de Dios basin. Further south, they are absent in the Beni
Platform.
Based on seismic logs conducted by the oil companies that worked
in Bolivia and Peru, as well as in the results of the Pando and
Manuripi exploratory wells, it was possible to establish that the
Cordillerano cycle Tequeje, Tomachi, and Toregua formations, are
104

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Cordillerano, están presentes en la cuenca.
Datos paleontológicos (Moretti et al., 1995, p. 758), indican que a
1935 m de profundidad, en el pozo Pando-X1, es decir en los
primeros metros de la base de la Formación Tequeje (Canedo-
Reyes, 1960), estarían presentes palinomorfos del Pridoliano
(Silúrico superior). Esta situación no ha sido definitivamente
establecida, quedando la incógnita de si en otros sectores de la
cuenca está mejor desarrollado el Silúrico, y si la Formación
Tequeje se inicia durante el Silúrico superior o si la presencia de
estos palinomorfos proviene de sedimentos retrabajados. De
cualquier manera, la información establece que la cuenca fue
cubierta por aguas silúricas.
Sobre las rocas del Basamento Brasiliano se depositaron
aproximadamente 220 metros de sedimentos fluviales de la
Formación Tequeje, que se inician con areniscas transgresivas, y un
delgado conglomerado basal, seguido de una secuencia pelítica.
Estas rocas fueron depositadas en un sistema de relleno de canales
(Isaacson et al., 1995).
A una profundidad de 1627,91 m se recolectó, de un testigo de la
Formación Tequeje, restos de un braquiópodo muy próximo a
Schuchertella sp. del Devónico inferior (Racheboeuf, com. pers.,
1991). Estas rocas fueron posteriormente cubiertas por depósitos
deltaicos atribuidos a las formaciones Tomachi y Toregua.
La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a depósitos
subáreos a subacuosos de planicie deltaica inferior y consisten de
canales distribuitarios y barras de desembocadura de distribuitarios
que muestran geometría progradacional hacia la cuenca de nordeste
a suroeste. Esta unidad fue depositada durante el Emsiano-
Fameniano basal. Según Peters et al. (1997) y Carpenter (1997), las
rocas madre de la Formación Tomachi están entre las más ricas
fuentes de petróleo del mundo.
El Ciclo Cordillerano concluye en la región con sedimentos de la
Formación Toregua (López-Murillo 1967), que corresponden
principalmente a canales distributarios e interdistributarios con
influencia mixta, marina y fluvial. Esta unidad se depositó durante
el Fameniano-Tournaisiano. El límite entre las formaciones
Tomachi y Toregua corresponde a una discordancia erosiva y se
ubica a 1241 mbbp, y el límite Devónico-Carbonífero a 1137
mbbp.
Fragmentos fósiles de otros testigos del pozo Pando-X1, entre otros
el ubicado a 1501,52 mbbp (Formación Tomachi), fueron enviados
por el autor a Francia. Como resultado se estableció la presencia de
escamas de un pez actinopterigio palaeonisciforme y la impresión,
mal preservada, de un conodonto (Janvier, com. pers., 1991) que
sugirió una edad fameniana a carbonífera inferior.
El análisis palinológico de los testigos y recortes de muestras de
sedimentos del Ciclo Cordillerano en el pozo Pando X1, realizadas
por YPFB (Lobo, 1991 - informes : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453
y Pérez, 1993 - informe: 2580) así como de MOBIL (1992),
permiten efectuar el siguiente resumen sobre la edad de los
sedimentos cordilleranos:
present in the basin.
Paleontological data (Moretti et al., 1995, p. 758) indicate that, in
the Pando-X1 well, at a depth of 1,935 m, that is, in the first meters
of the base of the Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960),
Pridolian palynomorphs (Upper Silurian) would be present. This
situation has not been established definitiviely, and the question of
whether the Silurian is better developed in other sectors of the
basin, and whether the Tequeje Formation starts during the Upper
Silurian or if the presence of these palynomorphs is due to
overworded sediments, still remains. Anyway, the information
establishes that the basin was covered by Silurian waters.
Over the Brazilian basement rocks, approximately 220 meters of
fluvial sediments of the Tequeje Formation deposited, starting out
with transgressive sandstones, a basal thin conglomerate, followed
by a pellitic sequence. These rocks were deposited in a canal infill
system (Isaacson et al., 1995).
At a 1627.91 m depth, from a Tequeje Formation core, remanents
of a brachiopod, very close to a Schuchertella sp. from the Lower
Devonian, were collected (Racheboeuf, personal comm., 1991).
These rocks were later covered by deltaic deposits attributed to the
Tomachi and Toregua formations.
The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to subaereal to
subaqueous deposits of a lower deltaic plain, and consists of
distributary canals and distributary junction bars showing the
prograding geometry towards the northeast-southwest basin. This
unit was deposited during the Emsian-Basal Famennian.
According to Peters et al. (1997) and Carpenter (1997), the source
rocks of the Tomachi Formation are among the riches oil sources in
the world.
In the region, the Cordilleran Cycle ends with sediments of the
Toregua Formation (López-Murillo 1967), which pertain mainly to
distributing and interdistributing canals with mixed sea and fluvial
influence. This unit was deposited during the Famenian-
Tournaisian. The limit between the Tomachi and Toregua
formations correspond to an erosive unconformity, and is located at
deep of 1241 meters, and the Devonian-Carboniferous limit, at
1137 meters deep.
Fossil fragments of other cores from the Pando X-1 well, among
others the one located at 1501.52 meters deep (Tomachi
Formation), were sent to France by the author. As a result, the
presence of fish scales of actinopterigian palaeonisciforms was
established, and the poorly preserved print of a conodont (Janvier,
personal comm., 1991), which suggested a Famennian to Lower
Carboniferous age.
The palinological analysis of cores and cuttings of the sediment
samples of the Cordillerano Cycle at the Pando X1 well, conducted
by YPFB (Lobo, 1991 - reports : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 and
Pérez, 1993 - report: 2580), as well as the MOBIL analysis (1992),
enable to carry out the following summary on the age of the
Cordillerano sediments:
105

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Intervalo (mbbp)
Biozona
950 – 1100 Verrucosisporites spp.
Lobo, 1991 1275 – 1340 Retispora lepidophyta
1654 - 1654 Schizocystia saharica
Intervalo (mbbp)
Edad
1139 – 1157 Late Famennian-Early Tournaisian
1247 – 1425 Early-Middle Famennian
Mobil, 1992 1524 – 1751 Givetian - Middle Famennian
1771 – 1882 Eifelian
1906 – 1916 Early to Early Middle Devonian
Intervalo (mbbp)
Edad
951 – 985 Viseano
1009 – 1100 Tournaisiano superior
Pérez-Leytón, 1167 Fameniano (Struniano)
1993 1246 – 1347 Fameniano
1598 – 1935 Gediniano a Emsiano inferior
Fig. 5.2 Diferentes interpretaciones palinoestratigráficas del pozo Pando X1.
Diferent palynostratigraphic interpretations of Pando X1 well
Vavrdova & Isaacson (1996) estudiaron la palinología del tramo
Devónico del pozo Pando X1 concluyendo que la Formación
Tequeje se depositó durante el Gediniano-Pragiano (presencia de
chitinozoarios del Silúrico superior). La Formación Tomachi entre
el Emsiano-Frasniano y que la Formación Toregua tiene una
asociación de edad Fameniano-Carbonífero inferior.
Un detalle importante es la calidad de la materia orgánica de la
Formación Tomachi, por cuanto en opinión de Moretti et al.
(1994), esta unidad es la principal roca madre de la cuenca del
Madre de Dios. En el acápite referido a los recursos minerales del
área se proporciona mayor información al respecto. Los sedimentos
de la Formación Tomachi son considerados como una de las
mejores rocas madre del mundo (Carpenter, 1997; Peters et al.,
1997).
Ciclo Subandino
El Ciclo Subandino en el pozo Pando-X1 abarca el tramo
comprendido entre los 932 - 724 mbbp. Se inicia con un tramo
basal arenoso de medio centenar de metros, atribuido a la
Formación Yaurichambi por Isaacson et al. (1995), y continúa
con una secuencia carbonática-clástica de la Formación
Copacabana, cuya potencia varía en los dos pozos, 142 m en
Pando X-1 y 296 en Manuripi X-1. Esta unidad presenta una
secuencia muy variada de anhidritas, limolitas, fangolitas y calizas.
Vavrdova & Isaacson (1996) studied the Devonian palynology of
the of the well Pando X1 concluding that the Formation Tequeje
was placed during the Gedinian-Pragian (presence of chitinozoarios
of the upper Silurian). The Formation Tomachi among the Emsian-
Frasnian and that the Formation Toregua association has a
Fammenian- lower Carboniferous age.
An important detail is the organic matter quality in the Tomachi
Formation. Therefore, in the opinion of Moretti et al. (1994), this
unit is the main source rock of the Madre de Dios basin. In the
section regarding the area’s mineral resources, further detail is
provided. The sediments of the Tomachi Formation are considered
as one of the best source rocks worldwide (Carpenter, 1997; Peters
et al., 1997).
Subandean Cycle
At the Pando-X1 well, the Subandean Cycle encompasses the leg
comprised between 932 and 724 meters deep. It starts with a basal
arenaceous leg of about 50 meters, attributed by Isaacson et al.
(1995) to the Yaurichambi Formation, and continues with a
carbonatic-clastic sequence of the Copacabana Formation. The
thickness varies between both wells, 142 m in the Pando X-1 well
and 296 in the Manuripi X-1 well. This unit displays a very varied
anhidrite, siltstones, mudstone and limestone sequence.
106

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Isaacson et al. (1995) refieren en detalle la biostratigrafía del
Carbonífero superior de los dos pozos. La secuencia se inicia con
una fauna de microfósiles (foraminíferos y algas) no descritos antes
para Sudamérica. La comparación con asociaciones de Norteamérica
y Europa indica una edad pensilvaniana inferior. Estos
hechos no hacen más que reforzar la vinculación de las faunas
recolectadas en el país dentro de la Formación Copacabana:
braquiópodos, moluscos, foraminíferos, conodontos y otros, con
faunas similares del hemisferio septentrional, y además indican que
la transgresión marina representada por la Formación Copacabana
se inició mucho antes en el norte de Bolivia.
Recientemente, Mamet (1994) y Mamet & Isaacson (1997)
estudiaron las algas calcáreas, foraminíferos (endothyridos y
fusulínidos) de la Formación Copacabana.
Ciclo Andino
El mesocenozoico en la Cuenca del Madre de Dios está
representado por las formaciones Beu y Eslabón del Cretácico,
Bala y Quendeque del Paleógeno, y Cobija y Candelaria, del
Neógeno y Cuaternario respectivamente.
No ha sido posible obtener una descripción detallada de la
estratigrafía de las formaciones continentales cretácicas y
paleógenas en el área del Madre de Dios. En el capítulo relativo a
las Sierras Subandinas del Norte se describen estas rocas con
mayor amplitud, y sus características principales pueden ser
extendidas a esta región. Se estima que en el área, la Formación
Beu (Schlagintweit, 1939), de naturaleza eólica y fluvial, tiene un
espesor mayor a los 500 m; se asienta de forma discordante sobre
rocas paleozoicas de distinta edad. Discordante sobre la anterior,
prosiguen los sedimentos deltaicos y costeros de las formaciones
Eslabón (Canedo-Reyes, 1960) y Flora (Perry, 1963), que juntos
sobrepasan los 300 m de potencia. Con estas dos formaciones
concluye la sedimentación cretácica y se inician, con un potente
conglomerado basal, los depósitos fluviales neógenos de la
Formación Bala (Schlagintweit, 1939), de aproximadamente 200
metros de espesor. Continúa la serie con las secuencias miocenas
de las formaciones fluvio-lacustres Quendeque (Schlagintweit,
1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960), que en conjunto
sobrepasan los 4.000 metros, para concluir, ya en el Neógeno, con
los potentes conglomerados, de aproximadamente 700 m de
espesor, de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964).
Neógeno-Cuaternario del área de Cobija
La mayor parte del área está cubierta por sedimentos recientes de la
Formación Candelaria (Formación Iñapari en la República del
Perú), cubriendo discordantemente a sedimentos neógenos,
ligeramente plegados, de la Formación Cobija, ricos en faunas de
vertebrados fósiles.
Por falta de una investigación geológica areal más detallada, no se
conoce la relación estratigráfica entre la Formación Cobija y la
Formación Quendeque. Es posible que ambas tengan áreas
diferentes de acumulación. Las formaciones Cobija y Candelaria
son conocidas principalmente en el extremo noroeste (Cobija-
Bolpebra), mientras que las formaciones Bala y Quendeque fueron
Isaacson et al. (1995) discuss in detail the biostratigraphy of the
Upper Carboniferous of both wells. The sequence starts with
microfossil fauna (foraminiferans and algae) never described
before in South America. Comparison with North American and
European associations indicate a Lower Pennsilvanian age. These
facts do nothing but reinforce the link of the fauna collected in the
country within the Copacabana Formation: brachiopods, mollusks,
foraminiferans, conodonts, and others, with similar fauna in the
northern hemisphere. They also indicate that the sea transgression,
represented by the Copacabana Formation, started well before in
the north of Bolivia.
Recently, Mamet (1994) and Mamet & Isaacson (1997) studied the
calcareous algae, foraminiferids (endothyrids and fusulinids) of the
Copacabana Formation.
Andean Cycle
In the Madre de Dios basin, the Meso-Cenozoic is represented by
the Cretaceous Beu and Eslabón formations, the Paleogene Bala
and Quendeque formations, and the Neogene and Quaternary
Cobija and Candelaria formations, respectively.
No detailed description could be obtained on the stratigraphy of the
Cretaceous and Paleogene continental formations in the Madre de
Dios area. In the chapter on the Northern Subandean Ranges, these
rocks are described more extensively, and their main features can
be extended to this region. It is estimated that in the area, the Beu
Formation (Schlagintweit, 1939), of aeolian and fluvial nature, has
a thickness of over 500 m; it is settled in unconformity over
Paleozoic rocks of different ages. In unconformity over the former,
continue the deltaic and coastal sediments of the Eslabón (Canedo-
Reyes, 1960) and Flora (Perry, 1963) formations, exceeding
together 300 m of thickness. The Cretaceous sedimentation ends
with these two formations, and with a powerful basal
conglomerate, start the Neogene fluvial deposits of the Bala
Formation (Schlagintweit, 1939), of an approximate thickness of
200 m. The series continues with the Miocene sequences of the
fluviolacustrine Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui
(Canedo-Reyes, 1960) formations, altogether exceeding 4,000
meters, and ends already in the Neogene, with approximately 700
m thick powerful conglomerates of the Tutumo Formation (Dávila
et al., 1964).
Neogene-Quaternary of the Cobija Area
Most of the area is covered by recent sediments form the
Candelaria Formation (Iñapiri Formation in the Republic of Peru),
covering in unconformity slightly folded Neogene sediments of the
Cobija Formation which are rich in fossil vertebrate fauna.
For lack of more detailed areal geological research, the stratigraphic
relation between the Cobija and the Quendeque formations
is unknown. It is likely that both formations have different
accumulation areas. The Cobija and Candelaria formations are
known mainly in the northwestern end (Cobija-Bolpebra), while
the Bala and Quendeque formations were investigated at the oil
107

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
investigadas en los pozos petroleros de la región del Río Madre de
Dios.
Carrasco (1986) nominó como Formación Cobija a un conjunto de
arcillas fluviales de color gris blanquecino, amarillo verdoso y
rojizo. Sobre esta unidad refiere que "en el recorrido desde la
localidad de Cobija, capital del Departamento de Pando, hacia
Bolpebra, existen continuos afloramientos del tope de una
secuencia de sedimentos de naturaleza argilítica con una fuerte
compactación pero aún no diagenetizada y que presenta una
resistencia a la erosión fluvial, constituyendo el lecho o canal
principal sobre el que drena el río Acre con un ancho máximo de
40 m y una profundidad de 10 m". En territorio peruano se
encontraron vertebrados fósiles del Mioceno tardío (Huayqueriano)
en sedimentos correlacionables con la Formación Cobija (Campbell
& Frailey, 1984).
Carrasco (1986, p. 178) refiere que en estos sedimentos se encontraron
las especies identificadas provisionalmente como: Clase
Osteichthyes: Subclase Osteoglosidae, Orden Chondrichthyes.
Clase Reptilia: Orden Cheloni, Fodicnemis sp. Clase Mammalia:
Orden Rodentia (dientes no determinados). Clase Aves fragmentos
indeterminados. Fósiles de plantas: Existen tallos silicificados sin
determinación (retrabajados). Se debe anotar que varias de las
piezas fueron ubicadas en sedimentos recientes, no in situ."
Discordante sobre la Formación Cobija descansa la Formación
Candelaria, definida por Leyton & Pacheco (1989) en reemplazo
de las unidades denominadas "Corriente del Monte" y "Corriente
de la Sierra".
La Formación Candelaria tiene su localidad tipo en la localidad de
Candelaria, 33 km aguas arriba de la ciudad de Riberalta, sobre el
Río Madre de Dios. Cubre una gran extensión regional comprendiendo
gran parte de la Llanura Beniana. Está documentada a lo
largo de los ríos Acre, Beni y Madre de Dios. Esta unidad fue
subdividida en tres miembros (Leyton & Pacheco, 1989). El
miembro inferior, denominado Miembro A, formado por un
conglomerado basal polimíctico con fósiles retrabajados vertebrados
y madera fósil; seguido por niveles de areno arcillosos y capas
de arcilla. El Miembro B es predominantemente areno-arcilloso
con presencia de paleocanales. Finalmente, el Miembro C está
constituido por limo, y culmina con el desarrollo de suelo laterítico
con concreciones de hematita.
La edad de estos sedimentos fue establecida sobre la base de fósiles
similares encontrados en sedimentos que afloran a lo largo del río
Acre; río Jurua, Brasil a unos 500 km al Noroeste del río Acre.
También se sustenta esta edad sobre la base de la datación absoluta
por C 14 de troncos fósiles depositados conjuntamente con los
sedimentos, los cuales dieron una edad de 10.075 ± 150 años B.P.
a 5.575 ± 105 años B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton &
Pacheco, 1989).
wells in the region of the Madre de Dios River.
Carrasco (1986) called Cobija Formation to a set of whitish gray,
greenish and reddish yellow and fluvial clays. On this unit, he
states that: “in the stretch from the localiy of Cobija, Capital of the
Department of Pando, to Bolpebra there are on-going outcrops of
the top part of a argillitic-nature sediment sequence, with strong,
however not yet diagenetized compaction, displaying resistance to
the fluvial erosion, and making up the bed or main canal over
which drains the Acre River, with a maximum width of 40 m and a
depth of 10 m.” In Peruvian territory, Late Miocene (Huayquerian)
fossil vertebrates were found in sediments that can be correlated to
the Cobija Formation (Campbell & Frailey, 1984).
Carrasco (1986, p. 178) indicates that in these sediments, the
following species were found and provisionally identified as:
Osteichthyes Class: Osteoglosidae Subclass, Chondrichthyes
Order. Reptilia Class: Cheloni Order, Fodicnemis sp. Mammalia
Class: Rodentia Order (undetermined teeth). Aves Class, indeterminate
fragments. Plant fossils: There are sillicified branches with
no determination (overworked). It must be noted that several pieces
were located within recent sediments, not “on site.”
Defined by Leyton & Pacheco (1989), in unconformity over the
Cobija Formation, rests the Candelaria Formation, replacing the
so called "Corriente del Monte" and "Corriente de la Sierra" units.
The Candelaria Formation has its type locality in Candelaria
locality, 33 km upstream of the city of Riberalta, over the Madre de
Dios River. It covers a major regional extension, comprising a
large part of the Beni Plain. It has been documented along the
Acre, Beni, and madre de Dios rivers. This unit was subdivided in
three members (Leyton & Pacheco, 1989). The lower member,
called Member A, is made up by polymictic basal conglomerate
with overworked vertebrate fossils and fossil wood, followed by
sandy argillaceous levels and clay layers. Member B is mainly
sandy argillaceous, with paleocanal presence. Finally, Member C is
made up by siltstones, and ends with the development of lateritic
soil with hematite concretions.
The age of these sediments was established on the basis of similar
fossils found in sediments outcropping along the Acre River, and
the Jurua River, Brazil, at about 500 km northwest of the Acre
River. This age is also supported by C 14 absolute dating of fossil
trunks deposited with the sediments, whic gave an age of 10,075 ±
150 years B.P. to 5,575 ± 105 years B.P. (Campbell & Frailey,
1984; Leyton & Pacheco, 1989).
Recursos Minerales
La Cuenca del Madre de Dios ha sido poco investigada desde el
punto de vista geológico, por lo tanto no se conoce sobre su
potencial mineralógico. La explotación de minerales no metálicos
Mineral Resources
From the geological point of view, little research has been carried
out on the Madre de Dios Basin; therefore, its mineralogical
potential is unknown. The exploitation of non-metallic mineral is
108

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
se limita al empleo de algunos sedimentos como agregados en la
construcción y caminos.
Varias empresas explotan actualmente yacimientos aluviales de oro
en el Río Madre de Dios, Río Madera (Nueva Esperanza) y otros
ríos de los departamentos de Pando, Beni y La Paz. No se dispone
de información sobre la producción anual. Los tenores son bajos,
entre 2,4 y 72,9 mg/m 3 , aunque en niveles conglomerádicos puede
subir a 210 mg/m 3. (Hérail et al., 1991). Datos del Perú (Paredes,
1991) indican una producción de 7000 kg de oro por año en el Río
Madre de Dios.
El principal desafío económico para el desarrollo de la cuenca lo
constituye el petróleo. El análisis de muestras recolectadas en los
pozos realizados en el área, indican la presencia de excelente roca
madre devónica (Moretti et al., 1994, 1995). Si bien existen las
condiciones de generación, la dificultad principal radica en que,
debido a que la acción tectónica fue débil, no existen trampas
estructurales significativas y la exploración sísmica debe dirigirse a
la búsqueda de trampas estratigráficas, tarea que significa una
enorme inversión económica que deberá evaluarse sobre la base de
las posibles reservas existentes (Valor preliminar 0,5 Mbb).
Un análisis completo del potencial de la zona, basado en la poca
información existente, fue presentado por Moretti et al. (1995) con
los siguientes resultados, " El Paleozoico inferior no está presente y
el Silúrico superior tiene solo pocos metros de espesor. El
Devónico inferior y medio (Fm Tequeje) tiene un bajo potencial
(promedio S1 + S2 3 mg HC/g) y un reducido espesor (300 m en el
pozo Pando X-1). Como la cuenca se hace profunda hacia el sur,
unos 500 m de espesor de la serie es más representativa del área de
drenaje. Esto conduce a un SPI de 3 t/m 2 (el 80% de las capas son
lutitas). El Devónico superior (Fm Tomachi) tiene un excelente
potencial con un promedio de S1 + S2 sobre 25 mg HC/g en los
primeros 250 m y 200 m arriba con un promedio S1 + S2 de 10 mg
HC/g. El resultado total SPI es entonces de 16,5 t/m 2 . El
Carbonífero (Grupo Retama) es delgado y tiene poco potencial. El
Pérmico es también delgado con solo pocos metros de roca madre.
Agregando las influencias totales, el SPI final de la cuenca alcanza
20 t/m 2 ."
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limited to the use of some sediments as aggregates in the road and
other construction industries.
Currently, several companies exploit the alluvial gold ores at the
Madre de Dios and Madera (Nueva Esperanza) rivers, as well as in
other rivers of the Departments of Pando, Beni and La Paz. There
is no information available on the annual yield. The tenors are low,
between 2.4 and 72.9 mg/m 3 , although the conglomeradic levels
can reach up to 210 mg/m 3. (Hérail et al., 1991): Data from Peru
(Paredes, 1991) indicate a production of 7,000 kg of gold per year
at the Madre de Dios River.
The main economic challenge for the development of the basin is
the oil. Analyses of samples collected at wells drilled in the area
indicate the presence of excellent Devonian source rock (Moretti et
al., 1994, 1995). Although the generation conditions are present,
the main difficulty is that, due to a weak tectonic action, there are
no significant structural oil traps and seismic exploration must be
oriented towards the search for stratigraphic traps. This task entails
and enormous economic investment, which must be evaluated in
light of the possible existing reserves (preliminar value of 0,5
Mbb).
Based on the little information available, a complete analysis if the
area’s potential was submitted by Moretti et al. (1995), with the
following results: “The Lower Paleozoic is absent, and the Upper
Silurian is only a few meters thick. The Lower and Middle
Devonian (Tequeje Formation) has low potential (S1 + S2 average
of 3 mg HC/g), and reduced thickness (300 m at the Pando X-1
well). Since the basin gets deeper towards the south, a series’
thickness of about 500 m represents better the drainage area. This
leads to a SPI of de 3 t/m 2 (80% of the layers is shale). The Upper
Devonian (Tomachi Formation) has an excellent potential, with a
S1 + S2 average over 25 mg HC/g, in the first 250, and 200 m
above, a S1 + S2 average of 10 mg HC/g. Thus, the total SPI result
is 16,5 t/m 2 . The Carboniferous (Retama Group) is thin and has
little potential. The Permian is also thin, with only a few meters of
source rock. Adding up the total influences, the basin’s final SPI
amounts to 20 t/m 2 ."
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110

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 6
Introducción
De forma previa a la descripción de esta comarca geológica se debe
aclarar, para evitar malos entendidos, que ésta no corresponde a
una provincia geológica definida. Se trata por el contrario, de la
superposición de varias provincias, que por sus características de
borde de cuenca contra el Cratón de Guaporé, guardan estrechas
relaciones estratigráficas y tectónicas.
En este capítulo serán consideradas las llanuras de la parte central y
centro-oriental del país, es decir, las que quedan al sur de la
Llanura Beniana, desde el Río Ichoa hasta las Sierras Chiquitanas,
formando una faja que bordea el Cratón de Guaporé. Esta región
por lo tanto abarca desde las llanuras del Chapare–Boomerang,
hasta las Sierras Chiquitanas, comprendiendo además la llanura
chiquitana adyacente, que continúa hacia el sur hasta la frontera
con la República del Paraguay, quedando delimitada de la Llanura
Chaqueña por el “Alto de Izozog”.
Esta faja constituye el borde de la gran cuenca fanerozoica,
especialmente de las secuencias paleozoicas marinas. Todas las
formaciones siluro-devónicas se acuñan en esta región, presentando
secuencias ligeramente diferentes a las del interior de la cuenca,
motivo que lleva a considerar a esta región en un capítulo diferente.
Otro aspecto que se tomó en consideración, es su relación directa
con las rocas del basamento Proterozoico infrayacente, de las que
derivan en su mayoría. La posición de borde de cuenca fue también
un factor importante para la generación, migración y acumulación
de hidrocarburos en la región de la faja Chapare-Boomerang. La
cuenca del Paleozoico superior no alcanzó en su plenitud esta
región, solo están registrados reducidos espesores de sedimentos
del Carbonífero en algunos pozos del área del Boomerang. Según
la leyenda que acompaña al mapa geológico del Precámbrico del
año 1984, las areniscas y conglomerados de la restringida
Formación El Prado, en el noroeste del área, podrían ser de edad
carbonífera. Sedimentos cretácicos y cenozoicos están mejor
representados en la región del Chapare-Boomerang, y algunas de
sus formaciones constituyen excelentes rocas reservorias de
petróleo. En el sector chiquitano tienen un desarrollo menor.
Para describir las secuencias de esta región, se considerarán dos
áreas con características ligeramente diferentes. La primera está al
ESE del país, comprendiendo las Sierras Chiquitanas y la llanura
Introducción
To avoid misunderstandings, before describing this geological
territory, it must be clarified that this territory does not pertain to a
defined geological province. On the contrary, it is the superimposition
of several units which, due to their characteristic of
being basin border against the Guaporé Craton, have a close
stratigraphic and tectonic relation.
This chapter will consider the plains in the central and eastern
central part of the country; that is, those located south of the Beni
Plain, from the Ichoa River to the Chiquitos Ranges, forming a belt
that borders the Guaporé Craton. Therefore, this region embraces
the area from the Chapare – Boomerang plains to the chiquitano
ridges, comprising as well the adjacent Chiquitos Plain, which
continues southwards up to the border with Paraguay, thus being
separated from the Chaco Plain by the “Alto de Izozog”.
This belt is the border of a large Phanerozoic basin, specially of the
Paleozoic marine sequences. In this region, all the Silurian-
Devonian formations are wedged displaying sequences that are
slightly different to those inside the basin. This is the reason for
considering this region in a different chapter. Another aspect that
was considered is their direct relation to the rocks of the underlying
Proterozoic basement, from which most of them come. The basin
border’s position was also an important factor in the generation,
migration and accumulation of hydrocarbons in the Chapare –
Boomerang belt region. The Upper Paleozoic basin did not reach
its peak in this region. Only reduced Carboniferous sediment
thicknesses were recorded at some of the Boomerang area wells.
According to the legend accompanying the 1984 geological map
of the Pre-Cambrian, the sandstones and conglomerates of the
restricted El Prado Formation, to the northwest of the area, could
be of Carboniferous age. The Cretaceous and Cenozoic sediments
are better represented in the Chapare – Boomerang area, and some
of the formations are excellent reservoir oil-bearing rocks. In the
chiquitano sector, they have been less developed.
To describe this region’s sequences, two areas with slightly
different features will be considered. The first area is ESE of the
country, and includes the Chiquitano Ridges and the adjacent plain,
111

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
adyacente, hasta la frontera con el Paraguay. La segunda constituye
la prolongación nor-occidental de la anterior hacia el sector central
del país, es decir la faja de la llanura Chapare-Boomerang
colindante al borde meridional-central del Cratón de Guaporé.
SIERRAS CHIQUITANAS Y LLANURA
ADYACENTE
El nexo estratigráfico entre el Cratón de Guaporé y las Sierras
Chiquitanas, corresponde al Ciclo Brasiliano. En el capítulo correspondiente
al Cratón de Guaporé se efectuarán las consideraciones
estratigráficas en detalle de las rocas que forman este ciclo. La
relación siguiente pretende efectuar una introducción al análisis
geológico de estas sierras y llanura circunvecina.
Ciclo Brasiliano
Las rocas del Ciclo Brasiliano fueron depositadas en tres cuencas
superpuestas, pero con diferente configuración morfológica y
extensión areal. Montemurro (1991a; 1991b) sintetizó esta situación
mediante la interpretación de las líneas sísmicas de la llanura
chiquitana procesadas por YPFB. Estas cuencas corresponden al
relleno de los grupos Boquí y Tucavaca, y de la Formación
Murciélago.
No se efectuará un análisis sobre la controvertida diferenciación
estratigráfica de las unidades del Ciclo Brasiliano. Los autores a
menudo ubicaron formaciones en uno u otro grupo, o confundieron
eventos. Como ejemplo, las calizas de la Formación Pororó fueron
asignadas tanto al Grupo Boquí como al Grupo Tucavaca, y a su
vez confundidas con las calizas de la Formación Murciélago
(Yacuces).
El presente trabajo se limitará a presentar la secuencia brasiliana a
la luz de los últimos trabajos realizados en el marco del Proyecto
Precámbrico (GEOBOL-BGS).
La más antigua de las cuencas brasilianas corresponde a la
rellenada por rocas del Grupo Boquí (Mitchell et al. , 1979). En el
corte longitudinal presentado por Montemurro (1991a), la cuenca
del Grupo Boquí está separada en dos sectores por un alto
Proterozoico. El sector occidental (Boquí-Cahama) es el de mayor
extensión areal. En cambio, el del sector oriental, ubicado junto a la
frontera con el Brasil, es de menor amplitud.
En el sector occidental de la cuenca se reconocen las formaciones
San Francisco, Colmena y Cahama. En el límite fronterizo sólo se
diferenciaron las formaciones San Francisco y Mutún.
reaching up to the border with Paraguay. The second area
constitutes the northwestern extension of the former into the central
part of the country; that is, the Chapare – Boomerang plain belt,
adjacent to the meridional and central border of the Guaporé
Craton.
CHIQUITOS RANGES AND THE
ADJACENT PLAIN
The stratigraphic nexus between the Guaporé Craton and the
Chiquitos Ranges pertains to the Brazilian cycle. The chapter on
the Guaporé Craton will include detailed stratigraphic considerations
of the rocks that make up this cycle. The purpose of the
follwoing relation is to introduce a geological analysis of these
ridges and the surrounding neighbor plain.
Brazilian Cycle
The rocks of the Brazilian Cycle were deposited in three overlying
basins, each with different morphological configuration and area
extension. Montemurro (1991a; 1991b) summarized this situation
by making an interpretation of the Chiquitos Plain seismic lines
processed by YPFB. These basins pertain to the infill of the Boqui
and Tucavaca groups and the Murciélago Formation.
An analysis of the controverted stratigraphic differentiation of the
Brazilian Cycle units will not be carried out. Often, the authors
placed the formations in one group or the other, or got the events
confused. For instance, the Pororó Formation’s limestones were
assigned both to the Boquí and Tucavaca groups, and at the same
time, they were mistaken for Murciélago (Yacuces) Formation’s
limestones.
In light of the latest work carried out within the Pre-Cambrian
Project’s framework (GEOBOL-BGS), this paper will be limited to
the presentation of the Brazilian sequence.
The oldest of the Brazilian basins was filled by the rocks of the
Boquí Group (Mitchell et al., 1979). In a longitudinal cut presented
by Montemurro (1991a), the Boquí Group basin is divided in two
sectors by a Proterozoic height. The western sector (Boquí –
Cahama) has the greatest area extension. On the other hand, located
next to the Brazilian border, the eastern sector is narrower.
At the basin’s western border are the San Francisco, Colmena and
Cahama formations. At the border limit, only the San Francisco
and Mutún Formations were distiguished.
112

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
GRUPO BOQUI
SECTOR BOQUI-CAHAMA
SECTOR MUTUN
Formación Cahama
Formación Colmena
Formación San Francisco
Formación Mutún
Formación San Francisco
Fig. 6.1 Cuadro de correlación del Grupo Boquí entre Boquí-Cahama y el Mutún.
Boquí Group correlation chart among Boquí-Cahama and the Mutún
La secuencia se inicia con las areniscas conglomerádicas de la
Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967). Corresponde
a areniscas arcósicas de grano grueso y conglomerados
polimícticos, con algunas concentraciones de hierro. Estas rocas
fueron depositadas en un ambiente fluvio-eólico. El espesor en el
sector occidental supera los 1000 m. En cambio al este, en la región
del Mutún, el espesor no sobrepasa los 50 m.
La Formación Colmena (Litherland et al., 1986) se sobrepone a la
anterior unidad, está constituida por una alternancia de areniscas,
limolitas y calizas delgadas que presentan un espesor de más de
900 m.
El Grupo Boquí concluye en este sector con las sedimentitas de la
Formación Cahama (Mitchell et al., 1979). Esta unidad está
formada por diamictitas de color gris verdoso a marrón, intercaladas
con algunos niveles de areniscas y limolitas, representa
flujos de lodo submarinos. Se descartó que correspondan a tilitas y
que por consiguiente hubieran tenido un origen glacial (Litherland
et al., 1986). Esta unidad fue denominada en YPFB como Fm.
Puttatoe (López et al., 1982).
En territorio brasileño, los sedimentos equivalentes al Grupo Boquí
son conocidos como Grupo Jacadigo (formaciones Urucum,
Corrego das Pedras y Banda Alta). En el sector boliviano, la
secuencia empieza con la Formación San Francisco, ya considerada
líneas arriba, y continúa con la secuencia clástica ferruginosa
denominada Formación Mutún (Weiss & Sweet, 1956;
reactualizada por Montemurro, 1991b). La mayor parte de esta
unidad está formada por areniscas con intercalaciones de lentes y
capas de manganeso, así como por lentes ferruginosos y de
jaspilita, y niveles productores de hierro en la región del Mutún.
La segunda cuenca del Ciclo Brasiliano corresponde a la secuencia
del Grupo Tucavaca (Hess, 1959). La secuencia asignada y la
nomenclatura del Grupo Tucavaca sufrió cambios desde su
nominación inicial. En las figuras 2 y 3 del Léxico Estratigráfico de
Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se presenta un resumen de esas
variaciones. En el presente trabajo se sigue la estratigrafía de
Mitchell et al. (1979, 1981), que constituye una actualización del
esquema de Hess (1959).
The sequence starts with the conglomeradic sandstones of the San
Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967). It pertains to
coarse grained arkosic sandstones and polymictic conglomerates,
with a few iron concentrations. These rocks were deposited in a
fluvio-aeolian environment. In the western sector, the thickness
exceeds 1000 m. In the east, on the other hand, in the Mutún
region, the thickness does not exceed 50 m.
The Colmena Formation (Litherland et al., 1986) lies over the
previous unit. It is made up by an alternation of sandstones,
siltstones and thin limestones, with a thickness exceeding 900 m.
In this sector, the Boquí Group ends with the sedimentites of the
Cahama Formation (Mitchell et al., 1979). This unit is made up by
greenish gray to brown diamictites, interbedded with a few
sandstone and siltstones levels, and represents submarine mud
flows. The idea of these being tillites, and therefore having a
glaciar origin was discarded (Litherland et al., 1986). At YPFB,
this unit was called Puttatoe Formation (López et al., 1982).
In Brazilian territory, the sediments equivalent to the Boquí Group
are known as the Jacadigo Group (Urucum, Corrego das Pedras and
Banda Alta formations). In the Bolivian sector, the sequence starts
with the above-mentioned San Francisco Formation, and continues
with a ferruginous clastic sequence called the Mutún Formation
(Weiss & Sweet, 1956; updated by Montemurro, 1991b). Most of
this unit is made up by sandstones interbedded by manganese
lenses and layers, as well as by ferruginous and jaspillite lenses and
iron producing layers, in the Mutún region.
The second basin of the Brazilian Cycle pertains to a sequence of
the Tucavaca Group (Hess, 1959). The assigned sequence and
nomenclature of the Tucavaca Group underwent some changes
since its initial naming. Figures 2 and 3 of the Stratigraphic Lexico
of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) contains a summary of these
variations. This paper follows the stratigraphy of Mitchell et al.
(1979, 1981), which is an update of Hess’ scheme (1959).
113

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
SNIA. SUNSAS SNIA. SANTIAGO SNIA. SAN JOSE
Fm. Pesenema
Fm. Bocamina
Fm. Pororó
Fm. Cuarrí
Fm. Pesenema
Fm. Piococa
Fm. Motacú
Fm. Pororó
Fm. Pesenema
Fm. Piococa
Fm. Motacú
Fm. Pororó
Fm. Pacobillo
Fig. 6.2 Cuadro de correlación de rocas brasilianas entre las serranías de Sunsás, Santiago y San José.
Correlation chart of the Brasilian rocks among the Sunsás, Santiago and San José belts.
La posición estratigráfica de las calizas de la Formación Pororó es
tema de discusión. Algunos autores (López-Paulsen, 1982; Oller,
1987, 1992, entre otros) las ubican en el tope del Grupo Boquí.
Otros (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro,
1991) las colocan en la base del Grupo Tucavaca. Los
criterios de las dos posiciones son válidos. Como se indicó anteriormente,
este trabajo seguirá la posición de los estudios
realizados por el Proyecto Precámbrico. En ese entendido, el Grupo
Tucavaca se inicia con areniscas conglomerádicas (formaciones
Pacobillo o Cuarri), y continúa con las calizas de la Formación
Pororó (Hess, 1959). Según Mitchell, et. al. (1979), estas últimas
calizas corresponden a micritas porcelanizadas, altamente
recristalizadas, depositadas en una plataforma carbonatada. Estas
calizas tienen, en la Serranía Santiago (lado sur del Valle
Tucavaca), un espesor entre 150 y 200 m, mientras que en la
Serranía Sunsás (lado norte del valle), el espesor es menor a 60 m.
Esta formación es el principal horizonte guía dentro del Grupo
Tucavaca. Según Oller (1987), esta unidad tiene un importante
contenido de hidrocarburos líquidos (rellenando grietas y porosidad
secundaria), y constituyó uno de los objetivos principales en la
perforación del pozo Otuquis-X1 en la llanura chiquitana.
La Formación Piococa (Hess, 1959) fue depositada en un ambiente
de abanicos deltaicos posteriormente retrabajados por acción
fluvial. Según O’Connor et al. (1979), corresponden a areniscas de
grano medio a grueso, limpias y bastante recristalizadas. Fajas
delgadas de conglomerados y separaciones lutíticas de unos
cuantos milímetros de espesor son encontrados esporádicamente.
Finalmente, el Grupo Tucavaca concluye con el depósito de las
pelitas de la Formación Pesenema (Hess, 1959). Esta unidad está
constituida por filitas y lutitas gris claras de grano fino interestratificadas
con bandas más oscuras de lutita con duras costillas
calcáreas grises de menos de 3 cm de espesor (O’Connor et al.,
1979).
Sobre los sedimentos del Grupo Tucavaca se asienta la tercera
cuenca, que corresponde a una secuencia de plataforma carbonática,
que fue categorizada inicialmente como “Serie” y luego como
“Grupo”. Sin embargo, por sus características litológicas, espesor y
el hecho de no agrupar formaciones diferentes, en este trabajo será
considerada como Formación Murciélago (Meave del Castillo et
al., 1971). Esta unidad es conocida en la literatura (informes
internos de YPFB) con el nombre de “Formación Yacuses”, pero
en consideración a regulaciones del Código de Nomenclatura
Estratigráfica, tiene prioridad el nombre dado por Meave et al.
(1971). El análisis regional de los cuerpos calcáreos del Ciclo
The stratigraphic position of the Pororó Formation’s limestones is
topic of debate. Some authors (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987,
1992, among others) place them at the top of the Boquí Group. Yet
others (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro,
1991) place them at the base of the Tucavaca Group. The
criteria of both positions are valid. As mentioned before, this paper
will follow the position of the studies conducted by the Pre-
Cambrian Project. Bearing that in mind, the Tucavaca Group starts
with conglomeradic sandstones (Pacobillo or Cuarri formations),
and continues with the limestones of the Pororó Formation (Hess,
1959). According to Mitchell, et. al. (1979), the latter limestones
pertain to highly crystallized porcelanized micrites, deposited in a
carbonated shelf. At the Santiago Range (southern side of the
Tucavaca Valley), these limestones have a thickness between 150
and 200 m, while at the Sunsás Range (northern side of the valley),
the thickness does not exceed 60 m. This formation is the main
guide horizon within the Tucavaca Group. According to Oller
(1987), this unit has significant content of liquid hydrocarbons
(filling in cracks and secondary porosity). Further, it was one of the
main drilling objectives of the Otuquis –X1 well in the chiquitos
plain.
The Piococa Formation (Hess, 1959) was deposited in a deltaic fan
environment, later overworked by fluvial action. According to
O’Connor et al. (1979), they correspond to medium to coarse
grained sandstones that are clean and quite recrystallized.
Sporadically, thin conglomerate belts and shale separations a few
millimeters thick can be found.
Finally, the Tucavaca Groups ends with the pellite deposit of the
Pesenema Formation (Hess, 1959). This unit is made up by
phyllites and fine grained light gray shale, interbedded with darker
strips of shale with less than 3 cm thick hard gray calcareous ribs
(O’Connor et al., 1979).
A third basin settles over the sediments of the Tucavaca Group,
pertaining to a carbonatic shelf that was initially categorized as a
“Series” and later as a “Group.” However, due to its lithological
features, thickness, and the intention not to group different
formations, this paper will consider it as the Murciélago Formation
(Meave del Castillo et al., 1971). In the literature (YPFB internal
reports), this unit is known by the name of “Yacuses Formation;”
however, taking into account the regulations of the Stratigraphic
Nomenclature Code, the name given by Meave et al. (1971) has
priority. Conducted by Montemurro (1991), the regional analysis
of the Brazilian Cycle calcareous bodies, enables the differentiation
114

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Brasiliano, realizado por Montemurro (1991), con la interpretación
de líneas sísmicas y registros del pozo Otuquis, permite diferenciar
dos cuerpos calcáreos bien definidos y de distinta edad, uno perteneciente
al Grupo Tucavaca (Fm. Pororó), y el más joven correspondiente
a la Formación Murciélago.
La Formación Murciélago, según los autores del nombre, se inicia
con una delgada capa limolítica, seguida de dolomitas gris blanquecinas,
areniscas feldespáticas, y calizas. Estas últimas, según
Aguilera (1994), pueden diferenciarse entre arrecíferas y no
arrecíferas. Las primeras depositadas en una plataforma marina,
con calizas, dolomías y la presencia de algas con estructuras
oncolíticas y estromatolíticas. Las calizas no arrecíferas, de borde
de cuenca, están formadas por calcita, clásticos, oolitas de playa,
dolomita y anhidrita. Estas rocas proporcionaron restos fósiles en
territorio brasileño (Grupo Corumbá), algas estromatolíticas como
Aulophicus lucianoi y Collenia, y los invertebrados scyphozoarios
identificados como Corumbella werneri. Esta asociación fosilífera
es atribuida al Cámbrico inferior.
Ciclo Cordillerano
Si bien fueron citadas anteriormente rocas ordovícicas en la región,
de acuerdo a la nueva información éstas estarían ausentes en la
zona. Sobre los sedimentos del Ciclo Brasiliano se depositaron
directamente las secuencias siluro-devónicas del Ciclo Cordillerano.
Estas rocas están relacionadas a fallamiento a lo largo de la
Faja Tucavaca. Barbosa (1949) definió su “Serie Santiago” agrupando
en ella a las formaciones El Carmen, Limoncito y La Torre.
Ahlfeld & Branisa (1960) modificaron la serie, reemplazando el
nombre de la unidad superior (Fm. La Torre) por la Formación
Limoncito, y a la Fm. Limoncito de Barbosa le asignaron el
nombre de Formación Roboré. Se desconocen los motivos que
llevaron a Ahlfeld & Branisa para efectuar esos cambios. El uso
posterior validó el cambio, y la única modificación posterior
consistió en reemplazar el término “Serie” por Grupo Santiago.
Estos cambios están reflejados en el siguiente cuadro. López-
Paulsen et al. (1982) propusieron restringir el nombre de Grupo
Santiago a las formaciones devónicas Roboré y Limoncito.
of two well defined calcareous bodies of different ages, one
belonging to the Tucavaca Group (Pororó Formation), and the
younger, belonging to the Murciélago Formation.
According to the authors that named it, the Murciélago Formation
starts with a thin siltstones layer, followed by whitish gray
feldspathic sandstones, and limestones. According to Aguilera
(1994), the latter can be classified as reef and non-reef limestones.
The reef limestoneswere deposited in a sea shelf, with limestones,
dolomites and presence of oncolitic and stromatolitic structure
algae. The non-reef limestones, from the basin’s border, are made
up by calcite, clastics, beach oolites, dolomite and anhydrite.
These rocks provided fossil remanents in Brazilian territory
(Corumbá Group), stromatolitic algae as Aulophicus lucianoi and
Collenia, and the scyphozoan invertebrates identified as
Corumbella werneri. This fossiliferous association is attributed to
the Lower Cambrian.
Cordilleran Cycle
Although Ordovician rocks have been previously quoted as present
in the region, according to the latest information, such rocks would
be absent in the area. Over the Brazilian Cycle sediments, the
Silurian-Devonian sequences of the Cordilleran Cycle deposited
directly. These rocks are related to the faulting along the Tucavaca
Belt. Barbosa (1949) defined his “Santiago Series” by grouping
the El Carmen, Limoncito and La Torre formations into it. Ahlfeld
& Branisa (1960) modified the series, replacing the name of the
upper unit (La Torre Formation) with Limoncito Formation, and
assigning Barbosa’s Limoncito Formation the name of Roboré
Formation. The reasons that led Ahlfeld & Branisa to make these
changes are unknown. The subsequent usage validated the change,
and the only later modification was to replace the term “Series”
with Santiago group. These changes are shown in the following
figure. López-Paulsen et al. (1982) proposed to restrict the name of
Santiago Group to the Devonian Roboré and Limoncito
Formations.
BARBOSA, 1949 AHLFELD & BRANISA, 1960 YPFB
Serie
Santiago
Fm. La Torre
Fm. Limoncito
Fm. El Carmen
Serie
Santiago
Fm. Limoncito
Fm. Roboré
Fm. El Carmen
Grupo
Santiago
Fm. Limoncito
Fm. Roboré
Fm. El Carmen
Fig. 6.3 Cuadro de equivalencias estratigráficas del Grupo Santiago (Ciclo Cordillerano).
Stratigraphic equivalences of the Santiago Group (Cordilleran Cycle).
Las rocas del Ciclo Cordillerano en las Sierras Chiquitanas
representan el depósito de una secuencia marina de plataforma
somera en el borde estable de una cuenca de antepaís. Las
formaciones inferiores El Carmen y Roboré, reflejan además una
marcada influencia costera y deltaica. Las secuencias cordilleranas
en este sector de la cuenca tienen faunas comunes a la Cuenca
Andina y a las de la Cuenca del Paraná. El ciclo comienza en el
Llandoveriano ? (Formación El Carmen) y concluye en el
Frasniano (Formación Iquiri).
In the Chiquitos Ranges, the Cordilleran Cycle rocks represent the
deposit of a shallow shelf sea sequence on the stable border of a
foreland basin. The lower formations, El Carmen and Roboré, also
reflect a marked coastal and deltaic influence. In this sector of the
basin, the Cordilleran sequences have common faunas as those in
the Andean Basin and the Paraná Basin. The cycle starts in the
Llandovernian ? (El Carmen Formation) and ends in the Frasnian
(Iquiri Formation).
115

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia se inicia con el depósito de la Formación El Carmen
(Oliveira & Leonardos, 1943), unidad predominantemente arenosa
con numerosas intercalaciones de conglomerados, y escasos y
delgados niveles de rocas pelíticas. Las areniscas son sacaroides de
grano medio a muy grueso, están bien estratificadas y presentan
laminación entrecruzada. Esta formación contiene un horizonte
hematítico bien estratificado, cuyo espesor varía entre 3 y 37 m
(López-Paulsen et al., 1982). Estos mismos autores reconocieron
dos horizontes fosilíferos: el inferior con la asociación de
Phragmolites suarezi y el superior con Clarkeia antisiensis /
Heterorthella tacopayana Recientemente Edgecombe & Fortey
(2000) estudiaron los trilobites de esta formación identificando dos
nuevos géneros y cuatro nuevas especies: Awaria struvei n. gen., n.
sp. y Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. y
Australocaste oconnori n. sp. Completan esta lista Trimerus
linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., y un miembro del grupo
de Maurotarion dereimsi. Otras especies identificadas en esta
unidad corresponden a Harringtonina acutiplicata y Tentaculites
sp. Esta asociación faunística es diagnóstica del Pridoliano
(Silúrico superior), sin embargo no se descarta que se extienda a
los niveles más bajos del Lochkoviano. Esta asociación permite
efectuar una estrecha correlación con las formaciones Catavi y
Tarabuco de la Cordillera Oriental. Una edad ludloviana fue
establecida por palinología para estos horizontes.
En continuidad sobre la Fm. El Carmen, y sin presentar un límite
bien definido, prosigue la Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa,
1960), que constituye una unidad eminentemente arenosa, con
escasos niveles conglomerádicos. El espesor de esta formación
varía de 80 a 120 m, y su distribución areal es más restringida que
la de la Formación El Carmen. En estas rocas fueron encontrados
dos niveles de coquinas con braquiópodos y otros grupos fósiles
pertenecientes a la biozona de Proboscidina arcei (Suárez-Riglos,
1982; López-Paulsen et al., op.cit.). Esta fauna permite correlacionar
a la Formación Roboré con las formaciones Vila Vila y Santa
Rosa del sector andino.
Culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano, con el depósito de los
sedimentos predominantemente pelíticos de la Formación
Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960). El tramo inferior corresponde
a una intercalación de areniscas de grano fino y lutitas
negras, y el tramo superior está exclusivamente conformado por
lutitas negras (López-Paulsen op. cit.). En esta unidad han sido
reconocidos varios horizontes fosilíferos. En los niveles inferiores
está presente la asociación de Scaphiocoelia boliviensis, y en los
niveles medio y superior, ostrácodos, pelecípodos, plantas fósiles y
equinodermos. Pinto & Purper (1981) identificaron dos nuevas
especies de ostrácodos en estos sedimentos. Las determinaciones
palinológicas de YPFB (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) asignaron a
estos sedimentos un amplio rango de edad (Emsiano a Eifeliano),
aspecto que permitiría correlacionar a estas rocas con las formaciones
Icla, Huamampampa y Los Monos de la región subandina.
En otros sectores, especialmente en la región del Boomerang,
sobreyace a la Formación Limoncito la Formación Iquiri, hecho
que confirmaría la edad asignada a estos sedimentos.
The sequence starts with the deposit of the El Carmen Formation
(Oliveira & Leonardos, 1943). This unit is mainly arenaceous, with
numerous conglomerate interbedding and scarce thin pellitic rock
levels. The sandstones are sacaroidal, with medium to very coarse
grain, and are well bedded, presenting crossbedded lamination. This
formation contains a well bedded hematitic horizon, with a thickness
ranging between 3 and 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Two
fossiliferous horizons were recognized by the preceding authors: the
lower with the Phragmolites suarezi, and the upper level with the
Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana associations.
Recently, Edgecombe & Fortey (2000) studied the trilobites of this
formation and identified two new genera and four new species, which
are: Awaria struvei n. gen., n. sp., Festia energetica n. gen., n. sp.,
Andinacaste ramiroi n. sp. and Australocaste oconnori n. sp. This list
is completed by Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp.,
and a member of the Maurotarian dereimsi group. Other species in
this unit correspond to Harrigtonina acutiplicata and Tentaculites sp.
This fauna association is diagnostic of the Pridolian (Upper Silurian);
however, its extending into the lowermost Lochkovian cannot be
dismissed. This association allows to make a close correlation with
the Catavi and Tarabuco formations of the Eastern Cordillera. A
Ludlowian age was assigned to these horizons by palynology.
Without a well defined limit, the Roboré Formation (Ahlfeld &
Branisa, 1960) continues over the El Carmen Formation. It makes
up an eminently arenaceous unit, with very few conglomeradic
levels. The thickness in this formation ranges between 80 and 120
m, and its area distribution is more restricted than in the El Carmen
Formation. Two coquine levels were found in these rocks, with
brachiopods and other fossil groups belonging to the Proboscidina
arcei biozone (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.).
This fauna allows the correlation of the Roboré Formation with the
Vila Vila and Santa Rosa formations of the Andean sector.
The Cordilleran Cycle sequence ends with the deposit of
predominantly pellitic sediments of the Limoncito Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960). The lower portion correspondsto an
interbedding of fine grained sandstones and black shale; the upper
portion is made up exclusively by black shale (López-Paulsen op.
cit.). Several fossiliferous horizons have been recognized in this
unit. The Scaphiocoelia boliviensis association is present in the
lower levels, and the middle and upper levels contain ostracodes,
pelecipods, fossil plants and echinoderms. In these sediments, Pinto
& Purper (1981) identified two new ostracode species. YPFB’s
palynological determinations (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) assigned
a wide age range to these sediments (Emsian to Eifelian). This fact
would allow the correlation of these rocks to the Icla,
Huamampampa and Los Monos formations, of the Sub Andean
region. In other sectors, particularly in the Boomerang area, the
Iquiri Formation lies over the Limoncito Formation. This fact
would confirm the age assigned to these sediments.
116

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Subandino
Fue reconocido en el subsuelo de la llanura, especialmente en los
pozos de Otuquis, Sirimenquis y Tucavaca.
En el pozo Otuquis-X1, por debajo de las capas del Cuaternario, se
atravesaron 130 m de sedimentos carboníferos, y por debajo de
estos, una importante secuencia atribuida a las formaciones
Limoncito, Roboré y El Carmen.
En el pozo Sirimenquis-X1, por debajo de la secuencia mesozoica
se atravesaron más de 1405 m de sedimentos carboníferos: Taiguati
(125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) y Tupambi (498 m). La
secuencia continúa luego de la discordancia con rocas de la
formaciones Iquiri y Los Monos
El carbonífero en el pozo Tucavaca-X1 es similar al de
Sirimenquis.
Ciclo Andino
Las rocas mesozoicas de la región chiquitana están restringidas a
los afloramientos presentes en las serranías al sureste de Chochis-
Roboré, y en los afloramientos aislados hacia el Fortín Ravelo y
las Salinas de Santiago. Estas areniscas son atribuidas al Jurásico
por semejanza a las de la Formación Botucatú de Brasil, cuyos
diques de diabasa fueron datados como jurásicos. Sin embargo, en
opinión de geólogos de YPFB, sólo la parte inferior de la
Formación Chochís sería de edad jurásica. La parte superior y la
Formación Tobité son consideradas de edad cretácica, equivalentes
de la Formación Cajones del Subandino.
La nomenclatura de las areniscas jurásicas tiene dos interpretaciones
diferentes, la del grupo de trabajo del Proyecto
Precámbrico que considera al Grupo Portón dividido en las
formaciones Chochis y Tobité, y el criterio de los geólogos de
YPFB que nominan Grupo Chochis y lo dividen en las formaciones
El Portón y Tobité. El nombre de El Portón fue introducido por
Oliveira & Leonardos (1943), y Hess (1960) lo elevó a la categoría
de grupo. El término de Grupo Chochis fue propuesto por Pareja en
1971. Si bien en el Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez &
Díaz, 1996) se siguió el ordenamiento de YPFB, por razones de
prioridad en este trabajo se efectúa la enmienda y se utilizará la
categoría de Hess.
El Grupo El Portón (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960)
corresponde a una secuencia areno-conglomerádica que aflora en
forma de pequeñas islas en las sierras y llanura adyacente. Esta
formada predominantemente por areniscas conglomerádicas de
grano grueso, color amarillo a rojizo. Corresponden a areniscas
eólicas y fluviales, depositadas en ambiente desértico. Las rocas de
este grupo forman farallones y acantilados de un color rojo intenso,
que destacan sobre la llanura circundante. Esta unidad está formada
por las formaciones Chochís y Tobité.
De forma discordante sobre las fangolitas y limolitas de la
Formación Limoncito, o sobre otras rocas proterozoicas, se dispone
la Formación Chochis (Pareja, 1971). La secuencia se inicia con
una delgada capa de arenisca blanquecina, seguida de areniscas
Subandean Cycle
It was recognized in the plain’s subsurface, specially at the
Otuquis, Sirimenquis and Tucavaca wells.
Beneath the Quaternary layers, 130 m of Carboniferous sediments
were drilled through at the Otuquis–X1 well, and beneath these
sediments, through an important sequence attributed to the
Limoncito, Roboré and El Carmen formations.
Underneath the Mesozoic sequence, at the Sirimenquis-X1 well,
more than 1405 m of Carboniferous sediments were drilled
through: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) and
Tupambi (498 m). After the unconformity, the sequence continues
with rocks of the Iquiri and Los Monos formations.
The Carboniferous at the Tucavaca-X1 well is similar to that of
Sirimenquis.
Andean Cycle
The Chiquitos region Mesozoic rocks are restricted to the outcrops
existing at the ridges to the southeast of Chochís-Roboré, and to the
isolated outcrops towards the Ravelo Fort and the Santiago Salinas.
These sandstones are attributed to the Jurassic due to their likeness
with those of the Botucatú Formation in Brazil, the diabase dikes of
which were dated as being Jurassic. However, in the opinion of
YPFB geologists, only the lower part of the Chochís Formation
would be of Jurassic age. The upper part and the Tobité Formation
are considered as being of Cretaceous age, and equivalent to the
Subandean Cajones Formation.
The nomenclature of the Jurassic sandstones has two different
interpretations: first, the interpretation of the Pre-Cambrian Project
work group, which considers the Portón Group as being divided in
the Chochís and Tobité formations; and second, the criterion of
YPFB’s geologists that call it Chochís Group, and divide it in the
El Portón and Tobité formations. The name of El Portón was
introduced by Oliveira & Leonardos (1943), and Hess (1960)
raised it to the group category. The term Chochís Group was
proposed by Pareja in 1971. Although the Stratigraphic Lexico of
Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) followed YPFB’s order, for priority
purposes, the corresponding ammends will be made in this paper,
and Hess’ category will be used.
The El Portón Group (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960)
pertains to a arenacous-conglomeradic sequence that outcrops in
the shape of small islands at the ridges and adjacent plain. Its is
made up mainly by coarse grained conglomeradic sandstones of
yellow to reddish color. They correspond to aeolian and fluvial
sandstones which deposited in a dessert environment. This group’s
rocks form bluffs and cliffs of a intense red color, standing out
over the surrounding plain. This unit is made up by the Chochís
and Tobité formations.
The Chochís Formation (Pareja, 1971) is laid out in unconformity
over the mudstones and siltstones of the Limoncito Formation, or
over the Proterozoic rocks. The sequence starts with a thin layer of
whitish sandstones, followed by partially conglomeradic reddish
117

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
ferruginosas rojizas, parcialmente conglomerádicas. Corresponden
a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en una cuenca de
intraplaca.
La unidad superior del Grupo El Portón corresponde a la
Formación Tobité (Cabrera, 1966), unidad constituida por
conglomerados y areniscas rojizas, de grano medio a grueso. En
contradicción con la supuesta equivalencia con la Formación
Botucatú del Brasil, los geólogos de YPFB sostienen que los
conglomerados de la Formación Tobité constituyen una facies
distal (areniscas carbonáticas y paleosuelos) de la Formación El
Molino de la Cordillera Oriental (Guía de Campo. Primera
Conferencia sobre el Gondwana Sudoccidental, 1987). Según Oller
(com.epist.) los conglomerados de la Formación Tobité se asientan
directamente sobre los sedimentos de la Formación Ichoa, en
relación discordante erosiva, faltando por erosión la Formación
Yantata. En general estas areniscas corresponden a un ambiente
fluvial y eólico, con influencia lacustre, depositadas en una cuenca
de rift de trasarco.
Según la explicación del Mapa Geológico del Precámbrico (1984),
“Los complejos alcalinos de Velasco y Candelaria fueron las
manifestaciones iniciales en el área del fracturamiento del
Supercontinente de Gondwana durante el Mesozoico. El Complejo
de Velasco, datado a 140 Ma, consiste de una serie de plutones
interferidos entre ellos, variando en composición desde foyaita
(sienita nefelínica), por pulaskita, nordmarkita y sienita cuarzosa
hasta granitos de biotita y aegirina. El alterado y silicificado
Complejo Carbonático de Manomó, y la mayoría de los filones de
cuarzo brechoso - pequeños cerros elongados de cuarzo y roca
madre silicificada, hematizada y caolinizada - están relacionados a
un evento de fracturamiento regional, probablemente más joven
que la areniscas rojas cretácicas continentales del Grupo El
Portón.”
Las secuencias cenozoicas están representadas por lateritas,
areniscas eólicas, depósitos aluviales, y otras variedades de
litologías. Una descripción sintética de estas secuencias es
transcrita de la leyenda del mapa geológico de 1984. “Las
superficies de erosión lateríticas de edad Terciaria temprana a
media de Pega Pega y Paucerna, están extensamente preservadas en
el tope de la Serranía Huanchaca, mientras que en otras partes solo
existen pequeñas mesas e inselbergs como relictos. También hay
remanentes de pedernales y silcretas del Terciario medio en
Serranía Huanchaca y Rincón del Tigre. La Unidad Laterítica San
Ignacio de más bajo nivel, de probable edad Mioceno-tardío, forma
la más extensa superficie de erosión preservada. Esta fue combeada
a lo largo de una serie de fracturas ortogonales en tiempos pliopleistocenos
que produjo la presente morfología, formando una
zona levantada con drenaje radial cerca de San Ignacio de
aproximadamente 600 msnm, disminuyendo hasta 100-300 m a lo
largo de las cuencas de deposición cuaternarias del margen del
escudo. Lineamientos neotectónicos se relacionan a reajustes del
mismo sistema de fracturas, probablemente heredados del
Mesozoico.”
ferruginous sandstones. They pertain to aeolian and fluvial
sandstones that were deposited in a intra-plate basin.
The upper unit of the El Portón Group correspond to the Tobité
Formation (Cabrera, 1966). This unit is made up by medium to
coarse grained conglomerates and reddish sandstones. Contradictory
to the assumed equivalency with the Botucatú Formation of
Brazil, YPFB geologists claim that the conglomerates of the Tobité
Formation constitute a distal facies (carbonatic sandstones and
paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Range (Field
Guide. First Conference on the Southwestern Gondwana, 1987).
According to Oller (written communication), the conglomerates of
the Tobité Formation settle in erosive unconformity directly over
the sediments of the Ichoa Formation; thus, the Yantata Formation
is missing due to the erosion. In general, these sandstones pertain to
a fluvial and aeolian environment, with lacustrine influence, and
were deposited in a backarc rift basin.
According to the explanation in the Pre-Cambrian Geological Map
(1984), “ The alkaline complexes of Velasco and Candelaria were
the initial manifestations, in the area, of the Gondwana Supercontinent’s
fracture during the Mesozoic. Dated at 140 Ma, the
Velasco Complex consists of a series of plutons interfering with
each other, and with a composition ranging from foyalite
(nepheline syenite), through pulaskite, nordmarkite, and quartz
syenite, to biotite and aegirine granites. The altered and silicified
Manomó Carbonatic Complex, and most of the breccial quartz
lodes – small elongated quartz hills and silicified, hematitized and
kaolinized source rock – are related to a regional fracturing event,
probably yonger than the continental Cretaceous red sandstones of
the El Portón Group.”
The Cenozoic sequences are represented by laterites, aeolian
sandstones, alluvial deposits, and other varieties of lithologies. A
summarized description of these sequences has been copied from
the legend on the 1984 Geological Map. “The Early to Middle
Tertiary lateritic erosion surfaces of Pega Pega and Paucerna are
widely preserved at the top of the Huanchaca Range, while in other
places, only small tables and inselbergs exist as relicts. At the
Huanchaca Range and Rincón del Tigre, there are also Middle
Tertiary chert and silcrete remanents. Probably of the Late
Miocene, the San Ignacio Lateritic Unit, of a lower level, is the
most extensive erosion surface preserved. In Plio–Pleistocene
times, it was downwarped along a series of orthogonal fractures,
producing the current morphology. It also forms an elevated area
of approximately 600 masl with radial drainage near San Ignacio,
decreasing down to 100 – 300 m along the Quaternary deposition
basins of the shield’s margin. The neotectonic lineaments are
related to readjustments of the same fracture system, probably
inherited form the Mesozoic.”
118

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
FAJA CHAPARE – BOOMERANG
Se considera aquí la faja que bordea el Cratón de Guaporé en la
parte central del país, en la llanura límite entre los departamentos
de Cochabamba y Santa Cruz. En los últimos años, esta región
cobró importancia debido al descubrimiento de importantes
estructuras con hidrocarburos. Como se expuso anteriormente, esta
faja continúa con dirección NW-SE, hasta las sierras y llanura
chiquitanas, en el extremo oriental del país.
En esta llanura sólo afloran sedimentos del Neógeno y Cuaternario.
La secuencia, entre el basamento cristalino y la cubierta actual,
pudo ser investigada sólo por medio de líneas sísmicas y de los
numerosos pozos realizados con fines petroleros en la región.
Sobre la base de esta información se evidencia que por encima del
basamento Proterozoico (prolongación del cratón aflorante al
noreste), se asientan rocas cordilleranas, subandinas y andinas. No
fue establecida la presencia de sedimentos tacsarianos en la región.
Como se indicó en la introducción, esta faja constituye el borde de
cuenca de la mayoría de las secuencias fanerozoicas, hecho que
confiere a esta comarca un gran interés petrolero, debido a la
presencia de buenas rocas madre, migración producida por marcada
pendiente regional, y la presencia de excelentes rocas reservorio en
trampas, tanto estratigráficas (por acuñamiento) como estructurales.
Ciclo Tacsariano
La cuenca ordovícica aparentemente no alcanzó el sector Chapare-
Boomerang, así como tampoco está presente al este en las Sierras
Chiquitanas. Ocasionalmente se citan en subsuelo rocas de esta
edad, que posiblemente correspondan a la base del Silúrico. Sin
embargo no se descarta que en algunos sectores los niveles
superiores de la secuencia tacsariana estén presentes.
Ciclo Cordillerano
Un resumen de la estratigrafía del Ciclo Cordillerano en la llanura
de la Faja Chapare–Boomerang se presenta en el siguiente cuadro
generalizado, sin que ello signifique que las unidades detalladas
estén presentes en toda el área, debido principalmente a efectos de
acuñamiento. La formaciones Cancañiri / Sacta y El Carmen son
atribuidas generalmente al Silúrico, aunque existen indicios de que
la primera podría haberse iniciado en el Ashgilliano tardío. Las
formaciones Roboré, Limoncito e Iquiri, fueron depositadas
durante el Devónico.
CHAPARE – BOOMERANG BELT
Here, the belt is considered as encompassing the Guaporé Craton in
the central part of the country, at the limiting plain between the
Departments of Cochabamba and Santa Cruz. In recent years, this
region gained importance due to the discovery of important
structures containing hydrocarbons. As mentioned before, this belt
continues with NW-SE trend up to the Chiquitano ridges and plain
at the eastern end of the country.
Only a few Neogene and Quaternary sediments outcrop in this
plain. Between the crystalline basement and the current cover, it
was possible to investigate the sequence only through the seismic
lines and the numerous wells that were drillled for oil-related
purposes in the region. On the basis of this information, it is
evident that over the Proterozoic basement (extension of the
outcropping craton to the northeast), the Cordilleran, Sub Andean
and Andean rocks are settled. The presence of Tacsarian sediments
in the region was not established.
As mentioned in the introduction, this belt constitutes the basin
border of most of the Phanerozoic sequences. This fact makes this
territory of important oil-related interest, due to the presence of
good source rocks, the migration produced by the marked regional
slope, and the presence of both, excellent stratigraphic (from
wedging) and structural reservoir rocks in the traps.
Tacsarian Cycle
Apparently, the Ordovician basin did not reach the Chapare-
Boomerang, and is absent to the east at the Chiquitos Ranges, as
well. Ocassionally, rocks this age have been quoted in the
subsurface, likely pertaining to the Silurian’s base. However, the
probability of there being upper levels of the Tacsarian sequence in
some sectors is not dismissed.
Cordilleran Cycle
The following generalized table includes a summary of the
Cordilleran Cycle stratigraphy at the Chapare–Boomerang belt
plain. However, this does not imply that the units listed therein are
present in the entire area, due mainly to the wedging effects. The
Cancañiri/Sacta and El Carmen formations are generally attributed
to the Silurian, although there are some indications that the former
may have started during the Late Ashgillian. The Roboré.
Limoncito and Iquiri formations were deposited during the
Devonian.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
FORMACION MIEMBRO ARENA
IQUIRI
LIMONCITO
ROBORÉ
Remanso
Montecristo
San Juan
Chapare
Yapacaní
Boomerang
Arenisca No. 1
Arenisca No. 2
Arenisca Ayacucho
Arenisca No. 3
Arenisca No. 4
Arenisca Piraí
(cuello pelítico)
EL CARMEN
Ar. Sara
CANCAÑIRI / SACTA
Fig. 6.4 Cuadro estratigráfico de las unidades del Ciclo Cordillerano en la región Chapare-Boomerang.
Stratigraphic chart of Cordilleran Cycle units in the Chapare-Boomerang region.
Sedimentos del Ciclo Cordillerano no afloran en el área. Su
presencia, extensión y espesor ha sido establecida con el desarrollo
de la perforación exploratoria. La mayoría de los pozos no
atravesaron la secuencia cordillerana completa, debido a la
profundidad a la que se encuentra la base. Casi todos ellos se
limitaron a perforar sólo hasta los objetivos petroleros: como la
Arenisca Sara y los reservorios de la Formación Roboré.
En muchos pozos del área Boomerang se ha inferido la presencia
de rocas de la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) / Sacta
(Chamot, 1963), por encima de rocas del basamento Brasiliano.
Estos sedimentos se presentan tanto en facie diamictítica como
carbonática (pozos Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 y otros). Esta
secuencia fue también denominada “pre-Silúrico”, “Silúrico-A” y
“pre-Sara”.
En la mayoría de los campos petroleros del sector, la perforación
exploratoria alcanzó a las areniscas de la Formación El Carmen
(Oliveira & Leonardos, 1943). Esta unidad toma el nombre de la
estación ferroviaria homónima, en la Serranía de Chiquitos, y una
relación completa de sus características se describió al desarrollar
la estratigrafía del área chiquitana (p. 116). La secuencia allí
descrita continúa hacia el norte hasta la faja Chapare-Boomerang,
donde solamente fue reconocida en el subsuelo. La secuencia
elaborada sobre la base de testigos, recortes y registros eléctricos,
permite indicar la presencia de intercalaciones rítmicas de lutitas,
limolitas y areniscas. Algunos niveles arenosos se constituyen en
reservorios de interés, como la arenisca Sara (productora en este
campo). Estos cuerpos arenosos en general tienen características
petrofísicas similares, presentan colores blanquecinos y grisáceos,
son de grano grueso en la base y fino en el tope, están bien
seleccionados, subredondeados, matriz arcillosa, cemento silíceo,
presentan textura cuarcítica, bien compactas, algunas veces
muestran microfracturas rellenadas con arcilla de color gris y/o
calcita, y la porosidad es regular. La arenisca Sara registró lecturas
No sediments of the Cordilleran Cycle outcrop in this area. Their
presence, extension, and thickness was established with the
development of exploratory perforation. Due to the depth of the
base, most of the wells did not go through the complete Cordilleran
sequence. Almost all of the perforations were limited to drilling
only as far as the oil objectives, such as the Sara Sandstone and the
reservoirs of the Roboré Formation.
In many of the Boomerang area wells, over the rocks of the
Brazilian basement, the presence of rocks of the Cancañiri
Formation (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), has been
inferred. These sediments are present both as diamictite and
carbonatic facies (Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 wells, and others).
This sequence was also called “Pre-Silurian,” “Silurian-A,” and
“Pre-Sara.”
In most of the sector’s oil fields, exploratory perforation reached
the sandstones of El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos,
1943). This unit takes on the name of the homonymous train station
in the Chiquitos Ranges. A complete relation of its features was
described during the development of the stratigraphy of the
Chiquitano area (p.116). The sequence described therein, continues
northwards up to the Chapare – Boomerang belt, where it was only
recognized in the subsurface. The sequence ellaborated on the basis
of cores, cuttings and electric logs allows to indicate the presence
of rhythmic interbedding of shale, siltstones, and sandstones. In
reservoris of interest, some arenaceous levels are formed, such as
the Sara sandstone (producer in this field). In general, these
arenaceous bodies have similar petro-physical features, presenting
whitish and grayish colors, coarse grain at the base and fine grain at
the top; they are well selected, subrounded, and have argillaceous
matrix, siliceous cement, quartzitic texture; they are very compact,
sometimes displaying microfractures filled with gray clay and/or
calcite, and have regular porosity. The Sara Sandstone registered
good gas readings, with C1 to C5 components, and whitish
120

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
buenas de gas, con componentes de C1 a C5 con fluorescencia
blanquecina en forma de manchas. Resultó productora de gas en las
pruebas de formación. Las limolitas y lutitas son de color gris,
micromicáceas, laminadas, y ligeramente calcáreas. A esta unidad
se le asigna un ambiente sedimentario marino de plataforma
(YPFB, 1995).
La Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960) fue definida,
como se indicó precedentemente, en reemplazo de la Fm.
Limoncito de Barbosa (1949). En el subsuelo de la faja Chapare-
Boomerang, representa a la intercalación areno-arcillosa que se
ubica entre la Arenisca Sara de la Formación El Carmen, y las
pelitas de la Formación Limoncito suprayacente. Las areniscas de
esta formación tienen condiciones buenas de porosidad y
permeabilidad, motivo por el que son consideradas buenas rocas
reservorio. Esta formación se divide en dos miembros, el basal,
mayormente arcilloso es denominado Miembro Boomerang,
también conocido como “miembro pelítico”. El miembro superior,
denominado Miembro Yapacaní corresponde a una intercalación
de areniscas y horizontes pelíticos. En el subsuelo, las areniscas del
Miembro Yapacaní fueron denominadas, de base a tope: Arenisca
Piraí, areniscas 4 y 3, Arenisca Ayacucho, y areniscas 2 y 1. Estos
niveles arenosos son productores de hidrocarburos en la mayoría de
los pozos del área.
Por lo general, la secuencia cordillerana concluye con la Formación
Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde aproximadamente
a 700 m de lutitas micáceas de color gris oscuro, físiles,
finamente estratificadas, y limolitas macizas, micáceas, muy
compactas. Según Ardaya (1996), pueden reconocerse cuatro
unidades, que de base a tope corresponden a los miembros
Chapare, San Juan, Montecristo y Remanso.
Rocas de la Formación Iquiri (White, 1925) no siempre están
presentes en el área. Las areniscas de la Formación Ichoa por lo
general sobreyacen a las pelitas de la Formación Limoncito.
Cuando están presentes los sedimentos de plataforma marina de la
Formación Iquiri, como por ejemplo en los campos de San Juan y
Santa Rosa, corresponden a bancos arenosos intercalados por
limolitas y arcilitas.
En algunos sectores de la faja, como por ejemplo en el sector del
campo Patujusal, no se depositaron sedimentos de edad devónica, y
los sedimentos de la Formación Ichoa sobreyacen directamente a
las rocas silúricas.
Ciclo Subandino
La presencia de rocas del Ciclo Subandino no es constante en esta
región debido a que su borde de cuenca queda más al interior de
cuenca. Estos sedimentos han sido observados solamente en el área
del Boomerang, por ejemplo en los pozos Caimanes, Palometas,
Santa Rosa, Palacios y Yapacaní. La identidad formacional de la
secuencia tampoco ha sido definitivamente establecida, por lo
general se atribuyen a unidades del Grupo Macharetí.
fluorescence in the shape of blots. In the formation tests, it came
out as gas producer. The siltstones and shale are gray,
micromicaceous, laminated and slightly calcareous. This unit is
assigned a sedimentary marine shelf environment (YPFB, 1995).
As mentioned before, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa,
1960) was defined in replacement of Barbosa’s (1949) Limoncito
Formation. In the Chapare–Boomerang belt’s subsurface, it
represents an arenaceous–argillaceous interbedding located
between the El Carmen Formation’s Sara sandstone and the pellites
of the overlying Limoncito Formation. This formation’s sandstones
have good porosity and permeability conditions, thus being
considered as good reservoir rocks. This formation is divided in
two members: the basal member, mostly argillaceous, is called the
Boomerang Member, also known as “pellitic member.” The
upper member, called the Yapacaní Member, pertains to an
interbedding of sandstones and pellitic horizons. In the subsurface,
from base to top, the Yapacaní member’s sandstones were called:
Piraí Sandstone, sandstones 4 and 3, Ayacucho Sandstone, and
sandstones 2 and 1. In most of the area’s wells, these arenaceous
levels are hydrocarbon producers.
Generally, the Cordilleran sequence ends with the Limoncito
Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to approximately
700 m of dark gray micaceous shale, fissil, finely bedded, and
massive micaceous and very compact siltstones. According to
Ardaya (1996), four units can be recognized. From base to top they
refer to the Chapare, San Juan, Montecristo and Remanso
members.
The rocks of the Iquiri Formation (White, 1925) are not always
present in the area. The Ichoa Formation sandstones generally lie
over the Limoncito Formation pellites. When present, the marine
shelf sediments of the Iquiri Formation, for instance at the San Juan
and Santa Rosa fields, correspond to arenaceous banks interbedded
by siltstones and claystones.
In some of the belt’s sectors, in the Patujusal field sector, for
instance, no Devonian sediments were deposited, and the sediments
of the Ichoa Formation lie directly over Silurian rocks.
Subandean Cycle
In this region, the presence of Subandean rocks is not constant
since the basin’s border is located more to the inner part of the
basin. These sediments have been observed only in the Boomerang
area, for instance, at the Caimanes, Palomentas, Santa Rosa,
Palacios and Yapacaní wells. The sequence’s formational identity
has been establisehd definitively; generally, it is attributed to units
of the Macharetí Group.
121

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Ciclo Andino
Los sedimentos continentales mesozoicos del área se depositaron
en una cuenca de trasarco. En la región del Chapare-Boomerang el
Ciclo Andino se inicia con el depósito de la Formación Ichoa
(Chamot & Perry, 1962). Estas rocas sobreyacen discordantemente
en el área tanto a sedimentos de edad silúrica, como devónica. La
secuencia presenta espesores variables entre 100 y 400 m, y está
constituida por un conglomerado basal oligomíctico, seguido de
areniscas de grano medio a fino, esporádicamente intercaladas por
niveles limolíticos. Por el rasgo que presenta en los registros
eléctricos, se concluye que fue depositada en ambientes fluviales y
eólicos, con cierta influencia lacustre. La edad no está definida,
existiendo opiniones divergentes que la asignan tanto al Jurásico
como Cretácico. La base de la unidad presenta en algunos pozos
detección de gas seco.
De forma concordante se asientan las areniscas fluviales de la
Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962). En el subsuelo del
área Chapare-Boomerang se estima un espesor variable entre 50 y
120 metros. La base presenta en algunos sectores de la cuenca,
areniscas calcáreas, intercalaciones de limolitas, y niveles con
calcedonia. Al igual que en la Formación Ichoa, en estas areniscas
se detectó gas seco.
En la mayoría de los campos petroleros del área, la Formación
Petaca sobreyace a la Formación Yantata. En sectores de mayor
profundidad, es decir más distantes del borde de cuenca, como en
el campo de San Juan, se registra el depósito de las areniscas
calcáreas de la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922). Estas
rocas, atribuidas al Cretácico terminal por correlación con sus
similares del Subandino y Cordillera Oriental, fueron depositadas
en un ambiente deltaico.
Discordante sobre las unidades cretácicas, se asientan las areniscas,
conglomerados y areniscas conglomerádicas de la Formación
Petaca (Birkett, 1922) que tiene un espesor promedio de 60 a 70
metros. Con esta unidad se da inicio a la sedimentación cenozoica
en la región. Esta formación fue datada de edad oligocena
superior–miocena inferior por los restos de mamíferos fósiles que
contiene. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente aluvial y
fluvial de ríos entrelazados, en los que la acción de los canales
muestra un acción erosiva importante. Las planicies fluviales
corresponden a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental.
Los niveles arenosos de esta unidad tienen buena porosidad y
permeabilidad, y por ello constituyen una excelente roca reservorio
en la región. Las arenas de esta formación tienen una importante
producción de hidrocarburos en campos como Surubí y Patujusal.
En la secuencia normal de los pozos de la región, continúa una
secuencia de espesor promedio de 400 m de pelitas de la Formación
Yecua (Padula & Reyes, 1958). Estos sedimentos corresponden
a limolitas y arcilitas, ligeramente calcáreas, depositadas en
ambientes deltaicos y costeros, someros y salobres, producto de
una marcada influencia marina. En las Sierras Subandinas está
presente una abundante fauna de invertebrados y vertebrados que
permitieron asignarle una edad miocena superior.
Andean Cycle
The area’s Mesozoic continental sediments deposited in a backarc
basin. In the Chapare - Boomerang region, the Andean Cycle starts
with the deposit of the Ichoa Formation (Chamot & Perry, 1962).
In the area, these rocks lie in unconformity over both Silurian and
Devonian sediments. The sequence displays variable thicknesses
between 100 and 400 m, and is made up by an oligomictic basal
conglomerate, followed by medium to fine grained sandstones,
sporadically interbedded by siltstones levels. Due to the feature its
displays in the electric logs, it can be concluded that the sequence
was deposited in fluvial and aeolian environments, with certain
lacustrine influence. The age is not defined, as there are diverging
opinions that assign ages from Jurassic to Cretaceous to it. In some
of the wells, dry gas was detected at the unit’s base.
The fluvial sandstones of the Yantata Formation (Chamot & Perry,
1962) are settled in conformity. In the Chapare – Boomerang area’s
subsurface, a variable thickness between 50 and 120 meters is
estimated. In some of the basin’s sectors, the base displays
calcareous sandstones, siltstones interbedding and levels containing
chert. Just like at the Ichoa Formation, dry gas was detected in
these sandstones.
In most of the area’s oil fields, the Petaca Formation lies over the
Yantata Formation. In deeper sectors, that is, those that are the
farthest from the basin’s border, there are records of the deposit of
the calcareous sandstones of the Cajones Formation (Heald &
Mather, 1922). Atrributed to the Upper Cretaceous by correlation
with their likes in the Subandean and Eastern Cordillera, these
rocks were deposited in a deltaic environment.
The sandstones, conglomerates and conglomeradic sandstones of
the Petaca Formation (Birkett, 1922) are setted in unconformity
over the Cretaceous units. This formation has an average thickness
of 60 to 70 meters. With this unit, the region’s Cenozoic
sedimentation gets started. Because of the fossil mammal
remanents it contains, this formation was dated as being of Upper
Oligocene – Lower Miocene age. These rocks were deposited in an
river alluvial and fluvial environment of braided rivers, which
display and important erosive action due to the action of the canals.
The fluvial plains correspond to a foreland basin of the Eastern
Cordillera. This unit’s arenaceous levels have good porosity and
permeability, thus being excellent reservoir rocks in the region.
This formation’s sands are important hydrocarbon producers in
fields such as Surubí and Patujusal.
A sequence with an average thickness of 400 m of pellites of the
Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958), continues in the normal
sequence of the region’s wells. These sediments pertain to slightly
calcareous siltstones and claystones, deposited in deltaic and
coastal, shallow and brackish environments, which are a product of
the marked sea influence. Abundant invertebrate and vertebrate
fauna is present in the Subandean Ranges, allowing a Upper
Miocene age to be assigned to it.
122

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia neógena concluye por lo general en la región con la
potente secuencia pelítico-arenosa de la Formación Tariquía
(Ayaviri, 1964), que presenta espesores superiores a los 1.000 m de
limolitas, areniscas, arcillas, y esporádicos niveles conglomerádicos.
Algunos niveles arenosos son ligeramente calcáreos. Al
igual que con los sedimentos de la Formación Yecua, no se
detectaron niveles con contenido de hidrocarburos.
Síntesis estructural
Las estructuras tectónicas originadas en los cinturones orogénicos
proterozoicos del Cratón de Guaporé (San Ignacio, Sunsás y
Brasiliano) controlaron la sedimentación durante todo el fanerozoico.
La dirección general de las estruturas tiene un rumbo NW-
SE, que es también la dirección de la Cordillera de los Andes desde
el Perú hasta el norte de Aiquile. La orogenia Chiriguana (eo-
Hercínica) tuvo la misma dirección a nivel continental. Esta
tendencia también está presente en el “Alto de Izozog”
La mayoría de las estructuras del área Chapare-Boomerang están
definidas como pliegues anticlinales suaves, orientados con una
dirección que varía ligeramente entre el noroeste-sureste y el oesteeste.
El plegamiento pre-andino fue tenue y causado por fuerzas
interiores que flexuraron suavemente los sedimentos, o formaron
monoclinales, debido tanto a la extensión de la cuenca, como por
efecto del borde de los bloques tensionales del Silúrico temprano.
Estas estructuras monoclinales han sido reconocidas en la parte
occidental de Boomerang, así como también al norte de esta área
como Patujusal y Calavera, y hacia el este en San Ignacio, Chané y
Caimanes. Posiblemente este tipo de estructuras se extienden hacia
la zona chiquitana (Welsink et al., 1995). Algunas de éstas fueron
perforadas con resultados positivos como Patujusal, Calavera y San
Ignacio.
Recursos Minerales
Los principales recursos minerales producidos por las rocas
brasilianas de la región chiquitana, están limitados a materiales de
construcción. El más importante de ellos constituye el yacimiento
calcáreo de Yacuces, que proveerá de materia prima a la fabrica de
cemento de la localidad homónima.
En la región Chapare-Boomerang, aparte de la producción de
materiales de construcción, especialmente de arcillas, la principal
actividad económica está relacionada con los campos productores
de hidrocarburos, que se constituyeron en los últimos años en los
mayores productores de petróleo del país. Las principales roca
madre de petróleo del área provienen de las formaciones silurodevónicas
El Carmen, Roboré (Boomerang) y Limoncito.
Generally, the Neogene sequence ends in the region with the
pellitic – arenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri,
1964), which displays thicknesses exceeding 1,000 m of siltstones,
sandstones, clays and sporadic conglomeradic levels. Some of the
arenaceous levels are slightly calcareous. Just like in the sediments
of the Yecua Formation, no levels containing hydrocarbons were
detected.
Structural Synthesis
The tectonic structures originated in the Proterozoic orogenic belts
of the Guaporé Craton (San Ignacio, Sunsás and Brazilian)
controlled the sedimentation during the entire Phanerozoic. The
general trend of the structures is NW-SE, which is also the trend of
the Andean Range, from Peru to the north of Aiquile. The
Chiriguano orogeny (eo-Hercynic) had the same trend at
thecontinental level. This trend is also present at the “Alto de
Izozog.”
Most of the Chapare – Boomerang area structures are defined as
soft anticline folds, with an orientation that varies slightly from
northwest – southeast to west-east. Due to both, the basin’s
extension and the effect of the edge of the Early Silurian stress
blocks, the Pre-Andean folding was soft and caused by inner forces
that softly bent the sediments, or formed monoclines.
These monocline structures have been recognized in the western
part of the Boomerang, also to the north of this area as Patujusal
and Calavera, and to the east in San Ignacio, Chané and Caimanes.
It is likely that this type of structures extend into the Chiquitos area
(Welsink et al., 1995). Some of them were drilled with positive
results, such as Patujusal, Calavera and San Ignacio.
Mineral Resources
The main mineral resources produced by the Brazilian rocks of the
Chiquitos area are limited to construction material. The most
important resource is the Yacuces calcareous ore, which will
supply raw materials to the cement factory in the locality of the
same name.
Other than the production of construction material, particularly
clays, in the Chapare – Boomerang region the main economic
activity is related to the hydrocarbon fields. In the last few years,
these fields were the largest oil producers in the country. The main
source rock of oil in the area comes from the Silurian – Devonian
El Carmen, Roboré (Boomerang), and Limoncito formations.
123

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
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125

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 7
Introducción
Hasta 1983, todos los mapas geológicos de Bolivia representaban
el Cratón de Guaporé como una indefinida mancha roja, delimitada
al oeste y sur por el borde de afloramientos proterozoicos, y al
norte y este por la frontera con el Brasil. El esfuerzo realizado por
BGS-GEOBOL durante los últimos 15 años, permite ahora contar
con una provincia geológica bien definida, y con el detalle de
información necesaria para realizar una interpretación geológica
correcta del Cratón de Guaporé y mejor aprovechamiento de sus
recursos minerales.
El sector boliviano del Cratón de Guaporé representa tan sólo el
borde occidental del protolito cratónico de Sudamérica, conocido
como el Escudo Central Brasilero. La historia geológica de esta
provincia muestra una complejidad de eventos metamórficos,
ígneos y tectónicos, que finalmente hoy es interpretada y cronológicamente
ordenada.
En la actualidad, y desde el punto de vista geomorfológico, la
región puede ser considerada como un glacis de erosión, con
alturas variables de 700 a 400 msnm, o como una penillanura
laterítica formada a fines del Terciario y sobrepuesta a toda la
secuencia proterozoica. Sobresaliendo a este glacis, se presenta
una serie de serranías de rumbo general NW-SE y WNW-ESE,
como las de Ricardo Franco y San Simón en el norte, y Sunsás,
Santo Corazón y La Cal, entre otras, en la parte meridional,
formadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, afectadas
por diferentes eventos orogénicos. En algunos sectores sólo es
posible observar afloramientos de rocas precámbricas en pequeños
cortes de algunos ríos y en esporádicos inselberg o cerros isla,
debido a la cubierta vegetal y paleosuelos.
En el borde meridional del Cratón de Guaporé, se desarrollan sobre
las rocas proterozoicas, otras serranías de rumbo WNW-ESE,
denominadas Sierras Chiquitanas, constituidas por secuencias
paleozoicas y mesozoicas. Estas serranías, si bien están estrechamente
relacionadas al cratón, forman parte, junto con la llanura
adyacente, de la provincia geológica Sierras y Llanura Chiquitana,
que es desarrollada en el Capítulo 6.
Con el auxilio de la geocronología se definieron diferentes eventos
metamórficos, ígneos, tectónicos y sedimentarios, tanto en
territorio brasileño (Almeida et al., 1976), como en nuestro país
Introduction
Up until 1983, all the geological maps of Bolivia represented the
Guaporé Craton as an indefinite red blot, delimited to the west and
south by the Proterozoic outcrops border, and to the north and east
by the Brazilian border. The efforts of BGS-GEOBOL during the
last 15 years, gave place to a well defined geological province, and
to the necessary detailed information to make a correct geological
interpretation of the Guaporé Craton, and better use of its mineral
resources.
In the Bolivian portion of the Guaporé Craton, it represent only the
western border of the South American cratonic protolith, known as
the Central Brazilian Shield. The geological history of this unit
displays complex metamorphic, igneous and tectonic events, which
are finally interpreted and chronologically arranged today.
At present, and from the geomorphological point of view, the
region can be considered as an erosion glacis, with variable heights
ranging between 700 and 400 masl, or as a lateritic peneplain
formed towards the end of the Tertiary and overlying the entire
Proterozoic sequence. Sticking out from this glacis are a series of
ridges with general NW-SE and WNW-ESE trend, such as the
Ricardo Franco and San Simón ridges, to the north, and the Sunsás,
Santo Corazón and La Cal ranges, among others, in the meridional
part. These ridges are made up by sedimentary and metasedimentary
rocks that were affected by different orogenic events. Due
to the plant cover and the paleosols, in some sectors, only the Pre-
Cambrian rock outcrops can be seen in small cuts in some of the
rivers and in sporadic inselbergs or island hills.
In the Guaporé Craton’s meridional border, other ranges with
WNW-ESE, called the Chiquitos Ranges, unfold over the
Proterozoic rocks. These ridges are made up by Paleozoic and
Mesozoic sequences. Although these ridges are closely related to
the craton, together with the adjacent plain they make up the
Chiquitos Ranges and Plain geological province discussed in
Chapter 6.
With the help of geochronology, different metamorphic, igneous,
tectonic and sedimentary events were defined both in Brazilian
territory (Almeida et al., 1976) and in our country (Litherland &
127

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
(Litherland & Bloomfiled, 1981). En base a esos resultados y al
posterior ordenamiento de las secuencias, se reconocieron los
siguientes ciclos tectosedimentarios, que permitirán desarrollar una
comprensible relación geológica del Cratón de Guaporé.
Bloomfiled, 1981). Based on those results and the subsequent
ordering of the sequences, the following tectosedimentary cycles
were recognized, allowing the development of a comprehensible
geological relation of the Guaporé Craton.
CICLO Ma EVENTOS TECTO-OROGENICOS
BRASILIANO
SUNSAS
SAN IGNACIO
520
900
900
1280
1280
1600
Orogenia Brasiliana
Orogenia Sunsás
Orogenia San Ignacio
TRANSAMAZONICO
1600
2500
Fig. 7.1 Cuadro estratigráfico de los ciclos proterozoicos del Cratón de Guaporé.
Stratigraphic chart of Proterozoic cycles in Guaporé Cratón
CICLO TRANSAMAZÓNICO ( 2500 - 1600 Ma)
Nuevas evidencias de campo y reinterpretación de las secuencias
proterozoicas, así como la adecuación a los nuevos términos
estratigráficos para las rocas metamórficas, permiten modificar la
posición cronológica y la categoría de algunos de los complejos
más antiguos del Cratón de Guaporé.
Las rocas del Ciclo Transamazónico de Bolivia (> 2000–1600 Ma),
serán consideradas bajo el siguiente ordenamiento:
TRANSAMAZONIC CYCLE (2500 - 1600 Ma)
New field evidence and reinterpretation of the Proterozoic
sequences, as well as the adaption to new stratigraphic terms for
the metamorphic rocks, enable the modification of the
chronological position and category of some of the oldest
complexes of the Guaporé Craton.
The rocks of the Transamazonic Cycle in Bolivia (> 2000–1600
Ma), will be considered according to the following order:
Complejos:
Chiquitanía - Santa Rita - Río Fortuna - Aventura
Complejo Lomas Manechis
En Bolivia, las rocas previas a la Orogenia San Ignacio son
conocidas como el Basamento Metamórfico. Este basamento está
formado por todos los complejos metamórficos de los ciclos
Transamazónico y San Ignacio.
El más antiguo de los complejos aflorantes en la parte boliviana del
Cratón de Guaporé corresponde al Complejo Lomas Manechis
(Grupo de Granulita y Paragneis Lomas Maneches de Litherland
et al., 1979). Estas rocas proporcionaron edades Rb/Sr cercanas a
los 2000 Ma, por consiguiente están relacionadas al Ciclo Trans-
In Bolivia, the rocks prior to the San Ignacio Orogeny are known as
the Metamorphic Basement. This basement is made up by all the
metamorphic complexes of the Transamazonic and San Ignacio
cycles.
The oldest of the outcropping complexes in the Bolivian part of the
Guaporé Craton is the Lomas Manechis Complex (Lomas
Maneches Granulite and Paragneis Group of Litherland et al.,
1979). These rocks gave ages near 2000 Ma, thus being related to
the Transamazonic Cycle established in Brazil. Nevertheless, since
128

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
amazónico establecido en Brasil. Sin embargo, esta edad define
sólo la etapa de metamorfismo, por lo que las rocas originales que
dieron origen a las granulitas, son indudablemente más antiguas,
posiblemente pertenecientes al Arqueano (> 2500 Ma).
Estas rocas constituyen un cinturón orogénico formado por rocas
de medio a alto grado metamórfico, que inicialmente fueron
denominadas “Grupo Lomas Maneches”. Los últimos trabajos de
SERGEOMIN (incluido el Mapa Geológico del Precámbrico,
1994), modifican el nombre y la categoría a Complejo Lomas
Manechis. Esta unidad, también conocida como “Grupo
Granulitas”, está constituida por neises de cuarzo feldespático,
granulitas de hipersteno, granulitas de cordierita, granulitas de
calcosilicatos y leptitas (granulitas cuarzo feldespáticas).
En la región de San Ignacio de Velasco, se reconocieron cuatro
unidades dentro del Complejo Lomas Manechis que, de base a
tope, corresponden a Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos y
Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). En cambio, en la zona
de Las Petas - San Matías, se reconocieron solo tres: Río Tunás,
Río Urucú y San Bartolo (Pitfield et al., 1979).
Las rocas del Complejo Lomas Manechis no están reportadas en la
región norte del cratón, es decir en las áreas de Magdalena, Puerto
Villazón y la Serranía de Huanchaca.
Desarrollados con una mayor extensión areal que la anterior
unidad, debido a que se encuentran a lo largo de todo el cratón, se
sobreponen sobre el Complejo Lomas Manechis, una serie de
complejos metamórficos denominados: Chiquitanía (en la zona
norte y este: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción
y San Ramón), Santa Rita (en San Ignacio de Velasco), Río
Fortuna (en Las Petas-San Matías) y Aventura (en San José de
Chiquitos, Santo Corazón y Roboré).
El Complejo Chiquitanía (Litherland & Bloomfield, 1981)
corresponde principalmente a neises micáceos, cuarzo
feldespáticos, variablemente migmatizados.
En la región de San Ramón, como base de esta secuencia fue
definido el Complejo o Dominio migmatítico Momene/Las
Madres (Fletcher et al., 1979 y Adameck et al., 1996) para un
conjunto de migmatitas no diferenciadas, neises y granitos, así
como otros cuatro dominios, relacionados al Complejo La Bella,
cuya ubicación estratigráfica aún no está claramente definida,
debido a su posición intermedia entre el Complejo Chiquitanía y el
Supergrupo San Ignacio. Estos dominios, cuyos nombres se
entremezclan con los del Complejo La Bella, son de base a tope, el
Dominio Paquío que corresponde a metasamitas con biotitamuscovita-cuarzo
y esquistos con sillimanita-granate; el Dominio
Zuruquizo integrado por dos secuencias, la basal por neises
samíticos bandeados, ortoneises leptíticos, anfibolitas e
intercalaciones de rocas calcosilicatadas, y la secuencia superior
por esquistos micáceos, también bandeados, y rocas calcosilicatadas.
El Dominio San Francisco, representado en la base por
para- y ortoneises no diferenciados, neises leptíticos, anfibolitas y
rocas calcosilicatadas; en la parte superior esquistos micáceos en
transición a neises con sillimanita e intercalación de rocas
calcosilicatadas bandeadas. Finalmente, el Dominio San Ramón,
integrado también por dos secuencias, la inferior con para y
this age only defines the metamorphis stage, the original rocks that
gave place to the granulites are undoubtedly older, possibly
belonging to the Archean (> 2500 Ma).
These rocks make up an orogenic belt formed by medium to high
metamorphic grade rocks, which were called initially the “Lomas
Maneches Group.” The latests work done by SERGEOMIN
(including the Pre-Cambrian Geological Map, 1994) change the
name and category to Lomas Manechis Complex. Also known as
the “Granulite Group,” this unit is made up by feldspathic quartz
gneisses, hyperstene granulites, cordierite granulites, calc-silicate
and leptite granulites (feldspahtic quartz granulites).
In the San Ignacio de Velasco region, four units were recognized
within the Lomas Manechis Complex, namely the Río Tunás, Río
Urucú, Cuatro Hermanos and Carmen de Ruíz (Litherland et
al., 1979). On the other hand, in the Las Petas – San Matías area,
only three units were recognized: the Río Tunás, Río Urucú and
San Bartolo (Pitfield et al., 1979).
Rocks of the Lomas Manechis Complex have not been reported in
the northern region of the craton; that is, in the Magdalena, Puerto
Villazón and Huanchaca Ridge areas.
Lying over the Lomas Manechis Complex, a series of metamorphic
complexes called: Chiquitanía (in the northern and eastern area:
Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción and San
Ramón), Santa Rita (in San Igancio de Velasco), Río Fortuna (in
Las Petas – San Matías) and Aventura (in San José de Chiquitos,
Santo Corazón and Roboré) unfolds with greater area extension
that the previous unit, since these complexes are located along the
entire craton.
The Chiquitanía Complex (Litherland & Bloomfield, 1981)
pertains mainly to micaceous and variably migmatized quartzfeldspathic
gneisses.
As base of this sequence, in the San Ramón region, the migmatic
Momene/Las Madres Complex or Domain (Fletcher et al., 1979
and Adameck et al., 1996) was defined for a set of undifferentiated
migmatites, gneisses and granites, as well as other four domains
that are related to the La Bella Complex, and whose stratigraphic
location is not defined clearly due to its intermediate position
between the Chiquitanía Complex and the San Ignacio Supergroup.
With their names intermingled with those of the La Bella Complex,
from base to top, these domains are: the Paquío Domain,
corresponding to metasamites with biotite-muscovite-quartz, and
sillimanite . garnet schists; the Zuruquizo Domain is integrated by
two sequences: the basal sequence is made up by banded samitic
gneisses, leptitic orthogenisses, amphibolites and interbedding of
calc-silicated rocks, and the upper sequence by micaceous schists
that are banded as well, and calc-silicated rocks. The San
Francisco Domain is represented at the base by undifferentiated
para- and orthogneisses, leptitic gneisses amphibolites and calcsilicated
rocks; in the upper part, by micaceous schists shifting to
gneisses, with sillimanite and interbedding of calc-silicated banded
rocks. Finally, the San Ramón Domain is also made up two
sequences: the lower one, with biotite-sillimanite para- and ortho-
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
ortoneises de biotita-sillimanita, anfibolitas migmatitas, así como
granodioritas y cuarzodioritas neísicas; la secuencia superior por
esquistos micáceos con numerosas intercalaciones de anfibolita
hornbléndica (Adameck et al., 1996).
El Complejo Santa Rita (Litherland et al., 1979) aflora en la
región de San Ignacio de Velasco. Tiene una posición intermedia
entre el Complejo Lomas Manechis y el Supergrupo San Ignacio.
Según Berrangé & Litherland (1982), las principales litologías
incluyen a un conjunto de neises de biotita, granate-biotita,
muscovita-biotita y muscovita-granate-biotita, así como de
cuarcita, metasamita y anfibolita.
En el área de Las Petas – San Matías, se dispone por encima del
Complejo Lomas Manechis otro conjunto metamórfico, equivalente
a los complejos Chiquitanía y Aventura. Esta unidad fue
denominada por Pitfield et al. (1979) como Complejo Río
Fortuna. Es un conjunto de metasedimentos y paraneises que se
asientan de forma transicional sobre las rocas del subgrupo San
Bartolo del Complejo Lomas Manechis. En la región están ausentes
rocas del Supergrupo San Ignacio y las metamorfitas del Complejo
Río Fortuna están cubiertas por rocas del Grupo Sunsás. La unidad
más alta del Complejo es la Formación Ascensión (Pitfield et al.,
1979), constituida por neises con meta-arcosas.
En el borde sur del Cratón de Guaporé (área de San José de
Chiquitos, Santo Corazón y Roboré), sobre el Complejo Lomas
Manechis, se presentan en forma concordante los esquistos y neis
del Complejo Aventura (Grupo Aventura de Mitchell et al.,
1979). Esta unidad fue inicialmente ubicada en el Ciclo San
Ignacio por el autor del nombre. Curro et al. (1997, en prensa) y
Landívar et al. (1997, en prensa) lo asignan al Ciclo Transamazoniano
y le dan la categoría de Complejo, en consideración a que
no sólamente está formado por metasedimentos, sino también por
ortoneises. En este complejo fueron emplazados cuerpos
granitoides durante la Orogenia San Ignacio, y posteriormente, al
inicio del Proterozoico superior (Orogenia Sunsás), fue intruido por
pegmatitas, diques de rocas máficas, granitos y vetas de cuarzo. El
Complejo Aventura está dividido en tres unidades, que de base a
tope corresponden al Dominio Patujú, la Secuencia Cristal y la
Secuencia Bahía La Tojas.
La unidad basal, el Dominio Patujú (Formación Gneis Patujú de
Mitchell et al, 1979), corresponde a un neis de biotita-plagioclasa,
que se presenta como amplias bandas de hasta 8 km de ancho.
Intrusiones posteriores de cuerpos granitoides, y un metasomatismo
de feldespato potásico, afecta a esta unidad. Se pueden diferenciar
tres conjuntos (Landívar et al., 1997): migmatitas de diversas
estructuras y formas; ortoneises foliados, augengneis y granitoides
no diferenciados, y finalmente paraneises.
La Secuencia Cristal (Formación Esquistos Cristal de Mitchell et
al., 1979) está constituida en la base por esquistos conglomerádicos.
Siguen esquistos samíticos pobremente micáceos,
esquistos de muscovita, neises cuarzo feldespáticos, cuarcitas y
otras variedades de esquistos. Todas estas rocas son ricas en mica y
presentan metamorfismo de grado medio. La Secuencia Cristal es
frecuentemente intruida por pegmatitas dispuestas de forma
paralela a la esquistosidad.
gneisses, migmatite amphibolites, as well as gneissic granodiorites
and quartzdiorites; the upper sequence is made up by micaceous
schists with a large number of hornblende amphibolite interbedding
(Adameck et al., 1996).
The Santa Rita Complex (Litherland et al., 1979) outcrops in the
San Ignacio de Velasco region. It is positioned inbetween the
Lomas Manechis Complex and the San Ignacio Supergroup.
According to Berrangé & Litherland (1982), the main lithologies
include a set of biotite, garnet-biotite, muscovite-biotite and
muscovite-garnet-biotite gneisses, as well as by quartzite,
metasamite and amphibolite.
Lying over the Lomas Manechis Complex, in the Las Petas – San
Matías area, there is another metamorphic set which is equivalent
to the Chiquitanía and Aventura complexes. This unit was called
Río Fortuna Complex by Pitfield et al. (1979). It is a set of
metasediments and paragneisses that settle transitionally over the
rocks of the San Bartolo subgroup in the Lomas Manechis
Complex. The rocks of the San Ignacio Supergroup are absent in
this region, and the metamorphites of the Río Fortuna Complex are
covered by the rocks of the Sunsás Group. The Complex’s highest
unit is the Ascensión Formation (Pitfield et al., 1979), which is
made up by genisses with metarkoses.
On the southern border of the Guaporé Craton (the area of San José
de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré), the schists and gneisses
of the Aventura Complex (Aventura Group of Mitchell et al.,
1979) are present in conformity over the Lomas Manechis
Complex. This unit was initially placed in the San Ignacio Cycle
after the author´s name taking into consideration that it is not only
made up by metasediments but also by orthogneisses, Curro et al.
(1997, in press) and Landívar et al. (1997, in press) assign it to the
Tranzamazonic Cycle and give it the category of Complex. During
the San Ignacio Orogeny, granitoid bodies were bedded in this
complex, and later, at the beginning of the Upper Proterozoic
(Sunsás Orogeny), the complex was intruded by pegmatites, mafic
rock dikes, granites, and quartz veins. From the base to the top, the
Aventura Complex is divided into three units: the Patujú Domain,
the Cristal Sequence and the Bahía Las Tojas Sequence.
The basal unit, the Patujú Domain (Patujú Gneiss Formation of
Mitchell et al, 1979) pertains to a biotite-plagioclase gneiss,
displaying wide bands up to 8 km of width. This unit was affected
by later intrusions of granitoid bodies and a potasic feldspar
metasomatism. Three sets can be differentiated (Landívar et al.,
1997): migmatites of diverse structures and forms; foliated orthogneisses,
augengneisses and undifferentiated granitoids; and
finally, paragneisses.
At the base, the Cristal Sequence (Cristal Schist Formation of
Mitchell et al., 1979) is made up by conglomeradic schists,
followed by poorly micaceous samitic schists, muscovite schists,
quartz-feldspathic gneisses, quartzites and other schist varieties.
All these rocks are rich in mica and display a medium grade
metamorphism. The cristal Sequence is frequently intruded by
pegmatites laid out parallel to the schistosity.
130

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Finalmente, la Secuencia Bahía Las Tojas (Formación Gneis
Bahía Las Tojas de Mitchell et al., 1979) es la unidad
metasedimentaria de bajo grado, correspondiente a una facies de
esquistos verdes, cuarcitas micáceas de color gris claro, metaarenitas
y meta-arcosas de color gris verdoso, con relaciones
gradacionales entre sí. El ambiente original de esta unidad
correspondió a un ambiente litoral (Landívar et al., 1997).
El Grupo San Pablo (formaciones San Diablo, San Juanama o
Sanjuanema, Los Huasos y Tarumá) es considerado dentro del
Complejo Aventura.
Para el área de Concepción, existen diferentes criterios respecto a
la posición estratigráfica del Grupo La Bella. Tradicionalmente fue
ubicado en el siguiente ciclo, es decir, en el Supergrupo San
Ignacio. Sin embargo, como se explicará más adelante, existe la
tendencia a considerarla parte del Complejo Chiquitanía.
Las unidades definidas para el Grupo La Bella (Fletcher et al.,
1979) corresponden a la Formación Porvenir (Fletcher et al.,
1979), formada por metasedimentos arenáceos, principalmente
cuarcíticos, y bandas de silicatos cálcicos, derivados del
metamorfismo dinamotérmico de sedimentos arcillosos y
dolomíticos. Fletcher (1979, p. 12) postula una transición de las
metasamitas a paragneises feldespáticos y neises graníticos de
biotita. Continúa la Formación Quiser (Fletcher et al., 1979),
representada por una sucesión alternada de esquistos de muscovita,
biotita y anfíboles. Al sur de la Estancia El Prado, esta unidad
contiene horizontes de silicatos ferrosos de ambiente marino.
Finalmente, se encuentra la Formación Dolorida (Fletcher et al.,
1979), constituida por esquistos semipelíticos con abundante
cuarzo y muscovita, biotita minoritaria, granate y estaurolita, así
como esquistos grafíticos y rocas de silicatos cálcicos.
Conforme se indicó líneas arriba, la posición estratigráfica del
Grupo La Bella es tema de discusión. Para Fletcher & Litherland
(1981) es intermedia entre los complejos. Para López & Bernasconi
(1988) pertenece al Supergrupo San Ignacio, y está por encima del
Grupo Naranjal. Finalmente, para Adameck et al. (1996), pertenece
al Complejo Chiquitanía. En este trabajo se considera una posición
intermedia entre los dos grandes complejos.
También se asignan al Grupo La Bella las formaciones Suruquizo
(Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) y Zapocoz
(Fletcher et al., 1979).
Finally, the Bahía Las Tojas Sequence (Bahía Las Tojas Gneiss
Formation of Mitchell et al., 1979) is the low grade metasedimentary
unit, pertaining to a facies of greenschist, light gray
micaceous quartzites, greenish gray meta-arenites and metaarkoses,
with gradation relations among each other. This unit’s
original environment was an offshore environment (Landívar et al.,
1997).
The San Pablo Group (San Diablo, San Juanama or Sanjuanema,
Los Huasos and Tarumá formations) is considered within the
Aventura Complex.
There are different criteria regarding the stratigraphic position of
the La Bella Group for the Concepción area. Traditionally, this
group was placed in the subsequent cycle, that is, in the San
Ignacio Supergroup. However, as explained further ahead, the trend
to consider it as part of the Chiquitanía Group exists.
The units defined for the La Bella Group (Fletcher et al., 1979)
refer to the Porvenir Formation (Fletcher et al., 1979), made up by
mainly quartzitic arenaceous metasediments and calcic silicate
bands, derived from the dynamothermal metamorphism of the
argillaceous and dolomitic sediments. Fletcher (1979, p. 12)
suggests a transition of the metasamites to biotite granitic paragneisses.
The Quiser Formation (Fletcher et al., 1979) follows,
represented by an alternated succession of muscovite, biotite and
amphibol schists. South of Estancia El Prado, this unit contains
marine environment ferrous silicate horizons. Finally, the Dolorida
Formation (Fletcher et al., 1979) is present. It is made up by semipellitic
schists with plenty of quartz and muscovite, a minor portion
of biotite, garnet and staurolite, as well as graphitic schists and
calc-silicate rocks.
As indicated above, the stratigraphic position of the La Bella Group
is topic of discussion. For Fletcher & Litherland (1981), its position
is intermediate between both complexes. For López & Bernasconi
(1988), it belongs to the San Ignacio Supergroup, and is placed
over the Naranjal Group. Finally, for Adameck et al. (1996), it
belongs to the Chiquitanía Complex. This paper takes on an
intermediate position between the two big complexes.
The Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982)
and Zapocoz (Fletcher et al., 1979) formations are also assigned to
the La Bella Group.
CICLO SAN IGNACIO (1600 - 1300 Ma)
Los afloramientos más extensos del sector boliviano del Cratón de
Guaporé están constituidos por las secuencias del Ciclo San
Ignacio, referidos tanto a los metasedimentos del sector central y
meridional, como a los cuerpos intrusivos de la orogenia,
localizados principalmente en el sector septentrional. Durante este
ciclo se diferencian dos eventos, el ciclo inferior depositacional
(1600-1400 Ma), correspondiente a las extensas e importantes
secuencias sedimentarias, metasedimentarias y metamórficas,
reunidas en el Supergrupo San Ignacio, y el evento superior
SAN IGNACIO CYCLE (1600 - 1300 Ma)
The most extensive outcrops in the Bolivian sector of the Guaporé
Craton are made up by the San Ignacio sequences, referring to
both, the metasedimentites of the central and meridional sectors,
and the intrusive bodies of the orogeny, located mainly in the
northern sector. Two events are differentiated in this cycle: the
lower depositional cycle (1600–1400 Ma), corresponding to
extensive and important sedimentary, metasedimentary and
metamorphic sequences, joined in the San Ignacio Supergroup; and
the upper orogenic event (1400 to 1280 Ma), pertaining to the San
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
orogénico (1400 a 1280 Ma), que corresponde a la Orogenia San
Ignacio, cuyos granitoides cubren gran parte del sector
septentrional. La diferencia más importante con las rocas del Ciclo
Transamazónico es que las rocas del Ciclo San Ignacio fueron
afectadas por un metamorfismo de menor grado.
Ignacio Orogeny, the granitoids of which cover great part of the
northern sector. The most important difference between the San
Ignacio and the Transamazonic Cycle rocks is that the former were
affected by a lower degree of metamorphism.
Supergrupo San Ignacio
Entre los 1600 y 1400 Ma se desarrolló en el oriente boliviano una
secuencia metamórfica aflorante en el norte y oeste del cratón.
Rocas del supergrupo no están presentes hacia el este, es decir en el
área de La Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo
Corazón y Roboré.
Los afloramientos más septentrionales del Supergrupo San Ignacio
están desarrollados en el norte en el área de Magdalena - Puerto
Villazón, colindantes con el Río Iténez o Guaporé. En este sector
se puede observar la siguiente secuencia:
San Ignacio Supergroup
Outcropping to the north and west of the craton, between 1600 and
1400 Ma, a metamorphic sequence developed in eastern Bolivia.
Rocks of the Supergroup are absent to the east, that is, in the areas
of Las Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón
and Roboré.
The northernmost outcrops of the San Ignacio Supergroup
developed to the north of the Magdalena – Puerto Villazón area,
adjacent to the Itenez or Guaporé River. In the sector, the following
sequence can be observed:
+ + + + + + + + + +
+ + OROGENIA + +
+ SAN IGNACIO +
+ + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + +
SUPERGRUPO
SAN IGNACIO
Complejo Granitoide
Pensamiento
Grupo San Simón
Grupo Serranía
Martínez
Tres Picos
Padre Eterno
San Cristobal
Piso Firme
Bella Vista
Fm. Bonanza
Fm. El Colorado
Fm. El Cerrito
Div. Cerro Azul
Div. Paquiosal
Fig. 7.2 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)
Sobre las rocas del Complejo Chiquitanía se disponen dos
conjuntos sedimentarios pertenecientes al Supergrupo San Ignacio.
El conjunto inferior, de sedimentos marinos someros, es
denominado Grupo Serranía Martínez (Pitfield et al., 1983), e
integrado por dos divisiones menores: Paquiosal, en la base, y
Cerro Azul en el tope.
Continúa otro conjunto metasedimentario denominado Grupo San
Simón, depositado en un ambiente fluvial a deltaico. Este grupo
comprende, de base a tope, a las formaciones El Cerrito, El
Colorado y Bonanza, todas ellas nominadas por Pitfield en la obra
citada.
The sedimentary sets belonging to the San Ignacio Supergroup are
laid over rocks of the Chiquitanía Complex. The shallow marine
sediment lower set is called Serranía Martínez Group (Pitfield et
al., 1983), and is made up by two lower smaller divisions:
Paquiosal at the base, and Cerro Azul at the top.
The other metasedimentary set follows. It is called the San Simón
Group, and was deposited in the fulvial to deltaic environment.
From base to top, this group comprises the El Cerrito, El
Colorado and Bonanza formations, all named by Pitfield in the
work quoted above.
132

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
133

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Posteriormente, se produjeron en el área de Villazón, las
intrusiones de granitoides y los efectos dinamotérmicos del
Complejo Granitoide Pensamiento, de la Orogenia San Ignacio,
cuya actividad y efectos se discutirán a continuación.
Al sur de Puerto Villarroel se encuentra la Serranía de Huanchaca.
Aquí el Supergrupo San Ignacio tiene un desarrollo similar, aunque
en ese sector se adoptaron nombres locales para los grupos que lo
integran. El siguiente cuadro ilustra esta situación:
In the Villazón area, later on took place the granitoid intrusions and
the dynamothermal effects of the Pensamiento Granitoid
Complex, of the San Ignacio Orogeny. The activity and effects of
the latter will be discussed as follows.
South of Puerto Villarroel is the Huanchaca Ridge. Here, the San
Ignacio Supergroup has a similar development, although in this
sector, local names were adopted for the groups that are part of it.
This situation is illustrated by the following table:
+ + Orogenia + +
+ San Ignacio + +
Complejo Granitoide Pensamiento
Supergrupo
San Ignacio
Grupo Dalriada
Grupo Primavera
Fig. 7.4 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)
A manera de megaxenolitos (roof pendants) dentro del Complejo
de granitoides Pensamiento, afloran los grupos Primavera y
Dalriada, que corresponden también a rocas sedimentarias,
volcanosedimentarias y metasedimentarias de bajo grado
metamórfico.
El Grupo Primavera (Litherland et al., 1982) está constituido por
una secuencia arcósica, esquistos, cuarcitas y meta-areniscas,
incorporados como grandes cuerpos dentro de los granitoides
Pensamiento. Por encima, el Grupo Dalriada (Litherland et al.,
1982) está formado por metacuarcitas, filitas y metavolcanitas, de
bajo grado. La anterior secuencia está afectada por la orogenia
sanignaciana.
En el área de Concepción, San Javier y San Ramón, sobrepuesto al
Complejo Chiquitanía, se presenta el Supergrupo San Ignacio
(Litherland et al., 1979), al que inicialmente se le atribuyeron los
grupos La Bella (descrita lineas arriba) y Naranjal. En vista de las
consideraciones insertas al final de la descripción del Complejo
Chiquitanía, acá se describirá solamente el Grupo Naranjal.
El Grupo Naranjal (Fletcher et al., 1979) se caracteriza, según el
autor del nombre, por una sucesión de sedimentos argiláceos y
arenáceos afectados por metamorfísmo de bajo grado, que formó
filitas, metasamitas y esquistos. El Grupo Naranjal comprende las
siguientes unidades: en la base la Formación Sutó (Fletcher et al.,
1979), formada por cuarcitas feldespáticas verdosas alternadas con
cuarcitas micáceas, meta-arenitas líticas y filitas grises. La
Formación La Honda (Fletcher et al., 1979), constituida por filitas
grises o verdosas, con bandas intercaladas de cuarcitas feldespáticas
negruzcas y cuarcitas micáceas. Esta unidad contiene
horizontes de rocas metavolcánicas, tales como tobas y flujos
basálticos, y rocas volcanocásticas. Culmina la secuencia con la
Formación Santa Rosa (Fletcher et al., 1979), configurada por
The Primavera and Dalriada groups outcrop as megaxenoliths
within the Pensamiento Granitoid Complex, pertaining also to low
metamorphic grade sedimentary, volcanosedimentary, and metasedimentary
rocks.
The Primavera Group (Litherland et al., 1982) is made up by an
arkosic sequence, schists, quartzites and meta-sandstones, all
incorporated as large bodies withing the Pensamiento granitoids.
Above the former, the Dalriada Group (Litherland et al., 1982) is
made up by metaquartzites, phyllites and low grade metavolcanites.
The sequence above is affected by the San Ignacio Orogeny.
In the Concepción, San Javier, and San Ramón area, lying over the
Chiquitanía Complex is the San Ignacio Supergroup (Litherland et
al., 1979), to which the La Bella (described above) and Naranjal
groups were initially attributed. In view of the considerations
included at the end of the description of the Chiquitanía Group,
only the Naranjal Group will be described in this section.
According to the author of its name, the Naranjal Group (Fletcher
et al., 1979) features a succession of argillaceous and arenacous
sediments that were affected by a low grade metamorphism which
formed phyllites, metasamites and schists. The Naranjal Group
comprises the following units: at the base, the Sutó Formation
(Fletcher et al., 1979), made up by greenish feldspathic quartzites,
alternated by micaceous quartzites, lithic meta-arenites and gray
phyllites. The La Honda Formation (Fletcher et al., 1979) is made
up by gray or greenish phyllites with bands interbedded by blackish
feldspathic quartzites and micaceous quartzites. This unit contains
metavolcanic rock horizons, such as tuffs and basaltic flows, and
volcanoclastic rocks. The sequence ends with the Santa Rosa
Formation (Fletcher et al., 1979), which is made up by a series of
134

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
series de filitas negras de exfoliación fina y frecuente silicificación,
que incluye además algunas bandas de anfibolita vinculadas a
esquistos muscovíticos.
En el área de San Ramón (Adameck et al., 1996), el Grupo
Naranjal tiene una conformación ligeramente diferente. Está
constituido por nueve unidades: una cuarcita basal (Formación San
Pablo); seguida por las metatobas bandeadas de la Formación
Taporo; una tufita-filita máfica; volcanitas félsicas; prosiguen
filitas negras de la Formación Santa Rosa; continúan filitas a
volcanitas máficas; cuarcitas y riolitas; volcanitas máficas a filitas;
metavolcanitas riolíticas de la Formación Guapomó, y culmina con
filitas y tufitas félsicas.
En la parte más alta del supergrupo, en la región de San Ramón, se
ubica la Sucesión Aguas Calientes (Adameck et al., 1996), en la
que se reconocieron dos unidades, esquistos y anfibolitas, y las
meta-turbiditas de la Formación San José Obrero.
Finalmente, en el área de San Ignacio de Velasco, el Supergrupo
San Ignacio está representado por las formaciones: San Rafael,
Motacú, Suponema y Los Patos (Litherland et al., 1979).
En el borde sureste del Cratón de Guaporé (área de San José de
Chiquitos, Santo Corazón, Roboré y Rincón del Tigre) no afloran
rocas del Supergrupo San Ignacio.
Orogenia San Ignacio
Como conclusión del Ciclo San Ignacio, entre los 1400 y 1280 Ma,
se desarrolló un importante evento ígneo, que corresponde a la
primera orogenia documentada en Bolivia, caracterizada por el
emplazamiento e intrusión de cuerpos granitoides, complejos
granofíricos y otras manifestaciones magmáticas. Los más importantes
ejemplos de esta actividad intrusiva son los siguientes.
En el área de Puerto Villazón (norte del cratón), luego del depósito
de los metasedimentos del Grupo San Simón, y a partir de los 1400
Ma, como se indicó líneas arriba, sobrevino la actividad plutónica y
la deformación dinamotérmica producida por la orogenia San
Ignacio.
Todos estos cuerpos granitoides fueron agrupados dentro del
Complejo Granitoide Pensamiento (Litherland & Klinck, 1981),
en el que se reconocieron cinco cuerpos diferentes: La suite del
microgranito foliado Bella Vista, la suite del granófiro Piso Firme,
el metagranito San Cristobal, el granito Padre Eterno y la suite
del granito Tres Picos.
El Complejo Pensamiento tiene el mayor desarrollo áreal de los
granitoides de la Orogenia San Ignacio. Alcanza la Serranía de
Huanchaca, y más al sur hasta el paralelo 15º 30’.
En el área de San Ignacio de Velasco, las rocas granitoides y
migmatitas pueden ser divididas en dos amplios grupos cronológicos:
el temprano y el tardío (Litherland et al., 1979). El grupo
“temprano” define a aquellos relacionados esencialmente con las
fases de deformación D i 1 y D i 2 que son eventos estructurales “pre-
Sunsas” (pre-1.300 Ma). Los granitoides y migmatitas “tardíos”
están relacionados con las fases de deformación D i 3 y D i 4 (1.050 –
black phyllites, with fine exfoliation and frequent silicification, it
also includes some amphibolite bands, linked to muscovitic schists.
In the San Ramón area (Adameck et al., 1996), the Naranjal Group
has a slightly different composition. It is made up by nine units: a
basal quartzite (San Pablo Formation), followed by the banded
metatuffs of the Taporo Formation; a mafic tuffite-phyllite; felsic
volcanites; continuing with the black phyllites of the Santa Rosa
Formation; followed by the phyllites to mafic volcanites; quartzites
and rhyolites; mafic volcanites to phyllites; rhyolitic metavolcanites
of the Guapomó Formation, and ending with felsic
phyllites and tuffites.
In the San Ramón region, the Aguas Calientes Succession
(Adameck et al., 1996) is located at the Supergroup’s highest part,
where two units were recognized: schists and amphibolites, and
the meta-turbidites of the San José Obrero Formation.
Finally, in the San Ignacio de Velasco area, the San Ignacio
Supergroup is represented by the San Rafael, Motacú, Suponema
and Los Patos formations (Litherland et al., 1979).
No rocks of the San Ignacio Supergroup outcrop on the Guaporé
Craton’s southeastern border (area of San José de Chiquitos, Santo
Corazón, Roboré and Rincón del Tigre).
San Ignacio Orogeny
As an end to the San Ignacio Cycle, between 1400 and 1280 Ma, an
important igneous event took place, corresponding to the first
orogeny documented in Bolivia. It features the bedding and
intrusion of granitoid bodies, granophyric complexes, and other
magmatic manifestations. The most important examples of this
intrusive activity are the following:
As indicated above, after the deposition of the metasediments of
the San Simón Group, and starting at 1400 Ma, plutonic activity
and dynamothermal deformation produced by the San Ignacio
Orogeny took place in the Puerto Villazón area (north of the
craton).
All these granitoid bodies were grouped within the Pensamiento
Granitoid Group (Litherland & Klinck, 1981). Five different bodies
were distinguished in this complex: the Bella Vista foliated
microgranite suite, the Piso Firme granophyre suite, the San
Cristobal metagranite, the Padre Eterno granite, and the Tres
Picos granite suite.
The Pensamiento Complex holds the largest area development of
the San Ignacio Orogeny granitoids. It encompasses the Huanchaca
Range, and further south, it reaches the 15º 30’ parallel.
In the San Ignacio de Velasco area, the granitoid and migmatic
rocks can be divided into two wide chronological groups: late and
early (Litherland et al., 1979). The “early” group refers to all of
those that are esentially related to the D i 1 and D i 2 deformation
phases, which are the ”Pre-Sunsás” structural events (before 1300
Ma). The “late” granitoids and migmatites are related to the D i 3
and D i 4 (1.050 – 950 Ma) deformation phases. Another example of
135

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
950 Ma). Otro ejemplo de la etapa temprana constituye el Granito
Cañón Colina. Como ejemplo de la etapa tardía se cuenta con los
plutones de Metagranito San Rafael y Espíritu, y los granitos
anatécticos de Motacucito y Santa Catalina.
En el área de Santo Corazón - Serranía Los Tajibos fueron
emplazados durante esta orogenia los siguientes cuerpos
granitoides: Porfiroclástico, Lucma, Tauca, Correreca, e intrusiones
máficas de anfibolitas (Curro et al., 1997, en prensa).
En el área de San José - San Diablo, son atribuidos a esta orogenia
los granitoides Colmena, Tauca, Ataito, San Pablo, así como
pequeñas intrusiones máficas (Landívar et al., en prensa).
La explicación sobre este evento contenida en el Mapa del
Precámbrico de 1983, es ilustrativa de las deformaciones
producidas, por lo que se la transcribe a continuación: “Este evento
tectono-metamórfico estableció esencialmente el patrón de división
de las mayores unidades de roca del área: las superunidades del
Basamento Metamórfico y el amplio emplazamiento de los
granitos. Han sido establecidas dos fases mayores de deformación
penetrativa acompañada por metamorfismo regional de bajo a alto
grado. El evento Do2 de rumbo N a NE involucró plegamiento
vertical con recumbencia en el NE. Fue acompañado por amplia
migmatización y probablemente estableció isogrados casi horizontales
posteriormente plegados por Do3, por lo que las granulitas,
gneises y esquistos conforman los anticlinorios, las regiones de los
flancos y los sinclinorios de Do3 respectivamente. El plegamiento
Do3, esencialmente vertical y de rumbo general NO, fue
acompañado por la generación de granitos sin-cinemáticos de
megacristales de feldespato potásico datados a ca 1,350 Ma,
especialmente en el norte, donde el extensivo desarrollo de los
granitos podría representar un manto batolítico enraizado en el sud
en gneises y granulitas de alto grado, y techado en el norte por
esquistos de bajo grado. También fueron formados complejos
granofíricos de más alto nivel e intrusiones máficas menores. Do3
fue seguida por fases de deformación no penetrativa las cuales
controlaron en cierto grado el remplazamiento de los granitoides
tardios y post-cinemáticos, de edad ca 1,300 Ma, que comprenden
plutones graníticos de alto nivel con xenolitos tonalíticos, y en un
sector, un complejo alcalino bandeado en el cual las nordmarkitas
exponen estructuras de estratificación cruzada. Es probable que el
Orógeno San Ignacio se extienda dentro del Brasil hasta una línea
de rumbo NO por Pimenta Bueno. Al NE de esta lineas, ocurren
secuencias supracorticales relativamente no perturbadas datadas en
ca 1,600 Ma y cortadas por granitos anorogénicos de ca 1,300 Ma.”
the early stage is the Cañón Colina Granite. As example for the late
stage, the plutons of the San Rafael and Espíritu Metagranite, and
the anatectic granites of Motacucito and Santa Catalina can be
quoted.
In the Santo Corazón–Los Tajibos Range area, the following
granitoid bodies were embedded during this orogeny: Porphyroclastic,
Lucma, Tauca, Correreca, and mafic amphibolite intrusions
(Curro et al., 1997, in press).
In the San José – San Diablo area, the Colmena, Tauca, Ataito, and
San Pablo granitoids, as well as small mafic intrusions are
attributed to this orogeny (Landívar et al., in press).
The explanation of this event contained in the 1983 Pre-Cambrian
Map illustrates the deformations that were produced; thus, the
following section is transcribed: “Esentially, this tectonic metamorphic
event established the division pattern of the largest rock
units in the area: the superunits of the Metamorphic Basement and
the extensive bedding of the granites. Two major penetrative
deformation phases accompanied by low to high grade regional
metamorphism have been established. With a N to NE trend, the
Do2 involved vertical folding with recumbence in the NE. It was
accompanied by an extensive migmatization and it likely
established almost horizontal isogrades that were later folded by
Do3. Thus, the granulites, gneisses and schists make up the
anticlinoria, the flank regions and the sinclinoria of Do3,
respectively. The Do3 fold is esentially vetical and ahs a general
NO trend. It was accompanied by the generation of syn-kinematic
granites of potasic feldspar megacrystals, dated at c. 1,350 Ma,
particularly to the north, where the granites’ extensive development
could represent a batolitic mantle, rooted south in the gneisses and
high grade granulites, and covered north by low grade schists. In
addition, higher level granophyric and minor mafic intrusions were
also formed. Do3 was followed by non-penetrative deformation
phases which, to some extent, controlled the re-emplacement of
late and post-kinematic granitoids. With an age of c. 1,300 Ma,
these granitoids comprise high level granitic plutons with tonalitic
xenoliths, and in one sector, a banded alkaline complex in which
the nordmarkites display crossbedding structures. In Brazil, it is
likely that the San Ignacio Orogen extends up to a NO trend line in
the Pimienta Bueno area. NE of these lines, there are relatively
undisturbed supracortical sequences dated at c. 1,600 Ma, and
sheared by anorogenic granites of c. 1,300 Ma.”
CICLO SUNSAS (1280 - 900 Ma)
Al igual que el anterior ciclo, está diferenciado en dos grandes
eventos, el primero de carácter sedimentario y el segundo,
orogénico. Las rocas del primer evento fueron depositadas por
ríos provenientes del norte, sobre la superficie peneplanizada del
Orógeno San Ignacio. El segundo evento, al final del ciclo (entre
los 1000 y 900 Ma), produjo el emplazamiento de granitoides y
otras rocas ígneas, así como alteraciones producidas por
metamorfismo.
SUNSAS CYCLE (1280 - 900 Ma)
Just like the previous cycle, this cycle is separated into two large
events: the nature of the first event is sedimentary, and orogenic in
the case of the second one. The rocks of the first event were
deposited by the rivers coming from the north, on a peneplanated
surface of the San Ignacio Orogen. At the end of the cycle
(between 1000 and 900 Ma), the second event caused the
emplacement of granitoids and other igneous rocks, as well as
alterations brought on by metamorphism.
136

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
El primer evento de este ciclo, producido entre los 1280 y 1000
Ma, está representado principalmente por las secuencias
sedimentarias pertenecientes a los grupos Huanchaca, Sunsás,
Vibosi y Tajibos.
En el sector norte, en la Serranía de Huanchaca, en discordancia
sobre las rocas previas del Ciclo San Ignacio (grupos Primavera y
Dalriada, y Complejo Pensamiento), se desarrolla otra unidad de
ambiente aluvial y deltaico, equivalente al Grupo Sunsás del sur,
que toma el nombre de la serranía homónima. El Grupo
Huanchaca (Ahlfeld, 1946) está integrado de base a tope por las
formaciones Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas y Río Verde.
La unidad basal, la Formación Arco Iris (Litherland et al., 1982),
está constituida por areniscas con intercalaciones de
conglomerados y lutitas; la Formación Buena Vista (Litherland et
al., 1982), por areniscas con estratificación cruzada tabular-planar;
y la Formación Cuatro Carpas (Litherland et al., 1982), formada
por cuarcitas intercaladas por delgados niveles de conglomerados.
Finalmente, el Grupo Huanchaca concluye con la Formación Río
Verde (Litherland et al., 1982), que representa una alternancia de
lutitas y cuarcitas.
El Grupo Sunsás (Oviedo & Justiniano, 1967) fue definido en la
serranía del mismo nombre. El Grupo Sunsás está compuesto de
cuarcitas, areniscas, lutitas y conglomerados oligomícticos de
cuarzo, de 1.000 a 6.000 m de espesor, depositados por ríos
maduros fluyendo al sud después de la peneplanización del
Orógeno San Ignacio.
En la región de Concepción, San Javier y San Ramón, el Grupo
Sunsás está constituido por las siguientes unidades, de base a tope:
Formación Cachuela (López & Bernasconi, 1989), unidad
metasedimentaria con horizontes volcanoclásticos interestratificados
hacia el tope de la secuencia; por encima, la Formación
Tusequis (Matos & Jacobs, 1994), secuencia clástica en la base y
volcano sedimentaria en la parte superior, formada por conglomerado
basal, areniscas y lavas. La secuencia del Grupo Sunsás
continúa con la Sucesión Los Tajibos (Hess, 1960), integrada por
las formaciones Zapocoz, Laguna y León. Adameck et al. (1996)
prefieren denominar a estas rocas con el nombre informal de
“Sucesión Los Tajibos”. La unidad basal, Formación Zapocoz
(Fletcher et al, 1979), está constituida por metaconglomerados,
areniscas cuarcíticas y arcósicas. La Formación Laguna (Fletcher
et al, 1979), por esquistos micáceos y esquistos grafíticos, y
finalmente la Formación León (Fletcher et al, 1979), por cuarcitas
micáceas, meta-arcosas y esquistos cuarzo-micáceos.
El Grupo Vibosi (Fletcher & Aguilera, 1978) corresponde a una
secuencia de areniscas y arcosas de aproximadamente 2000 m de
espesor, que supuestamente sobreyace en discordancia al Grupo
Sunsás en el SE del área. Está constituido, de base a tope, por las
siguientes unidades: Formación Santa Isabel (Fletcher & Aguilera,
1978), Formación San Marcos (Fletcher & Aguilera, 1978) y por
la Formación Santo Colombo (Mitchell et al., 1979).
The first event in this cycle, which occurred between 1280 and
1000 Ma, is represented mainly by the sedimentary sequences that
belong to the Huanchaca, Sunsás, Vibosi and Tajibos groups.
In the northern sector, in the Huanchaca Range, another unit
develops in unconformity over the prior rocks of the San Ignacio
Cycle (Primavera and Dalriada groups, and Pensamiento
Complex). It is an alluvial and deltaic environment unit, equivalent
to the Sunsás Group in the south, taking on the name of the
homonymous ridge. From base to top, the Huanchaca Group
(Ahlfeld, 1946) is made up by the Arco Iris, Buena Vista, Cuatro
Carpas and Río Verde formations.
The basal unit, the Arco Iris Formation (Litherland et al., 1982), is
made up by sandstones with conglomerate and shale interbedding;
the Buena Vista Formation (Litherland et al., 1982) is made up by
sandstones with tabular-plane crossbedding; and the Cuatro
Carpas Formation (Litherland et al., 1982), by quartzites
interbedded by thin conglomerate levels. Finally, the Huanchaca
Group ends with the Río Verde Formation (Litherland et al., 1982)
which represents a shale and quartzite alternation.
The Sunsás Group (Oviedo & Justiniano, 1967) was defined in the
range of the same name. The Sunsás Group is made up by
quartzites, sandstones, shale and oligomictic quartz conglomerates,
1000 to 6000 m thick, which deposited by the mature rivers
flowing south after the peneplanation of the San Ignacio Orogen.
In the Concepción, San Javier and San Ramón area, from base to
top, the Sunsás Group is made up by the following units: the
Cachuela Formation (López & Bernasconi, 1989), a metasedimentary
unit with interbedded volcanoclastic horizons towards the
top of the sequence; over the preceding unit, the Tusequis
Formation (Matos & Jacobs, 1994), is a clastic sequence at the
base, and volcanosedimentary at the top, made up by basal
conglomerate, sandstones and lavas. The Sunsás Group sequence
continues with the Los Tajibos Succession (Hess, 1960), made up
by the Zapocoz, Laguna and León formations. Adameck et al.
(1996) prefer to call these rocks by the informal name of “Los
Tajibos Succession.” The basal unit, the Zapocoz Formation
(Fletcher et al, 1979), is made up by metaconglomerates, and
quartzitic and arkosic sandstones. The Laguna Formation (Fletcher
et al, 1979) is made up by micaceous and graphitic schists, and
finally, the León Formation (Fletcher et al, 1979), by micaceous
quartzites, meta-arkoses and quartz-micaceous schists.
The Vibosi Group (Fletcher & Aguilera, 1978) refers to a sequence
of sandstones and arkoses, approximately 2000 m thick, assumed to
lie in unconformity over the Sunsás Group, SE of the area. From
base to top, it is made up by the following units: the Santa Isabel
Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), the San Marcos Formation
(Fletcher & Aguilera, 1978), and the Santo Colombo Formation
(Mitchell et al., 1979).
137

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
En la región de Las Petas – San Matías, el Grupo Sunsás tiene la
siguiente conformación (de base a tope) : Formación El Puquío
(Pitfield et al., 1979), Formación El Elución (Pitfield et al., 1979),
y por arriba la Formación Cabecera (Pitfield et al., 1979).
Concluye este ciclo en la zona con las rocas de la Sucesión El
Encanto.
En el área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, el
Grupo Sunsás está constituido, de base a tope, por las formaciones
Guapama (Mitchell et al., 1979), conglomerados oligomícticos
con matriz limosa y esquistosa, Tacuaral (Curro et al., 1995),
esquistos arenosos, biotíticos, con delgadas intercalaciones de
meta-areniscas y filita negra, Peñasco (Curro et al.,1995), cuarcitas
de grano fino, color gris claro y meta-areniscas, y Guanaco (Curro
et al., 1995), filitas con abundante granate y muscovita.
In the Las Petas – San Matías region, the Sunsás Group has the
following configuration (from base to top): the El Puquío
Formation (Pitfield et al., 1979), the El Elución Formation
(Pitfield et al., 1979), and over the above, the Cabecera Formation
(Pitfield et al., 1979). In the area, this cycle ends with the rocks of
the El Encanto Succession.
In the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, from
base to top, the Sunsás Group is made up by the Guapama
Formation (Mitchell et al., 1979), of oligomictic conglomerates
with a silty and schistose matrix; the Tacuaral Formation (Curro et
al., 1995), of arenacous, biotitic schists with thin meta-sandstone
and black phyllite interbedding; the Peñasco Formation (Curro et
al., 1995), of fine grained light gray quartzites and metasandstones;
and the Guanaco Formation (Curro et al., 1995), of
phyllites with abundant garnet and muscovite.
Orogenia Sunsás
Casi al final del ciclo, hacia los 1000 Ma, tiene lugar un nuevo
evento ígneo que continúa hasta los 900 Ma aproximadamente.
Corresponde a la Orogenia Sunsás, que emplaza nuevos cuerpos
intrusivos, que modifica y altera las rocas previas. Con este evento
orogénico concluye el Ciclo Sunsás. Este proceso ígneo produjo el
emplazamiento de granitoides como los complejos de Rincón del
Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa
Teresita, Manantial, El Cedro, y otros grandes cuerpos
magmáticos.
Describir a todos estos complejos de rocas ígneas, gabros, dioritas,
granitos, granodioritas, diques de pegmatitas y vetas de cuarzo,
ocuparía una monografía completa. Para ilustrar el evento, y a
modo de ejemplo, sólo se referirá el más conocido de ellos, el
Complejo ígneo Rincón del Tigre (Webb et al., 1976), que
corresponde a una estructura de 62 km de logitud y 26 km de
ancho, con un suave plegamiento de dirección NW-SE y un espesor
superior a los 3000 m. La intrusión no está metamorfizada y tiene
una secuencia, de base a tope, formada por dunita, broncita, norita,
gabro toleítico, y granófido. Siguiendo a Annels et al. (1981): “Las
texturas ígneas indican que las zonas ultramáficas y máficas se han
diferenciado por procesos de asentamiento de cristales después de
varias inyecciones de magma básico. El granófido se cree que ha
sido formado por la fundición de la parte o techo superior de las
rocas arcósicas y posterior hibridación menor por líquidos gábricos.
Las rocas por encima del granófido han sufrido un notable
metamorfísmo de contacto.”
La relación efectuada en la leyenda del Mapa del Precámbrico de
1983, describe esta orogenia como sigue: “La Orogenia Sunsás,
datada en ca 1,000 a 950 Ma, estuvo confinada a las fajas Sunsás y
Aguapei. El terreno entre estas fajas, el Cratón de Paraguá,
permaneció estable, como lo atestigua la meseta de la Serranía de
Huanchaca, con estratos prácticamente horizontales del Grupo
Sunsás. La Faja Sunsás, paralela al Orógeno San Ignacio, está
segmentada por una serie de mayores zonas de cizalla curvilineares,
a veces miloníticas. Dentro de la faja, el Grupo Sunsás ha
sido afectado por varias fases de deformación, produciendo en
algunos lugares refoliación de los esquistos infrayacentes, acompañados
por metamorfismo hasta el grano medio. Los gneises y
The Sunsás Orogeny
Almost at the end of the cycle, towards 1000 Ma, a new igneous
event took place, running approximately into 900 Ma. This refers
to the Sunsás Orogeny, which emplace new intrusive bodies
modifying and altering the previous rocks. The Sunsás Cycle ends
with this orogenic event. This igneous process produced the
emplacement of granitoids such as the Rincón del Tigre,
Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita,
Manantial, El Cedro and other large magmatic bodies.
It would take an entire monograph to describe of all these complexes
of igneous rocks, gabbros, diorites, granites, granodiorites,
pegmatite dikes, and quartz veins. As an example and to illustrate
the event, this section will focus only on the best known of them,
the Rincón del Tigre Igneous Complex (Webb et al., 1976), which
refers to a 62 km long and 26 km wide structure, with soft NW-SE
trend folding, and a thickness exceeding 3000 m. The intrusion is
not metamorphized, and from base to top, the sequence is made up
by dunite, bronzite, norite, tholeitic gabbro and granophyd. After
Annels et al. (1981): “The igneous textures indicate that the
ultramafic and mafic areas have been differentiated by crystal
settleing processes, after several injections of basic magma. The
granophyd is believed to have formed by the melting of the upper
part or roof of the arkosic rocks, and the ensuing minor hybridation
by gabbric liquids. Over the granophyd, the rocks have suffered a
remarkable contact metamorphism.”
The relation of the legend on the 1983 Pre-Cambrian Map
describes this orogeny as follows: “The Sunsás Orogeny, dated at
c. 1000 to 950 Ma, was confined to the Sunsás and Aguapei belts.
The land between these belts, the Paraguá Craton, remained stable,
as evidenced by the Huanchaca Range plain, which has almost
horizontal strata of the Sunsás Group. Parallel to the San Ignacio
Orogen, the Sunsás Belt is segmented by a series of major
curvilinear, sometimes mylonitic, shear zones. Within the Belt, the
Sunsás Group has been affected by several deformation phases,
causing re-foliation of the underlying schists in some sites,
accompanied by a metamorphism up to the medium size grain.
The basement’s gneisses and granulites were sheared and
138

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
granulitas del basamento fueron cizallados y migmatizados junto
con la generación de granitos sincinemáticos paralelos a las
mayores zonas de cizalla, seguidos por granitos alineados a través
de ellos.” “La fase máfica-ultramáfica está representada en Bolivia
por el bandeado y diferenciado Complejo Rincón del Tigre, de
3.000 a 4.000 m de espesor. Los intrusivos tholeíticos de la
Serranía de Huanchaca con edades K/Ar de ca 900 Ma, y el
conjunto de diques doleríticos Marrimia cerca de San Ignacio,
probablemente pertenecen a esta fase.”
migmatized, together with the generation of synkinematic granites
parallel to the major shear areas, and followed by granites that are
aligned accross them.” “In Bolivia, the mafic–ultramafic phase is
represented by the 3000 to 4000 m thick, banded and differentiated
Rincón del Tigre Complex. With K/Ar ages of c. 900 Ma, the
tholeitic instrusives of the Huanchaca Range and the Marrimia
doleritic dike set, near San Ignacio, probably belong to this phase.”
CICLO BRASILIANO (900 - 500 Ma)
Restringidos a la región de San José de Chiquitos, Santo Corazón y
Roboré, en discordancia sobre la secuencia deformada por la
Orogenia Sunsás, se asientan los sedimentos clásticos gruesos del
Ciclo Brasiliano. Rocas de este ciclo no están presentes en el norte
(Magdalena, Huanchaca), ni en la parte oeste y central (Concepción,
San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco y La Petas-
San Matías), con excepción de una secuencia arenosa atribuida a la
Formación Piococa en el área de Concepción.
Estos sedimentos están constituidos principalmente por conglomerados,
diamictitas, areniscas arcósicas, y rocas pelíticas y
carbonáticas.
Las rocas de este ciclo están reunidas en tres grupos. La secuencia
más antigua corresponde al Grupo Boquí, siguen las rocas del
Grupo Tucavaca y concluyen las secuencias carbonáticas de la
Formación Murciélago. Estas estructuras tienen una orientación
WNW.
BRAZILIAN CYCLE (900 - 500 Ma)
Restricted to the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré
area, the coarse clastic sediments of the Brazilian Cycle settle in
unconformity over the sequence deformed by the Sunsás Orogeny.
This cycle’s rocks are absent in the north (Magdalena, Huanchaca),
as well as in the western and central parts (Concepción, San Javier,
San Ramón, San Ignacio de Velasco, and Las Petas – San Matías),
with the exception of an arenacous attributed to the Piococa
Formation in the Concepción area.
These sediments are made up mainly by conglomerates, diamictites,
arkosic sandstones, and pellitic and cabonatic rocks.
This cycle’s rocks are clustered in three groups. The oldest
sequence pertains to the Boquí Group, followed by the Tucavaca
Group, and finally the carbonatic sequences of the Murciélago
Formation. These structures have a WNW orientation.
CICLO GRUPO FORMACION
- Murciélago
BRASILIANO
Tucavaca
Pesenema
Bocamina
Pororó
Cuarrí
Piococa
Motacú
Pacobillo
Boquí
Cahama
Colmena
San Francisco
Fig. 7.5 Cuadro estratigráfico del Ciclo Brasiliano (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of Brasilian Cycle (Guaporé Craton)
El Grupo Boquí (Mitchell et al., 1979) es una unidad restringida al
área de Santo Corazón. Está constituida por areniscas arcósicas,
conglomerados polimícticos, alternancia de areniscas limolitas y
delgadas calizas, así como de diamictitas intercaladas por areniscas
y limolitas. Este grupo está dividido, de base a tope, en las siguientes
unidades. Se inicia con la Formación San Francisco (Oviedo &
Justiniano, 1967), que corresponde a un potente conglomerado
polimíctico con clastos de cuarzo, cuarcita, granito y anfibolita, con
The Boquí Group (Mitchell et al., 1979) is a unit that is restricted
to the Santo Corazón area. It is made up by arkosic sandstones,
polymictic conglomerates, alternation of sandstones, siltstones and
thin limestones, as well as by diamictites interbedded by sandstones
and siltstones. From base to top, this group is divided into
the following units. It starts with the San Francisco Formation
(Oviedo & Justiniano, 1967), a potent polymictic conglomerate
with quartz, quartzite, granite and amphibolite clasts, and some
139

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
algunas intercalaciones de areniscas. Son abundantes las rocas
bandeadas de hierro hematítico, de enorme interés económico. Por
su parte la Formación Colmena (Litherland et al., 1986) consiste
de una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas.
Finalmente, la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979), que
representa a un conglomerado o diamictita, con clastos más
pequeños que los de la Formación Colmena, es una unidad
pobremente estratificada. En la parte superior se presentan
delgados niveles de areniscas arcósicas.
El Ciclo Brasiliano prosigue con el depósito de una secuencia
sedimentaria marina, no fosilífera, formada por rocas carbonáticas
en la base, clástica gruesa en la parte media y predominantemente
pelítica en la parte superior. Esta secuencia fue reunida por Hess
(1959) bajo el nombre de Grupo Tucavaca. Este conjunto, de
rumbo preferente WNW, se dispone de forma discordante, tanto
sobre el basamento neísico como de los conglomerados del Grupo
Boquí. En el sector de San José de Chiquitos–San Diablo, se
diferenciaron las formaciones Pororó, Piococa y Pesenema,
mientras que en el área de Santo Corazón–Serranía Los Tajibos
sólo se reconocen las dos últimas.
Si bien se reconocen otras formaciones en este grupo, como Cuarri,
Motacú, Bocamina, etc., en este análisis sólo se considerarán las
definidas por Hess.
La Formación Pororó (Hess, 1960), de aproximadamente 100 m de
espesor, está formada por brechas en la base, y una secuencia
dolomítica en la parte superior. La Formación Piococa (Hess,
1960) está formada por rocas clásticas gruesas, diamictitas,
conglomerados y areniscas arcósicas. Los clastos de esta formación
están constituidos principalmente por rodados de rocas ígneas y
metamórficas de los ciclos previos.
Finalmente, la secuencia del Grupo Tucavaca concluye con una
unidad pelítica, la Formación Pesenema (Hess, 1960), constituida
principalmente por lutitas bandeadas, físiles, y fangolitas. Estos
sedimentos finos están intercalados por algunos lentes de areniscas
arcósicas y conglomerados
De forma restringida al área sureste del Cratón de Guaporé, el
Ciclo Brasiliano concluye con los sedimentos depositados en una
plataforma carbonatada: las rocas de la Formación Murciélago
(Serie de Murciélago de Meave del Castillo et al, 1971). Estas
rocas corresponden a calizas arrecifales y no arrecifales (Aguilera,
1994), tienen una amplia extensión areal tanto en territorio
boliviano como brasilero, y sobreyacen discordantemente a los
sedimentos del Grupo Boquí. Los últimos hallazgos de restos
fósiles, en rocas equivalentes de Brasil, permiten asignar estas
rocas al Cámbrico inferior (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug,
1985).
Sobre los carbonatos de la Formación Murciélago se asientan las
secuencias del Grupo Santiago (Barbosa, 1949) que pertenecen al
Ciclo Cordillerano. Estas rocas están descritas en el capítulo
correspondiente a las Sierras y Llanura Chiquitana (p. 115-116), así
como las del Ciclo Andino (Portón y siguientes) (p. 117-118).
sandstone interbedding. The banded hematitic iron rocks are
abundant and of great economic interest. On the other hand, the
Colmena Formation (Litherland et al., 1986) consists of an
alternation of sandstones, siltstones and thin limestones. Finally,
the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979) represents a conglomerate
or diamictite, with smaller clasts than those in the Colmena
Formation. This unit is poorly bedded. The upper part displays thin
arkosic sandstone levels.
The Brazilian Cycle continues with the deposit of a nonfossiliferous
marine sedimentary sequence, formed at the base by
carbonatic rocks; it is coarsely clastic in the middle portion, and
mainly pellitic in the upper part. This sequence was clustered by
Hess (1959) under the name of Tucavaca Group. With preferably
WNW trend, this set is laid out in unconformity over both, the
gneissic basement and the conglomerates of the Boquí Group. In
the San José de Chiquitos – San Diablo area, the Pororó, Piococa
and Pesenema formations were differentiated, while in the Santo
Corazón – Los Tajibos area, only the last two formations are
recognized.
Although other formations are recognized within this group, such
as the Cuarri, Motacú, Bocamina, among others, this analysis will
only consider those defined by Hess.
With a thickness of approximately 100 m, at the base, the Pororó
Formation (Hess, 1960) is made up by breccias, and by a dolomitic
sequence in the upper part. The Piococa Formation (Hess, 1960) is
made up by coarse clastic rocks, diamictites, conglomerates and
arkosic sandstones. In this formation, the clasts are constituted
mainly by metamorphic and igneous rock boulders from the
previous cycles.
Finally, the Tucavaca Group sequence ends with a pellitic unit, the
Pesenema Formation (Hess, 1960), made up mainly by banded
fissil shale and mudstones. These fine sediments are interbedded by
some arkosic sandstone lenses and conglomerates.
Restricted to the area southeast of the Guaporé Craton, the
Brazilian Cycle ends with the sediments deposited in a carbonated
shelf: the rocks of the Murciélago Formation (Murciélago Series
of Meave del Castillo et al, 1971). These rocks pertain to reef and
non-reef limestones (Aguilera, 1944). Their area extension is wide
in both, Bolivian and Brazilian territory, and they lie in unconformity
over the sediments of the Boquí Group. The latest fossil
remanent findings in equivalent Brazilian rocks, enable to assigne
these rocks to the Lower Cambrian (Hahn et al., 1982; Hahn &
Pflug, 1985).
Belonging to the Cordilleran Cycle, the sequences of the Santiago
Group (Barbosa, 1949) settle over the carbonates of the Murciélago
Formation. These rocks, as well as those of the Andean Cycle
(Portón and the following), are described in the chapter corresponding
to the Chiquitos Ranges and Plain (p. 115-116 and 117-
118).
140

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Orogenia Brasiliana
Varios cuerpos ígneos son atribuidos a una actividad orogénica
brasiliana, aunque su actividad no tuvo la magnitud e importancia
de las anteriores orogenias (San Ignacio y Sunsás), e incluso
existen dudas que las edades obtenidas no reflejen la verdadera
edad de la roca. Un ejemplo de esta actividad está reflejada en el
enjambre de diques de dolerita de composición gabroica
Marrimia, restringidos a la parte meridional del cratón (597 Ma).
Recursos minerales
Según la leyenda del Mapa Geológico del Area del Proyecto
Precámbrico (1976-83), “La más antigua (presencia) mostrada en
el mapa es el horizonte grafítico en la Faja de Esquistos de San
Ignacio. Oro fue concentrado en venas de cuarzo intruyendo las
fajas de esquisto durante la Orogenia San Ignacio. Concentraciones
secundarias en aluvio Cuaternario (formaron concentraciones) en
pequeña escala. Venas ricas en manganeso están presentes en
Serranía San Simón. Columbita-tantalita, berilo y grandes placas
de muscovita se encuentran en algunas pegmatitas que fueron
intruidas durante la Orogenia Sunsás en las fajas de esquistros del
Supergrupo San Ignacio dentro de los límites del Orógeno. La
meteorización posterior en ellas produjo reservas sustanciales de
caolín. En las mismas pegmatitas, en el área de Ascención de
Guarayos, se encuentra casiterita y depósitos aluviales derivados.
Bandas de gabro magnetito-cuprífero trazables por más de 10 km
conteniendo bornita y calcosina fueron formadas en el Complejo
Rincón del Tigre durante la misma orogenia. En el Ciclo
Brasiliano, cuerpos estratiformes de manganeso-hierro fueron
desarrollados en el Grupo Boquí, y depósitos de amatista/citrino de
alta calidad, fueron producidos en zonas de silicificación a lo largo
de fallas mayores cortando (la Formación) Murciélago. La pequeña
mineralización cuprífera cercana a la discordancia del Grupo
Tucavaca en las proximidades de San José, está provisionalmente
asignada a este ciclo. El Complejo Carbonático Mesozoico del
Cerro Manomó contiene concentraciones de uranio, torio, tierras
raras, niobio y fosfatos, mientras que la mineralización de
manganeso, ocurre en un filón silíceo de la Serranía Huanchaca.
Ciclos de erosión terciarios han producido concentraciones
secundarias de niquel sobre rocas ultramáficas del Complejo
Rincón del Tigre. No se muestran en el mapa la (presencia) de
bauxita ferruginosa, cromita, granates tipo piropo de afinidad
kimberlítica; las concentraciones de granate, cianita, sillimanita,
estaurolita, feldespato y cuarzo, y los recursos de agregados
balastro, piedras de construcción, piedras ornamentales y de afilar,
arcilla, caliza, arena y grava.”
Referencias
Brazilian Orogeny
Several igneous bodies have been attributed to a Brazilian orogenic
activity, although their activity did not have the magnitude nor the
importance of the preceding orogenies (San Ignacio and Sunsás).
There are even doubts as to whether the ages obtained reflect the
actual age of the rock. An example of this activity is reflected in
the gabbroic composition Marrimia dolerite dike swarm, which is
restricted to the meridional part of the craton (597 Ma).
Mineral Resources
According to the legend in the Geological Map of the Pre-
Cambrian Project Area (1976-83): “The oldest occurrence shown
in the map is a graphitic horizon in the San Ignacio Schist Belt.
Gold concentrated in the quartz veins, intruding into the schist belts
during the San Ignacio Orogeny. Small scale mining of secondary
concentrations in a Quaternary alluvium took place. There are rich
manganese veins in the San Simón Ridge. Within the Orogen’s
boundaries, there is columbite-tantalite, berylium, and large
muscovite plates in some of the pegmatites that intruded into the
schists of the San Ignacio Supergroup during the Sunsás Orogeny.
In them, the subsequent meteorization produced substantial kaolin
reserves. In the Ascención de Guarayos area, there is cassiterite
and derived alluvial deposits in these same pegmatites. During the
same orogeny, magnetite-cupriferous gabbro bands, traceable for
over 10 km and containing bornite and calcosine were formed in
the Rincón del Tigre Complex. In the Brazilian Cycle, manganese–
iron stratiform bodies developed in the Boquí Group, and high
quality amethist/citrine deposits were produced in silicification
areas along the major faults that shear the Murciélago (Formation).
The little cupriferous mineralization near the unconformity of the
Tucavaca Group in the San José surroundings, has been
temporarily assigned to this cycle. The Mesozoic Carbonatic
Complex of Manomó Hill contains concentrations of uranium,
thorium, rare earth, niobium, and phosphates, while the manganese
mineralization takes place in a siliceous lode in the Huanchaca
Range. Tertiary erosion cycles produced secondary concentrations
of nickel over the ultramafic rocks of the Rincón del Tigre
Complex. The map does not show the occurrences of ferruginous
bauxite, chromite, pyrope-type garnet with kimberlitic affinity, the
concentations of garnet, cyanite, sillimanite, staurolite, feldspar and
quartz, and the aggregate ballast resources, construction rocks,
ornamental and sharpening rocks, clay, limestone, sand and
gravel.”
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WEEKS, L. G., 1947. Paleography of South America.- Bull. Amer.
Asocc. Petr. Geol., 31 (7) : 1194 – 1241.
144

por / by
CARLOS OVIEDO GOMEZ
RICARDO MORALES LAVADENZ
BERTRAND HEUSCHMIDT
VITALIANO MIRANDA ANGLES
REINHARD RÖSLING

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 8
POTENCIAL DE HIDROCARBUROS
HYDROCARBON POTENTIAL
Carlos Oviedo Gómez (1) & Ricardo Morales Lavadenz (2)
Introducción
El presente capítulo es la compilación sucinta de datos emanados
de informes inéditos de YPFB, y de trabajos publicados por ésta y
otras compañías, cuyo listado se encuentra al final.
El objetivo principal, es brindar una explicación resumida sobre el
potencial petrolero existente en cada una de las áreas exploratorias
regionales definidas en el país. Los capítulos precedentes de esta
Memoria, contienen una descripción completa de las provincias
geológicas del país, en cuanto a su morfología, tectónica y ciclos
sedimentarios, por lo que al referirnos a estos, solo mencionaremos
tópicos relevantes y/o complementarios.
La primera concesión petrolera en el Subandino Sur fue adjudicada
en 1867 a dos alemanes, en una región rica en emanaciones de
petróleo. Las primeras perforaciones exploratorias fueron realizadas
sin éxito por varias compañías entre 1916 a 1921.
Una exploración sistemática comienza con la llegada de la
Standard Oil en 1922, que hegemónicamente trabaja durante 15
años hasta la creación de YPFB en 1936, descubriendo en ese
período los campos Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri
(1927) y Camatindi (1929).
La actividad petrolera desarrollada por YPFB cambia de rumbo la
política petrolera del país, recibiendo por decreto todas las
concesiones de la Standard Oil. Este nuevo período trascurre hasta
la aprobación del código Davenport (1955).
El nuevo Código del Petróleo (1956), sobre la base del código
Davenport, abrió las puertas a la inversión extranjera. Este período
es de gran producción, mayormente por la compañía Bolivian Gulf
Oil, sin embargo concluye con la nacionalización de ésta (1969),
previa anulación del Código del Petróleo en 1968.
Introduction
This chapter is a succint compilation of data resulting from unpublished
YPFB reports and other papers published by YPFB and
other companies. A list of such works is included at the end of this
chapter.
The main objective is to provide a summarized explanation of the
oil potential that exists in each of the regional exploration areas
defined in the country. The preceding chapters in this Memoir
contain a complete description of the country’s geological units, in
terms of their morphology, tectonics, and sedimentary cycles.
Thus, when we refer to these units, we will only mention relevant
or complementary topics.
In 1867, the first oil concession in the souther Subandean was
awarded to two germans, in a region rich in oil emanations. The
first exploratory perforations were carried out with no success
between 1916 and 1921.
A systematic exploration starts with the arrival of Standard Oil in
1922. The company worked hegemonically for 15 years, until the
creation of YPFB in 1936. During that period, the Bermejo (1924),
Sanandita (1926), Camiri (1927) and Camatindi (1929) fields were
discovered.
Oil-related activities carried out by YPFB changed the direction of
oil policies in the country, whereby Standard Oil was awarded all
the concessions by means of a decree. This new period lasted until
the approval of the Davenport Code (1955).
On the basis of the Davenport Code, the new Oil Code (1956)
opened the doors to foreign investment. This was a period of great
production, mostly by Bolivian Gulf Oil; however, it ends with the
nationalization of the above company (1969), with prior annulment
of the 1968 Oil Code.
----------
(1) Consultor en Geología, Casilla 1124 - Santa Cruz, Bolivia
(2) Consultor en Geofísica, Casilla 3122 - Santa Cruz, Bolivia
145

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Estos hechos marcan una nueva etapa en la historia petrolera con
una inicial hegemonía de YPFB por algunos años. Esta situación
termina con la promulgación de una nueva Ley de Hidrocarburos
(1972), la cual incentiva nuevamente el ingreso al país de
compañías petroleras como Unión Oil, Occidental, Phillips, Lone
Star, etc. Con el decreto de Capitalización (1997), YPFB se
convierte en un ente fiscalizador, traspasando a la empresa privada
las áreas de exploración y producción.
La producción de hidrocarburos estuvo condicionada al mercado
internacional del gas natural. Las variaciones entre 1997 y 1999 son
las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):
These facts marked a new stage in the oil history, with an initial
hegemony by YPFB for some years. This situation ends with the
promulgation of a new Hydrocarbon Law (1972), which promotes
the entry into the country of oil companies such as Union Oil,
Occidental, Phillips, Lone Star, etc. With the Capitalization Decree
(1997), YPFB turns into an inspection and control entity,
transfering the exploration and production areas to private
enterprises.
The production of hydrocarbons was conditioned by the international
market of natural gas. The variations among 1997 and 1999 are
the following (YPFB-VPNC,2000):
PRODUCCION 1997 1998 1999
PETROLEO / CONDENSADO (bpd) 32.625 37.799 32.460
GAS NATURAL (mmpcd) 517,1 519,5 484,1
La variación de las reservas de hidrocarburos del país, entre los
años 1997 a 2000, son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):
The variation of the country´s hydrocarbons reserves, among the
years 1997 to 2000, are the following (YPFB-VPNC, 2000):
RESERVAS DE PETROLEO/CONDENSADO
(Millones de barriles)
1997 1998 1999 2000
PROBADAS (P1) 116 142 152 397
PROBABLES (P2) 85 75 89 295
P1 + P2 201 217 241 692
POSIBLES (P3) 110 44 97 345
P1 + P2 + P3 311 260 337 1037
RESERVAS DE GAS NATURAL
(Billones (10 12 ) de pies cúbicos)
1997 1998 1999 2000
PROBADAS (P1) 3.75 4.16 5.28 18.31
PROBABLES (P2) 1.94 2.46 3.30 13.90
P1 + P2 5.69 6.62 8.58 32.21
POSIBLES (P3) 4.13 3.17 5.47 17.61
P1 + P2 + P3 9.82 9.79 14.05 49.82
146

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Aproximadamente 535.000 km 2 del territorio nacional (48%), son
considerados como áreas con potencial hidrocarburífero. De esta
superficie, 124.297 km 2 se encuentran en posesión de las empresas
privadas, y 410.703 km 2 están consideradas como áreas libres,
destinadas a futuras adjudicaciones.
El desarrollo de las cuencas sedimentarias de importancia petrolera
ha estado controlado por los siguientes elementos geotectónicos
(Fig. 8.3): Cratón de Guaporé, Macizo Paraguayo o Chaqueño,
Macizo Pampeano, Macizo de Arequipa, Alto de Madidi, Alto del
Izozog y Alto de Michicola. Los cinco primeros de edad
paleoproterozoica y los restantes de edad Jurásico-Neógeno.
Provincias Geológicas de Bolivia
Tomando como base los eventos geológicos comunes, y la
similitud de rasgos fisiográficos que caracterizan a las diferentes
regiones del país, se establecieron las siguientes provincias
geológicas (Fig. 8.2): Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera
Oriental, Subandino, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal y
Cratón de Guaporé.
Areas de Exploración
Desde el punto de vista de la exploración hidrocarburífera, se han
definido en el país varias áreas de exploración de carácter regional
(Fig. 8.1), las que coinciden con algunas provincias geológicas o
son parte de ellas. De acuerdo al objetivo de este trabajo, a continuación
se describe de manera sucinta el potencial hidrocarburífero
correspondiente a cada una de ellas.
Area Madre de Dios
Esta área se encuentra ubicada al norte del país (Fig. 8.1), coincide
con la provincia geológica del mismo nombre y la cuenca de
antepaís Madre de Dios que es la prolongación oriental de su
homóloga peruana. En su sector sur, está separada del área
exploratoria Beni, por el Alto de Madidi. Su acceso es posible por
vía aérea (aeropuerto de Puerto América), o a través de los ríos
Madre de Dios, Abuná y Orton. Comprende una superficie
aproximada de 61.000 km 2 .
Esta área cuenta con importantes estudios de prospección
aeromagnética, geoquímica y sísmica. La red de líneas sísmicas
cubre un 50 % del área. Se perforaron cuatro estructuras (cinco
pozos) con buenos indicios de hidrocarburos en los sistemas
Devónico y Carbonífero (pozo Pando-X1), véase el Capítulo 5.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial de baja altitud y estructuralmente está caracterizada por
plegamientos suaves, formando anticlinales de baja amplitud con
tendencia de orientación noroeste-sudeste, generados por reactivación
moderada de fallas distensivas pre-andinas de basamento. Por
interpretación sismoestratigráfica se infiere en la región la presencia
de trampas arrecifales y estratigráficas.
Approximately 535,000 km 2 of Bolivian territory (48%) are
considered as areas with hydrocarbon potential. Out of this surface,
124,297 km 2 are in the hands of private companies, and 410,703
km 2 are considered as free areas, intended for future concessions.
The development of sedimentary basins with oil significance has
been controlled by the following geotectonic elements (Fig. 8.3):
the Guaporé Craton, The Paraguayan or Chaco Massif, the Pampa
Massif, the Arequipa Massif, the Madidi Height, the Izozog Height,
and the Michicola Height. The first five are of Paleo-Proterozoic
age, and the remaining, of Jurassic-Neogene age.
Geological Provinces of Bolivia
Taking as basis the common geological events and the similarity of
the physiographic features that characterize the different regions in
the country, the following geological units were established (Fig.
8.2): Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean,
Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal plains and Guaporé Craton.
Exploratory Plays
From the hydrocarbon exploration point of view, several
exploration plays of regional nature have been defined in the
country (Fig. 8.1), which coincide with some of the geological
units or are part of them. According to this paper’s objective,
following is a succint description of the oil potential associated to
each of them.
Madre de Dios Play
This area is to the north of the country (Fig. 8.1). It coincides with
the geological unit of the same name and with the Madre de Dios
foreland basin, which is the eastern extension of its homologue in
Peru. In the southern sector, it is separated from the Beni play by
the Madidi Height. Access is possible by air (Puerto América
airport), or by the Madre de Dios, Abuná and Orton rivers. It
comprises a surface area of approximately 61,000 km 2 .
Important aeromagnetic, geochemical, and seismic prospecting was
carried out it this area. The seismic line network covers 50% of the
area. Four structures were bored (five wells), resulting in good
indications of hydrocarbons in the Devonian and Carboniferous
systems (Pando-X1 well), see Chapter 5.
Morphologically, this exploratory play corresponds to a low
altitude alluvial plain, and structurally features slight folds, forming
low amplitude anticlines with a northwest–southeast trend,
generated by the moderated jostling of the Pre-Andean distensive
basement faults. From the seismostratigraphic interpretation, the
presence of reef and stratigraphic traps can be inferred in the
region.
147

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia estratigráfica en esta área comprende los sistemas
Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico,
Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal
puede apreciarse en las figuras 8.4 a 8.9. La secuencia ordovíciconeógena
mencionada, acuña desde el sector oeste, por traslapamiento
sobre el basamento hacia el borde de cuenca, y por erosión
en diferentes niveles.
Las características de cuenca cerrada en tres direcciones, y su
tectonismo, aunque suavemente plegado, definen a esta área como
propicia a la prospección de hidrocarburos, prueba de ello son los
trabajos iniciales desarrollados por YPFB y otras compañías.
Por análisis de laboratorio de muestras de subsuelo, se determinó
en el Devónico y Permocarbonífero la existencia de rocas madre de
buena calidad, cuya generación de hidrocarburos ha sido
demostrada por el hallazgo de importantes indicios de petróleo y
gas, en estos sistemas. Se infiere que la migración es principalmente
en sentido lateral, desde la parte profunda de la cuenca hacia
su borde, sin descartar la posibilidad de una migración vertical.
El estudio petrográfico de muestras de pozo determinó buena
porosidad y permeabilidad en algunos reservorios arenosos y
limolíticos del Devónico y Permocarbonífero. También se
consideran como reservorios potenciales las areniscas del Jurásico
y Cretácico.
Area Beni
Area exploratoria ubicada en la llanura, entre el Cratón de Guaporé
y el Subandino Norte (Fig. 8.1). Tiene una extensión de 89.000
km 2 , y coincide con la provincia geológica del mismo nombre.
Cuenta con accesos terrestre (caminos secun-darios), fluvial (río
Beni y Madre de Dios) y aéreo (aeropuerto de Ixiamas).
En la región se efectuaron trabajos de prospección aeromagnética y
sísmica, cuya red de líneas cubre un 40 % del área. En el sur, límite
con el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills), se
perforaron tres estructuras, habiéndose descubierto hidrocarburos
en dos de ellas.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial de poca altitud, caracterizada por numerosos lagos poco
profundos, orientados según un sistema de fallas de basamento. En
su sector occidental presenta una antefosa (foredeep) que bordea el
Subandino Norte, importante por el desarrollo de una secuencia
siluro-devónica posible generadora de hidrocarburos. Estructuralmente
el área esta caracterizada por plegamientos suaves, formando
anticlinales dómicos de baja amplitud, generados por reactivación
moderada de fallas pre-andinas de basamento. Sismoestratigráficamente
se infieren en la región posibles trampas estratigráficas.
La secuencia estratigráfica representativa de esta área, muestra su
máximo desarrollo en la región de antefosa contigua al Subandino
Norte, donde se espera una secuencia casi completa, Ordovícico-
Neógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en los mapas
correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9. Esta secuencia acuña por
traslapamiento sobre un basamento inclinado hacia el oeste, como
por la erosión en diferentes niveles.
In this area, the stratigraphic sequence comprises the Ordovician,
Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems. The area distribution of the
above can be seen in Figures 8.4 through 8.9. The aforementioned
Ordovican-Neogene sequence is wedged starting in the western
sector by overlapping over the basement near the basin’s border,
and by erosion at different levels.
The feature of basin closed in three of the directions, and its
tectonism, though slightly folded, define this area as propicious for
hydrocarbon prospecting. The aforementioned is backed by the
initial works carried out by YPFB and other companies.
Through a lab analysis of subsurface samples, the existence of
good quality source rocks was determined during the Devonian and
Permian-Carboniferous, the hydrocarbon generation of which has
been proved by the finding of important oil and gas indications in
those systems. The migration is inferred to be mainly sidewise,
from the deep part of the basin towards the border. However, the
possibility of vertical migration is not dismissed.
The petrographic study of well samples determined good porosity
and permeability in some arenaceous reservoirs and Devonian and
Permian-Carboniferous siltstones. The Jurassic and Cretaceous
sandstones are also considered as potential reservoirs.
Beni Play
This exploratory play is located in the plain, between the Guaporé
Craton and the North Subandean (Fig. 8.1). It has an extension of
89,000 km 2 , and coincides with the geological unit of the same
name. It is equipped with access by land (secondary roads), river
(Beni and Madre de Dios rivers), and air (Ixiamas airport).
In the region, aeromagnetic and seismic prospecting works were
carried out, with a netword of lines covering 40% of the area. To
the south, at the boundaries with the Piedmont exploratory play
(Boomerang Hills), three structures were bored, and hydrocarbons
were found in two of them.
Morphologically, this exploratory play pertains to an alluvial plain
of rather low altitude, featured by numerous shallow lakes, which
are oriented according to the basement’s fault system. In the
western sector, there is a foredeep that borders the North
Subandean. The significance of this foredeep is the development of
a Silurian-Devonian sequence which could possibly generate
hydrocarbons. Structurally, this area features slight folds, forming
low amplitude dome sinclines, generated by the moderate jostling
of Pre-Andean basement faults. Seismostratigraphically, possible
stratigraphic traps can be inferred in the region.
This area’s representative stratigraphic sequence displays maximum
development in the foredeep region adjacent to the North
Subandean, where an almost complete Ordovician - Neogene
sequence is expected. The area distribution of such can be observed
in the maps in Figures 8.4 through 8.9. This sequence is wedged by
overlapping over the basement tilted to the west, and by erosion at
different levels.
148

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Dada la presencia de la cuña paleozoica en la zona de la antefosa,
donde es posible la generación de hidrocarburos, se considera a
esta área como una región potencialmente prospectiva. De acuerdo
a los análisis de roca madre y reservorio, efectuados en diferentes
lugares del Subandino Norte, así como también a los análisis de
rocas paleozoicas atravesadas por pozos en la cuenca del Madre de
Dios, se espera para esta área prospectiva la presencia de rocas
madre y reservorios en los sistemas Devónico, Jurásico y Neógeno.
En su limite sur, contra el área exploratoria Pie de Monte
(Boomerang Hills) existe una zona denominada "Tierras Bajas",
donde se perforaron las estructuras de Patujusal y Los Cusis,
productoras de hidrocarburos en la Formación Petaca (Oligoceno
superior). Estas estructuras supratenues están relacionadas en su
formación, a fallas distensivas pre-andinas de basamento reactivadas,
clasificándose como trampas de falla.
Area Chaco
Es el área exploratoria de mayor extensión con 119.000 km 2 (Fig.
8.1), ubicada al sudeste del país en una llanura cubierta por
material aluvial con bajos lomerios de arena del Neógeno y
Cuaternario. En esta región se encuentra la zona pantanosa de los
Bañados del Izozog, ubicada en la parte central, y que presenta dos
sistemas de drenaje fluvial pertenecientes a las cuencas
hidrográficas del Amazonas y del Plata. La región dispone de
buenas vías de acceso, tanto aérea como por ferrocarril y
numerosos caminos secundarios.
La zona cuenta con trabajos de prospección aeromagnética, y una
red de líneas sísmicas que cubre casi toda el área, así mismo se
dispone de información gravimétrica en algunos sectores. Se han
perforado cerca de una veintena de estructuras con descubrimiento
de hidrocarburos en cuatro de ellas.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial baja, caracterizada al sudeste por colinas aisladas de poca
altitud, correspondientes a afloramientos del Devónico, Carbonífero
y Jurásico.
Desde el punto de vista estructural, la Llanura Chaqueña puede ser
dividida por el Alto del Izozog en dos zonas: En la primera, al
norte, se presentan grandes estructuras de baja amplitud con
orientación NW-SE, generadas posiblemente por reactivación de
fallas pre-andinas de basamento y por el levantamiento Jurásico-
Neógeno del Alto del Izozog. Cuatro de estas estructuras corresponden
a campos descubiertos. Sobre la base de estudios sismoestratigráficos,
se han localizado en el área zonas de interés para la
prospección de trampas estratigráficas. Esta zona comprende los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico,
Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, que acuñan contra el
Cratón de Guaporé, tanto por traslapamiento como por erosión en
diferentes niveles.
La zona sur corresponde mayormente a un homoclinal que levanta
hacia el este, contra el Alto del Izozog y el Alto de Michicola. Si
bien la zona es pobre en cantidad de estructuras, existen
condiciones favorables para la investigación de trampas
estratigráficas.
Due to the presence of the Paleozoic wedge in the foredeep area,
where hydrocarbon generation is possible, this area is considered as
a potentially prospective region. According to source and reservoir
rock analyses carried out in different locations of the North
Subandean, as well as the analysis of Paleozoic rocks crossed
through by the well in the Madre de Dios basin, the presence of
source rocks and reservoirs in the Devonian, Jurassic and Neogene
systems is expected in this prospective area.
At its southern limit, against the Piedmont exploratory play
(Boomerang Hills), there is an area called “Lowlands,” in which
the Patusujal and Los Cusis structures were bored, both of them
being hydrocarbon producers of the Petaca Formation (upper
Oligocene). In their formation, these supra-thin structures are
related to jostled Pre-Andean distensive basement faults, having
been classified as fault traps.
Chaco Play
With 119,000 km 2 , this is the exploratory play with the largest
extension (Fig. 8.1). It is located southeast, in a plain covered by
washout material with low Neogene and Quaternary sand hills.
The Bañados de Izozog swampy area is located in this region. It is
located in the central part, and presents two fluvial drainage
systems that belong to the Amazon and del Plata hydrographic
basins. There is good access in the region, both by air and train, as
well as by numerous secondary roads.
The area has been subject to aeromagnetic prospecting works, and
the seismic line network covers almost the entire area. Likewise,
there is gravimetric information available on some of the sectors.
Nearly twenty structures have been bored, having found
hydrocarbons in four of them.
Morphologically, this exploratory play pertains to a low alluvial
plain, featured by isolated, low altitude hills, to the southeast,
pertaining to Devonian, Carboniferous and Jurassic outcrops.
From the structural point of view, the Chaco Plain can be divided
into two areas, separated by the Izozog Height. The first area, to
the north, displays large structures of low amplitude and NW_SE
orientation. They were probably generated by the jostling of Pre-
Andean basement faults and by the Jurassic-Neogene uplift of the
Izozog Height. Four of these structures are open fields. On the
basis of seismostratigarphic studies, interest areas for stratigraphic
trap prospecting have been located in the area. This area comprises
the Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems that are wedged
against the Guaporé Craton by both, overlapping and erosion at
different levels.
The southern area pertains mostly to a homocline that rises to the
east against the Izozog Height and the Michicola Height. Although
this area is poor in structures, there are favorable conditions for the
investigation of stratigraphic traps.
149

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia estratigráfica de la zona sur presenta los mejores
desarrollos en su borde occidental, limítrofe con el área
exploratoria Pie de Monte. Está formada por sedimentos de los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Triásico, Jurásico,
Paleógeno tardío y Neógeno, apreciándose un franco acuñamiento
del Triásico al Neógeno hacia el noreste, y al este contra los altos
de Izozog y Michicola respectivamente. La distribución areal de los
sistemas mencionados en la región se muestra en las figuras 8.4 a
8.9.
La extensa cuenca siluro-devónica que abarca esta área, alberga
unidades marinas con condiciones favorables para la generación,
migración y acumulación de hidrocarburos. A su vez se presentan
en el Mesozoico y Cenozoico, buen desarrollo de rocas reservorio y
sello. Las rocas madre de mayor potencial generador, corresponden
al Devónico medio y superior, y según análisis de contenido
orgánico se clasifican de pobres a buenas. La generación se produjo
desde el Pérmico al Neógeno.
Una característica especial de esta área, es la presencia de grandes
canales en el Carbonífero, los cuales se desarrollaron tanto al norte
como al sur y corren de SE a NW en el norte, y S-N en la región
sur (Fig. 8.10). Estos canales están rellenados por areniscas
macizas, diamictitas y conglomerados que constituyen buenas vías
para la migración de petróleo, las mismas que en combinación con
rocas sello y una componente estructural pueden constituir
excelentes trampas para hidrocarburos.
The stratigraphic sequence in the southern area displays the best
development on its western border, which is the limit with the
Piedmont exploratory play. It is made up by sediments of the
Silurian, Devonian, Carboniferous, Triassic, Jurassic, Late Paleogene
and Neogene systems, displaying a frank wedging of the
Triassic to the Neogene, against the Izozog and Michola Heights,
in the northeast and in the east, respectively. The area distribution
of the aforementioned systems in the region is shown in figures 8.4
through 8.9.
The extensive Silurian-Devonian basin encompassing this area
shelters marine units with favorable conditions for the generation,
migration and accumulation of hydrocarbons. At the same time, in
the Mesozoic and Cenozoic, there is a good development of
reservoir and seal rocks pertaining to the Middle and Upper
Devonian. According to an organic content analysis, these rocks
are classified as poor through good. Generation occured from the
Permian to the Neogene.
A special feature in this area is the presence of large canals in the
Carboniferous. Such canals developed both in the north and south,
and run from SE to NW in the north, and S-N in the southern
region (Fig. 8.10). These canals are filled by massive sandstones,
diamictites and conglomerates that constitute good migration roads
for oil, and in combination with seal rocks and a structural
component, they can construct excellent hydrcarbon traps.
Area Subandino Norte
Ubicada al NW del país (Fig. 8.1), con una extensión de 44.000
km 2 , coincide con la provincia geológica del mismo nombre, su
límite oriental con el área exploratoria Beni está claramente
demarcado tectónica y morfológicamente. El acceso a la región es
posible por vía terrestre y aérea, su diseño de drenaje es del tipo
enrejado de ríos antecedentes con un gran colector como es el río
Beni.
Se han efectuado en el área algunos trabajos sísmicos de serranía
por compañías privadas. Se realizaron también muchos trabajos de
prospección geológica de superficie, a cargo tanto de YPFB como
de compañías privadas, habiéndose perforado a la fecha cinco
estructuras sin éxito.
Morfológicamente esta área corresponde a una zona montañosa de
flancos abruptos con amplios valles sinclinales, resultado de una
fuerte tectónica de corrimientos, ocurridos entre fines del Mioceno
al Plioceno. El área se caracteriza por presentar estructuras comprimidas
y complicadas tectónicamente en superficie, y amplias en
profundidad.
La secuencia estratigráfica de interés petrolero dentro de esta área
exploratoria, comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero,
Pérmico Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno,
cuya distribución areal está indicada en los mapas correspondientes
a las figuras 8.4 a 8.9.
North Subandean Play
Located to the NW of the country (Fig. 8.1), with an extension of
44,000 km 2 , it coincides with the geological unit that goes by the
same name. Its eastern limit with the Beni play is clearly marked,
both tectonically and morphologically. Access to the region is
possible by land and air. Its drainage design is of a river grid type,
with a large collector like the Beni River.
In the area, private companies have carried out some seismic works
on the ridges. Several surface geological prospecting works have
also been carried out by both YPFB and private companies. To
date, five structures have been bored unsuccessfully.
Morphologically, this area pertains to a mountainous area with
abrupt flanks and extensive sincline valleys, resulting from the
strong thrust tectonics that took place towards the end of the
Miocene to the Pliocene. This area features compressed and
tectonically complicated structures on the surface, and extensive
ones at depth.
Within this exploratory play, the stratigraphic sequence that holds
oil-related interest comprises the following systems: Silurian,
Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late
Paleogene and Neogene. The area distribution of the above systems
is shown in the maps pertaining to figures 8.4 through 8.9.
150

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Estudios geoquímicos efectuados por YPFB y compañías privadas,
confirman que en esta área existen rocas madre de buena calidad en
el Devónico, Carbonífero y Pérmico, las cuales habrían generado
hidrocarburos durante el Neógeno. Así mismo, estudios petrofísicos
en estos sistemas, revelan la presencia de reservorios
arenosos de buena porosidad. También se considera la existencia
de reservorios en el Cretácico y Paleógeno tardío. Las rocas
reservorio anteriormente mencionadas cuentan con excelentes
rocas sello.
Geochemical studies carried out by YPFB and private companies
confirm that there are good quality source rocks in this area, which
would have generated hydrocarbons during the Neogene.
Likewise, petrophysical studies carried out in these systems reveal
the presence of arenaceous reservoirs with good porosity. The
existence of Cretaceous and Late Paleogene reservoirs is also
considered. The aforementioned reservoir rocks have excellent seal
rocks.
Area Subandino Sur
Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 75.000 km 2 ,
coincide con gran parte del sector sur de la provincia geológica
subandina, su limite oriental con el área Pie de Monte es de
carácter tectónico y morfológico. El acceso a esta región es posible
por vía férrea, aérea, y terrestre con caminos principales y
secundarios. El drenaje está controlado por los flancos de las
serranías y los valles sinclinales norte-sur, como también por ríos
principales de carácter antecedente como los ríos Grande, Parapetí,
Pilcomayo y Bermejo.
El sector oriental sur es parte del área tradicional; dispone de
información geológica de superficie y de subsuelo, desde los
inicios de la exploración petrolera en Bolivia en 1922, y en ella se
encuentran los primeros campos descubiertos como Bermejo,
Sanandita, Camiri y Camatindi. Incluyendo esta zona, en toda el
área exploratoria se han efectuado hasta hoy numerosos trabajos de
prospección geológica de superficie y perforatoria, destacándose la
zona sudoccidental como un área promisoria por su contenido de
estructuras y condiciones geológicas favorables. En los últimos
años, se llevaron a cabo trabajos sísmicos de serranía, así como
también estudios geoquímicos. La parte correspondiente al área
tradicional tiene un índice de riesgo menor al resto del área.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a las
serranías subandinas formadas por una serie de cadenas paralelas
norte-sur, con elevaciones entre 1000 y 2000 m, las que están
relacionadas a pliegues elongados asimétricos, generados por la
orogenia andina dentro de la clásica faja cordillerana plegada y
corrida. Los anticlinales, de oeste a este, pasan de muy comprimidos
a poco comprimidos. Las edades varían sucesivamente en el
mismo sentido, desde el Mioceno medio hasta el Plioceno.
La secuencia estratigráfica de interés de esta área comprende los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico,
Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal esta
indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.
Esta área se extiende sobre el sector occidental de la cuenca marina
siluro-devónica, en la que las formaciones pelíticas negras del
Devónico, fueron las principales generadoras de hidrocarburos
durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas
en las formaciones arenosas. Todas las pelitas mencionadas
presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.
South Subandean Play
Located to the south of the country (Fig. 8.1), with an extension of
75,000 km 2 , this area coincides with a large part of the southern
sector of the Subandean geological unit. Its eastern limit with the
Piedmont area is of tectonic and morphological nature. Access to
this region is possible by train, air, and land, through main and
secondary roads. Drainage is controlled by the ridges’ flanks and
the north-south sincline valleys, as well as by the main preceding
rivers, such as the Grande, Parapetí, Pilcomayo and Bermejo rivers.
The south eastern sector is part of the traditional area; there is
geological information available regarding the surface and
subsurface since the beginning of the oil exploration in Bolivia in
1922, and the earliest open fields, such as Bermejo, Sanandita,
Camiri and Camatindi, are located in it. In the entire exploratory
play, this area included, numerous surface and perforation
geological prospecting works have been carried out to date, among
which, the south-western area stands out as a promising area for its
structure content and favorable geological conditions. In recent
years, seismic works of the ranges and geochemical studies have
been carried out. The part pertaining to the traditional area has a
lesser risk index than the rest of the area.
Morphologically, this exploratory play corresponds to the Subandean
ranges formed by a series of north-south parallel chains, with
elevations ranging between 1000 and 2000 m, which are related to
elongated assymetrical folds generated by the Andean orogeny,
within a classical range fold-thrust belt. From west to east, the
sinclines shift from very compressed to little compressed. The ages
vary successively in the same direction, from the Middle Miocene
to the Pliocene.
In this area, the stratigraphic sequence of interest comprises the
Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems. Their area distribution is
shown in the maps pertaining to figures 8.4 though 8.9.
This area extends over the western sector of the Silurian-Devonian
sea basin, in which the Devonian black pellitic formations were the
main hydrocarbon generators during the Miocene-Pliocene,
including the interbedded shale in the arenaceous formations. All
the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter
proportion.
151

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica,
alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a
las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las
cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La
Formación Iquiri tiene reservorios productivos a profundidad
media, mientras que las formaciones Santa Rosa y Huamampampa
contienen reservorios profundos, tanto productivos como
potenciales. Arcillas intercaladas con los reservorios mencionados,
son excelentes rocas sello. Existen también reservorios productivos
en el Carbonífero, Pérmico, Triásico y Jurásico.
Area Pie de Monte
Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 33.000 km 2 ,
corresponde en gran parte a la faja oriental del sector sur de la
provincia Subandina. Esta área exploratoria en su parte norte (área
Santa Cruz-Boomerang) inflexiona hacia el noroeste, extendiéndose
hasta las cercanías de Villa Tunari. Se trata de una faja
relativamente delgada, de 30 a 60 km de ancho, cuyos limites
oriental y occidental con las áreas Subandino Sur y Chaco,
respectivamente, son de carácter tectónico y morfológico.
Por su importancia petrolera esta área cuenta con numerosos
estudios de prospección geológica, geofísica y geoquímica. Desde
el punto de vista de la actividad exploratoria es considerada como
un área madura, siendo la región que contiene el mayor número de
campos descubiertos.
La región presenta colinas bajas, que reflejan la menor
deformación tectónica del ultimo frente de la orogenia andina,
donde son comunes estructuras de baja amplitud con fallamientos
de moderado rechazo, constituyendo trampas estructurales abiertas
en el Neógeno propicias para el entrampamiento de hidrocarburos.
Morfológicamente la zona central-oriental de esta área,
corresponde a una llanura semejante a la del área Chaco y solo sus
características tectónicas las separan de ella. Desde el punto de
vista estratigráfico-estructural, la región se divide en una zona
norte y otra sur separadas por el Río Grande.
La secuencia estratigráfica en la zona sur comprende los sistemas
Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico,
Paleógeno tardío y Neógeno, mientras que en la zona norte, esta
secuencia se repite hasta el Carbonífero, sobre el cual apoya el
Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, ver figuras 8.4 a
8.9.
La zona norte, limite con el área Beni, conocida como área
Boomerang, está caracterizada por ser una zona de transferencia
del último frente de deformación andina, donde predominan las
trampas de falla, principalmente en su sector central correspondiente
a los lomerios de Santa Rosa o Boomerang Hills, cuyas
estructuras están alineadas en forma de un arco. Otra particularidad
es la presencia de reservorios silúricos, además de los reservorios
presentes en los sistemas anteriormente citados .
Esta área se extiende sobre el sector central de la cuenca marina
siluro-devónica (Fig. 8.5), en la que los sedimentos pelíticos de
color negro del Devónico fueron los principales generadores de
During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos
formations alternated with progradation episodes of deltas related
to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations,
which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri
Formation has productive reservoirs at medium depth, while the
Santa Rosa and Huamampampa Formations contains deep
reservoirs, both productive and potential. The clays interbedded
with the above-mentioned reservoirs are excellent seal rocks. There
are also productive reservoris in the Carboniferous, Permian,
Triassic and Jurassic.
Piedmont Play
Located in the southern part of the country (Fig. 8.1), with an
extension of 33,000 km 2 , to a great extent this area pertains to a
eastern belt of the southern sector of the Subandean unit. In its
northern part (Santa Cruz – Boomerang area), this exploratory play
bends northwest, extending into the Villa Tunari surroundings. It is
a relatively thin belt, approximately 30 to 60 km wide, of which the
eastern and western boundaries with the South Subandean and
Chaco areas, respectively, are tectonic and morphological in nature.
Due to its economic importance, this area has been subject of much
geological, geophysical and geochemical prespecting. From the
point of view of exploratory activity, it is considered as a mature
area, containing the largest number of open fields.
The region presents low hills, reflecting the lesser tectonic
deformation of the Andean orogeny’s last front. Here, low
amplitude structures with moderate rejection faultings are common,
and constitute open structural traps in the Neogene, which are fit to
trap hydrocarbons.
Morphologically, the central-western part of this area pertains to a
plain similar to that of the Chaco area, differing only their tectonic
features. From the stratigraphic-structural point of view, the region
is divided into a northern area and a southern area, separated by the
Grande River.
In the southern area, the stratigraphic sequence comprises the
Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems, while in the northern area,
this sequence repeats itself up to the Carboniferous, over which
lean the Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene, see
figures 8.4 through 8.9.
Limiting with the Beni play, the northern area is known as the
Boomerang area. Its feature is being a transference area of the last
Andean deformation front, where fault traps prevail mainly in the
central sector, which pertains to the Santa Rosa Hills or Boomerang
Hills. These hills’ structures are aligned in the shape of an arc.
Other distinguishing feature is the presence of Silurian reservoirs,
other than the reservoirs present in the aforementioned systems.
This area extends over the central sector of the Silurian-Devonian
marine basin (Fig. 8.5), in which the Devonian black pellitic
sediments were the main hydrocarbon generators during the
152

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas
interestratificadas de las formaciones arenosas, todas las pelitas
mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de
pobre a buena.
Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica,
alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a
las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las
cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La
Formación Iquiri tiene reservorios productivos solo en el sector sur,
mientras la Formación Huamampampa contiene reservorios
potenciales para algunas estructuras. El mayor volumen de
producción de esta área exploratoria proviene de reservorios
carboníferos, sin embargo existen producciones importantes en
reservorios pérmicos, triásicos, jurásicos, cretácicos y del
Paleógeno tardío (estos tres últimos mayormente en el área
Boomerang).
Area Altiplano
El Altiplano boliviano, es una extensa área exploratoria ubicada
entre la Cordillera Oriental y Occidental coincidente con la
provincia geológica del mismo nombre. Tiene una extensión de
95.000 km 2 (Fig. 8.1) y una variedad de vías de acceso.
A partir de 1960 tanto YPFB como compañías privadas, efectuaron
gran actividad exploratoria relacionada a geología, geofísica,
geoquímica y perforación exploratoria, esta ultima consistente en
ocho perforaciones dispersas en toda la región, que proporcionaron
valiosa información para efectuar una mejor evaluación de los
parámetros del sistema hidrocarburífero de la región, también
cuenta con fotografías aéreas convencionales e imágenes
satelitales.
El Altiplano es una extensa planicie elevada de 150 km de ancho
por 800 km de largo, cuya altitud fluctúa entre los 3.650 a 4.000 m,
constituida por profundas fosas y depresiones neógenas rellenadas
con sedimentos sinorogénicos neógenos y cuaternarios. En esta
planicie emergen serranías aisladas con alturas que llegan a los
4.800 m, integradas por rocas sedimentarias proterozoicas, paleozoicas,
mesozoicas y cenozoicas, de esta última edad también se
presentan rocas ígneas. Colectores del sistema de drenaje son los
lagos Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m) y los salares de Uyuni
(3730 m) y Coipasa (3653).
Estructuralmente el Altiplano se puede dividir longitudinalmente
en dos partes, una occidental y otra oriental, la primera
caracterizada por hemigrábens neógenos, formados a lo largo de
fallas transcurrentes sinistrales de rumbo N-S, que formaron
estructuras por inversión tectónica durante la compresión Andina,
con buenas condiciones estructurales para el entrampamiento. Los
depósitos asociados de relleno son sinorogénicos continentales y
tienen como fuente de aporte la Cordillera Occidental de carácter
volcano-sedimentario. La secuencia estratigráfica de esta parte
occidental, comprende al Paleozoico indiferenciado, Cretácico,
Paleógeno y Neógeno, secuencia que descansa sobre el
Proterozoico.
Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the
arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a
poor to good organic matter proportion.
During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos
formations alternated with progradation episodes of deltas related
to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri
formations, which present regular to poor secondary porosity. The
Iquiri Formation has productive reservoirs only in the southern
sector, while the Huamampampa Formation contains potential
reservoirs for some structures. The largest production volume in
this exploratory play comes from Carboniferous reservoirs;
however, there is significant production in Permian, Triassic,
Jurassic, Cretaceous, and late Paleogene reservoirs (The latter three
mainly in the Boomerang area).
Altiplano Play
The Bolivian Altiplano is an extensive exploratory play located
between the Eastern and Western Cordilleres, and coinciding with
the geological unit that goes by the same name. It has an extension
of 95.000 km 2 (Fig. 8.1), and a variety of access routes.
Since 1960, both YPFB and private companies carried out a great
deal of exploratory activity related to the geology, geophysics,
geochemistry, and exploratory perforation. The latter refers to eight
scattered perforations in the whole region, which provided valuable
information to make a better evaluation of the region’s hydrocarbon
system parameters. There are also conventional aereal
photographs and satellite images.
The Altiplano is an extensive elevated plain of a width of 150 km
by a length of 80 km. Its altitude ranges between 3,650 and 4,000
m. It is made up by deep trenches and Neogene depressions infilled
with synorogenic Neogene and Quaternary sediments. In this plain,
isolated ranges rise, reaching up to 4,800 m, and made up by
Proterozoic, Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic sedimentary rocks.
There are also igneous rocks of the latter age. The drainage
system’s collectors are the lakes Titicaca (3808 m), Poopó (3686
m), and salars Uyuni (3730 m) and Coipasa (3653 m).
Structurally, the Altiplano can be divided lengthwise into two
parts: the eastern and western parts. The former features Neogene
hemigrabens formed along the N-S trend transcurrent sinistral
faults that formed structures by tectonic inversion during the
Andean compression, with good structural conditions for
entrapment. The associated infill deposits are continental
synorogenic, and have the Western Cordillera, of volcanosedimentary
nature, as input source. The stratigraphic sequence of
this western part comprises the undifferentiated Paleozoic,
Cretaceous, Paleogene and Neogene. This sequence rests upon the
Proterozoic.
153

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La parte oriental está caracterizada por un sistema de
cabalgamientos con vergencia oeste, y cabalgada por la Cordillera
Oriental, con la acumulación de gran cantidad de conglomerados
neógenos sinorogénicos con clastos paleozoicos procedentes del
este. La secuencia estratigráfica comprende al Ordovícico, Silúrico,
Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno y
Neógeno (el Devónico-Triásico en el sector del lago Titicaca). El
Cretácico está bien desarrollado y expuesto al oeste y sur del lago
Poopó. Los anticlinales formados por la orogenia andina en esta
área oriental, son generalmente de baja amplitud con fallas de
buzamiento este, los que se consideran como buenas trampas para
hidrocarburos, y es en esta área donde se ubican la mayor parte de
las estructuras perforadas. En el sector sur de esta parte existen
también trampas complejas formadas por transpresión sobre fallas
de rumbo, afectadas por diapirismo y fallamiento.
En toda el área, para la secuencia continental y marina jurásicacretácica-paleocena,
se define un modelo tectono-estratigráfico
complejo, con el desarrollo de sistemas de rifts emplazados sobre
fallas antiguas extensionales o de cizalla (Fig. 8.11). En el limite
oriental del Altiplano, está ubicado el "Alto Tectónico de Oruro-
Carata", de rumbo NNW-SSE, que separa el rift altiplánico del rift
cordillerano de Maragua. La distribución areal de todas las secuencias
estratigráficas mencionadas pueden observarse en los mapas
correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.
La presencia de roca madre en la parte occidental del área es
incierta, mientras que en el sector oriental se han determinado
buenas rocas madre en la Formación el Molino, la Formación
Chaunaca y el Devónico. Las rocas madre cretácicas estuvieron en
diferentes estadios dentro la ventana del petróleo durante el
Neógeno.
The eastern part features a thrusting system with west vergence,
ridden by the Eastern Cordillera, with the accumulation of a large
number of Neogene synorogenic conglomerates, with Paleozoic
clasts coming from the east. The stratigraphic sequence comprises
the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian,
Triassic, Cretaceous, Paleogene and Neogene (the Devonian-
Triassic in the lake Titicaca sector). The Cretaceous is well
developed and exposed to the west and south of the Poopó Lake.
In this eastern area, the anticlines formed by the Andean orogeny
are generally of low amplitude, with east dip faults. These
anticlines are considered as good hydrocarbon traps. Most of the
bored structures are located in this area. In the southern sector,
there are also complex traps formed by the transpressure over strike
faults affected by diapyrism and faulting.
For the continental and Jurassic–Cretaceous-Paleocene marine
sequence, in the whole area, a complex tectonic-stratigraphic
model is defined, including the development of rift systems bedded
over odl extensional or shear faults (Fig. 8.11). In the Altiplano’s
eastern limit, the “Oruro-Carata Tectonic Height” is located with
NNW-SSE trend, separating the High Plateau rift from the
Maragua range rift. The area distribution of all the abovementioned
stratigraphic sequences can be seen in the maps
pertaining to the figures 8.4 through 8.9.
The presence of source rock in the western part of the area is
uncertain. Meanwhile, good source rocks have been determined to
be present in the El Molino and Chaunaca formations, as well as in
the Devonian. During the Neogene, the Cretaceous source rocks
were at different stades within the oil window.
En las secuencias estratigráficas arriba mencionadas abundan tanto
rocas reservorio como rocas sello. Si bien esta región no es
productiva en la actualidad, existen dos referencias importantes de
producciones asociadas, como son el campo agotado de petróleo de
Pirín en la parte peruana del lago Titicaca y los campos en actual
producción del Palmar Largo, Caimancito y otros en el norte
argentino, siendo la Formación Yacoraite la productora,
equivalente a la Formación cretácica El Molino. Estas referencias
mantienen el interés exploratorio del área.
Area Pantanal
Es una región pequeña de llanura, ubicada en el extremo oriental
del país (Fig. 8.1), en área de influencia del Cratón del Guaporé.
Coincide con la provincia geológica del mismo nombre y es parte
de la cuenca vecina del Pantanal brasileña. En vista de no tener
suficientes conocimientos geológicos del área, se considera a la
misma, como área potencial para futuras investigaciones, por tanto,
esta área no será discutida en este capítulo.
In the above-mentioned stratigraphic sequences, there are plenty
reservoir and seal rocks. Although this region is not currently
productive, there are two important references of associated
productions, such as the depleted oil field of Pirín, in the Peruvian
part of Lake Titicaca, and others in northern Argentina, where the
Yacoraite Formation, equivalent to the Cretaceous El Molino
Formation is the producer. These references maintain the
exploratory interest in the area.
Pantanal Play
It is a small plain region, located in the eastern end of the country
(Fig. 8.1), in the Guaporé Craton influence area. It coincides with
the geological unit that goes by the same name, and is part of the
neighboring Brazilian Pantanal basin. In view of the insufficient
geological knowledge of the area, this region is considered as
potential for future investigations; therefore, this area will not be
discussed in this chapter.
154

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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155

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.1 Areas de Exploración / Exploration Plays
1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Subandino Norte, 5) Subandino Sur, 6) Pié de Monte, 7) Altiplano, 8) Pantanal.
156

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.2 Provincias geológicas / Geological Provinces
1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Cratón de Guaporé, 5) Subandino, 6) Cordillera Oriental, 7) Altiplano, 8) Pantanal, 9) Cordillera Occidental.
157

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.3 Unidades Geotectónicas / Geotectonics Units
1) Cratón de Guaporé, 2) Macizo de Arequipa, 3) Macizo Pampeano, 4) Macizo Paraguayo, 5) Alto Madidi, 6) Alto del Izozog, 7) Alto de Michicola
158

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.4 Cuenca Tacsariana: Cámbrico superior-Ordovícico
Tacsarian Basin: Upper Cambrian – Upper Ordovician
a) Enadere – Tarene, b) Anzaldo - San Benito, c) Iscayachi - Cieneguillas, d) Avispas, e) Camacho – Sama.
159

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.5 Cuenca Cordillerana: Silúrico inferior – Carbonífero inferior
Cordilleran Basin: Lower Silurian – Lower Carboniferous
a) Río Carrasco – Kaka; b, e, g) Cancañiri – Saipurú; c, d) Cancañiri – Collpacucho; f, h, i) El Carmen – Limoncito.
160

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.6 Cuenca Subandina: Carbonífero superior – Triásico superior
Subandean Basin: Upper Carboniferous – Upper Triassic
a) Yaurichambi – Bopi; b) Grupo Titicaca; c, d) Grupos Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.
161

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.7 Cuenca Andina I (a): Jurásico inferior – Cretácico superior
Andean I (a) Basin: Lower Jurassic – Upper Cretaceous
a) Beu ; b, d) Entre Ríos – Cajones; c) La Puerta – El Molino; e) Condo – El Molino
162

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.8 Cuenca Andina I (b): Paleoceno
Andean I (b) Basin: Paleocene
a) Eslabón – Flora; b) Cajones (parte); c) Santa Lucía – Tiahuanacu; d, e) Santa Lucía – Potoco.
163

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.9 Cuenca Andina II: Oligoceno superior – Presente.
Andean II Basin: Upper Oligocene – Present
a) Bala – Tutumo; b) Coniri – Ulloma; c) San Vicente – Los Frailes; d) Petaca – Emborozú.
164

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.10 Paleocanales carboníferos: Grupo Macharetí.
Carboniferous paleochannels: Macharetí Group.
a) Montecristo; b) Río Grande; 3) Tita; 4) Camiri, 5) Estructura de Tucavaca.
165

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.11 Cuenca Andina: Cretácico – Paleoceno.
Andean Basin: Cretaceous – Paleocene
1) Santa Lucía, 2) El Molino, 3) Chaunaca, 4) Aroifilla, 5) Miraflores, 6) Tarapaya, 7) Sucre, 8) Ravelo, 9) Torotoro, 10) La Puerta, 11) Condo, 12 Yura.
(Fuente: Meneley Enterprices Ttd.)
166

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 9
LAS PROVINCIAS Y EPOCAS METALOGENICAS DE
BOLIVIA EN SU MARCO GEODINAMICO
BOLIVIAN PROVINCES AND METALOGENETIC EPOCHS
IN ITS GEODYNAMIC CONTEXT
Bertrand Heuschmidt (1) & Vitaliano Miranda-Angles (2)
Situada en el centro del continente sudamericano, Bolivia ocupa
una posición geológica, y por tanto metalogénica, privilegiada,
participando a la vez del escudo brasileño, del orógeno andino y de
las cuencas amazónica y platense. Cada una de estas megaunidades
morfoestructurales se caracteriza por una historia geológica propia.
El escudo precámbrico es el producto de varios ciclos sedimentarios
y orogénicos proterozoicos a los que sucedió un largo
período de relativa estabilidad, de pedogénesis y de aluvionamiento
hasta el presente. Las cordilleras y altiplanicies de los Andes
Centrales, eslabones del cinturón móvil circumpacífico, se
plasmaron a través de una sucesión de fases tectónicas y plutonovolcánicas
que alternaron con períodos cada vez más breves de
sedimentación detrítica, marina y luego terrígena. Por su lado las
cuencas del Amazonas y del Río de la Plata, cuya porción boliviana
constituye la llamada llanura Chaco-Beniana, fueron modeladas
por los ciclos plio-cuaternarios de degradación y agradación
fluviales resultantes, sobre todo, de la neotectónica regional y,
aguas arriba, de los cambios de perfil hidrográfico ligados a los
movimientos tardiorogénicos andinos.
A la evolución geodinámica contrastada de estas tres unidades
geoestructurales corresponden historias metalogénicas igualmente
contrastadas. En el escudo precámbrico han sido identificadas tres
épocas metalogénicas proterozoicas vinculadas con los ciclos
sedimentarios y tectono-magmáticos San Ignacio (aprox. 1600 (?)–
1300 Ma), Sunsas (aprox. 1300–950 Ma) y Brasiliano (aprox. 650–
500 Ma), otra, menor jurásico-cretácica en relación con un magmatismo
alcalino anorogénico y una quinta cenozoica fruto de varios
ciclos meteóricos continentales. El cinturón orogénico andino fue
escenario de dos ciclos metalogénicos mayores: el primero
asociado a un plutonismo ácido de edad triásico-jurásica, el
segundo, que fue de lejos el más desarrollado y productivo en
Located in the center of the South American Continent, Bolivia has
a priviliged geological, and therefore metallogenic position, being
part at the same time of the Brazilian shield, Andean orogen, and
the Amazon and La Plata basins. Each one of these morphostructural
megaunits are characterized by their own geological
history. The Pre-Cambrian shield is the product of several
Proterozoic sedimentary and orogenic cycles, which were followed
by a long period of relative stability, pedogenesis and outwash
lasting into the present. As links of a circumpacific mobile belt, the
cordilleras and altiplanicies of the Central Andes were molded
through a succession of tectonic and pluton-volcanic phases which
alternated with decreasingly shorter detrital, marine and later
terrestrial sedimentation periods. The Amazon basins, and Río de la
Plata basins on their part, make up the so-called Chaco-Beni Plain,
were modelled by Plio-Quaternary fluvial degradation and
gradation cycles, which resulted mostly of the regional neotectonics,
and upstream, of the hydrographic profile linked to the
late orogenic Andean movements.
The contrasted geodynamic evolution of these three units has
equally contrasted metallogenic histories. At the Pre-Cambrian
shield, three Proterozoic metallogenic eras have been identified,
linked to the sedimentary and tectonic-magmatic San Ignacio
(approx. 1600 (?)–1300 Ma), Sunsas (approx. 1300–950 Ma) and
Brazilian (approx. 650–500 Ma) cycles, a smaller Jurassic-
Cretaceous one, pertaining to an alkaline anorogenic magmatism,
and a fifth Cenozoic one, product of several continental meteoric
cycles. The Andean orogenic belt was the set of two major
matellogenic cycles: the first one is associated to an acidic
plutonism of Triassic-Jurassic age; the second was by far the most
developed and productive cycle in Bolivia, controlled by a
----------
(1) Consultor en Metalogenia, Casilla 13803, La Paz, Bolivia
(2) Consultor en Geología, SERGEOMIN, Casilla 2729, La Paz
167

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Bolivia, controlado por una diversidad de procesos de actividad
tectono-termal, de sedimentación terrígena epicontinental y de
erosión postectónica relacionados con las fases sucesivas de
diastrofismo andino desde el final del Paleógeno hasta el Reciente.
Por último, la acumulación de aluviones en la llanura Chaco-
Beniana, consecuencia de varios episodios neógenos a holocenos
de reajuste isostático postcinemático y epirogénico (o aún de
deshielo interglaciar) en los Andes Orientales y su piedemonte,
estuvo acompañada, en el extremo norte del país, por la formación
recurrente y en gran escala de placeres fluviátiles antiguos y
modernos de oro procedente de los afloramientos paleozoicos
mineralizados de la Cordillera Oriental.
Dadas las evoluciones metalogénicas complejas y dispares de las
grandes regiones fisiográficas y geológicas de Bolivia, la sinopsis
que sigue tiene el propósito de explicar la yacimentología y los
ciclos de mineralización de cada una de ellas a la luz de su historia
geodinámica específica, enfocada dentro de un contexto geotectónico
global.
ESCUDO PRECAMBRICO
El escudo precámbrico boliviano, cuyos recursos minerales fueron
apenas explorados y explotados en el pasado (con excepción, hasta
cierto punto, del oro), se ha convertido recientemente en uno de los
más concurridos campos de prospección minera del país.
Las fajas metálicas precámbricas
Tres fajas metalíferas mayores se suceden subparalelamente de N a
S en el escudo proterozoico boliviano (fig. 9.1). De orientación
general NW-SE y de edad media decreciente hacia el S, están
estrechamente ligadas, tanto espacial como genéticamente, a los
cinturones orogénicos de San Ignacio, Sunsas y Tucavaca. Se trata
de la faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá, de la faja
polimetálica de Sunsas y de la faja ferro-manganesífera de Mutún-
Tucavaca. Los distintivos metalogénicos de cada una se hallan
resumidos a continuación de acuerdo al orden cronológico de las
épocas de mineralización y a la perspectiva global geodinámica de
esta reseña.
Faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá
Esta franja metalífera fronteriza de difícil acceso y de limitado
interés económico cuyo eje fisiográfico es el valle del río Paraguá
se desarrolla por 300 km, con 150 km de anchura máxima en
territorio boliviano, desde la Serranía San Simón al NNW hasta la
Provincia Alcalina de Velasco al SSE. A pesar de su aparente
unidad geotectónica, es una provincia mineral compósita,
“heterotípica” y “heterocrónica” (cf. Routhier 1980) por cuanto
engloba, dispersos hacia sus márgenes, depósitos de diversos tipos,
metales y edades.
diversity of processes including tectonic-thermal activity,
epicontinental terrigenous sedimentation and post-tectonic erosion,
related to succesive Andean diatrophism phases, from the end of
the Paleogene until the Recent. Last, at the northern end of the
country, in the Eastern Andes and their piedmont, the accumulation
of alluvia at the Chaco-Beni Plain, as consequence of several
Neogene to Holocene isostatic, post-kynematic, and epirogenic
readjustment (or even interglacier defrosting) episodes, was
accompanied by the recurrent and large-scale formation of old and
modern fluviatile gold placers, originated in the mineralized
Paleozoic outcrops of the Eastern Cordillera.
Given the complex and uneven metallogenic evolutions of the large
physiographic and geologic regions of Bolivia, the aim of the
following synopsis is to explain the study of reservoirs and the
mineralization cycles of each of them, in light of their specific
geodynamic histories, and focused on the global geotectonic
context.
PRE-CAMBRIAN SHIELD
With mineral resources barely explored and exploited in the past
(to some extent with the exception of gold), the Bolivian Pre-
Cambrian shield recently became on of the most attended mineral
prospecting fields in the country.
The Pre-Cambrian Metallic Belts
Three major metalliferous belts follow one another subparallely
from N to S in the Bolivian Proterozoic shield (fig. 9.1). With a
general NW-SE trend, and a mean age decreasing towards the
south, they are spatially and genetically linked to the San Ignacio,
Sunsas and Tucavaca orogenic belts. These belts are the goldmanganese
belt of the Paraguá Craton, the polymetallic belt of
Sunsas and the iron-manganese belt of Mutún-Tucavaca. The
metallogenic features of each are summarized as follows, according
to the chronological order of the mineralization eras, and the global
geodynamic perspective in this overview.
Gold-manganese Belt of the Paraguá Craton
With its physiographic axis at the Paraguá River valley, this
frontier metalliferous belt of difficult access and limited economic
interest unfolds for 300 km from the San Simón range to the NNW
up to the Alkaline Province of Velasco to the SSE, with a
maximum width of 150 km in Bolivian territory. In spite of its
apparent geotectonic unit, it is a “heterotypical” and “heterochronical”
composite mineral province (cf. Routhier 1980) since it
includes deposits of a variety of types, metals, and ages, which
become dispersed close to the margins.
168

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.1 Provincias metalíferas de Bolivia. Metalliferous provinces of Bolivia
Su historia metalogénica se divide claramente en cuatro épocas:
Proterozoico Medio, Mesozoico superior, Paleógeno y Cuaternario,
las dos primeras con mineralizaciones endógenas y las dos últimas
con removilizaciones exógenas de las menas anteriores. La más
Its metallogenic history is divided in four epochs: Middle
Proterozoic, Upper Mesozoic, Paleogene and Quaternary. The first
two feature endogenous mineralizations and the remaining two,
exogenous re-mobilizations of the former´s ores. The oldest, and at
169

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
antigua, y a la vez la más productiva, fue la época de la orogénesis
San Ignacio (aprox. 1400-1280 Ma), cuya intensa actividad
tectono-metamorfo-magmática dio origen a los filones y saddle
reefs sin a tardicinemáticos de oro mesotermal y, subsidiariamente,
de manganeso epitermal del cinturón de esquistos epizonales San
Ignacio de San Simón (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).
Mucho después, en el Jurásico superior-Cretácico, tuvo lugar un
ciclo tafrogénico anorogénico, pues ya intracratónico, de alcance
supracontinental (fragmentación del Gondwana, apertura del
Atlántico) cuyos resultados más visibles, en el extremo SSE de la
faja, fueron la intrusión de magmas alcalinos y la inyección
posterior de fluidos hidrotermales a lo largo de profundas fracturas
corticales de tensión de rumbo variable. Los intrusivos alcalinos
(foyaitas, pulaskitas, nordmarkitas, sienitas, carbonatitas, etc.)
comprenden los 15 plutones y múltiples diques ígneos satélites del
Complejo Alcalino de Velasco, emplazados hace unos 140 Ma
durante la transición Jurásico-Cretácico y casi todos alineados
sobre el eje SW-NE de un presunto rift abortado, así como, sobre la
prolongación NE del mismo eje, los diques subvolcánicos anulares
y esporádicos necks aglomerádicos del Complejo Carbonatítico
neocretácico de Manomó, muy silicificado y luego débilmente
mineralizado en elementos litófilos (U–tierras raras–Th–Nb) y Au
(Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). En cuanto a la fase
hidrotermal postintrusiva, se tradujo por la formación, en gran parte
del escudo precámbrico, de un sinnúmero de extensos y muy
potentes (hasta unos 100 m) diques multidireccionales de cuarzo
brechoso. Estos diques, considerados subcontemporáneos del
complejo intrusivo de Manomó alrededor del cual abundan
particularmente, han sufrido como éste una alteración hipógena
penetrativa, seguida por una brechificación y por la inyección
fisural tardía de vetillas de sílice ferruginosa (Appleton et al.
1983). En la Serranía Huanchaca fueron señalados (Litherland
1982) pequeños diques de jasperoides brechificados e incluso, en el
Cerro Negrito, vestigios de filones de criptomelano acicular
bandeado asociados a dichos diques: tal depósito filoniano, que
constituye una preconcentración subeconómica de Mn, es de
carácter epitermal superficial, atribuible a fuentes termales
vulcanógenas activas en las postrimerías del ciclo riftogénico
cretácico.
En el transcurso del Cenozoico, la mineralización primaria de
manganeso del Cerro Negrito fue removilizada por varias fases de
erosión - lateritización post-epirogénicas y, en especial, enriquecida
hasta un grado virtualmente comercial por la primera y más
penetrativa de ellas que, probablemente en el Oligoceno, formó la
vasta superficie de peneplanización Pega Pega que no es sino la
Superficie Sul-Americana de Brasil (Litherland 1982).
Finalmente, la erosión cuaternaria de las vetas auríferas
mesoproterozoicas de la Serranía San Simón originó alrededor de
ésta una serie de placeres proximales de cauce actual y terrazas
principalmente y coluviales, de paleocanales o eluviales
ocasionalmente que, aunque modestos, resultan ser los mayores
yacimientos metálicos explotados hasta ahora en la faja metalogénica
del cratón de Paraguá (Biste et al. 1991).
the same time, most productive was the San Ignacio orogenesis era
(approx. 1400-1280 Ma), with an intense tectonic metamorphic and
magmatic activity which gave place to the San Ignacio of San
Simón lodes and saddle reefs, syn- to late kynematic, of mesothermal
gold, and subsidiarily, of epithermal manganese epizonal
schists (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).
Much later, during the Upper Jurassic-Cretaceous, an already
intercratonal, taphrogenic anorogenic cycle with continental reach
took place (fragmentation of the Gondwana, opening of the
Atlantic), which had more visible results: at the SSE end of the
belt, the intrusion of alkaline magmas and the later injection of
hydrothermal fluids along the deep crustal tension crevasses of
variable trend. The alkaline intrusives (foyalites, pulaskites,
nordmarkites, syenites, carbonatites, etc.) comprise the 15 plutons
and multiple satellite igneous dikes of the Velasco alkaline
Complex, which were emplaced about 140 Ma ago, during the
Jurassic-Cretaceous transition, almost all of them are aligned over
the SW-NE axis of the pressumed aborted rift, as well as the anular
subvolcanic dikes and sporadic agglomeradic necks of the Manomó
Neo-Cretaceous Carbonatitic Complex, over the NE extension of
the same axis, which were sillicified and later weakly mineralized
into litophyllic elements (U-rare earths-Th-Nb) and Au (Hawkins
1982, Litherland et al. 1986). With regards to the post-intrusive
hydrothermal phase, in a large portion of the shield, it was
translated by the formation of a countless number of extensive and
very powerful multidirectional brecciated quartz dikes (up to 100
m). These dikes, considered as sub-contemporary to the Manomó
intrusive complex, around which there are plenty of them, and just
like it, have experienced a penetrative hypogene alteration,
followed by a brecciation and the late injection of ferruginous silica
veins in the fissures (Appleton et al. 1983). In the Hunachaca
Range, small jasperoid brecciated dikes (Litherland 1982) and, at
Cerro Negrito, even vein remains of banded acicular cryptomelane,
related to such dikes; making up a sub-economic Mn preconcentration,
such vein deposit is superficial epithermal in nature, and
can attributed to active vulcanogene thermal springs during the
final years of the Cretaceous riftogenic cycle.
In the course of the Cenozoic, the primary manganese
mineralization of Cerro Negrito was re-mobilized by several
erosion-post-epirogenic lateritization phases, and was specially
enriched up to a virtually commercial extent by the first and
probably most penetrative of these phases, which probably formed
the vast Pega Pega peneplanation surface during the Oligocene.
The latter is nothing but the South American Surface of Brazil
(Litherland 1982).
Finally, the Quaternary erosion of the Meso-Proterozoic gold veins
of the San Simón Range originated a series of proximal placers,
mainly of current riverbeds and terraces, and occasionally
paleocanal colluvial or elluvial placers. Although modest, these
placers are the largest metallic beds exploited so far at the
metallogenic belt of the Paraguá Craton (Biste et al. 1991).
170

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja polimetálica de Sunsas
Heterotípica y heterocrónica como la precedente, esta faja, que a
grandes rasgos sigue el reborde sudoccidental del escudo
precámbrico boliviano, es la más extensa de éste, alargándose por
más de 750 km en dirección NNW-SSE a WNW-ESE entre los
distritos de Huachi y de Rincón del Tigre con un ancho variable de
20 a 100 km. Es también la más rica del escudo en metales no
ferrosos, particularmente en oro y metales de base, y por eso la más
activamente prospectada en la actualidad. En el plano metalogénico,
difiere de la anterior por dos características fundamentales:
?? Contiene varios cinturones de esquistos San Ignacio dotados de
secuencias y mineralizaciones volcano-sedimentarias comprobadas
o fuertemente presumidas.
Polymetallic Belt of Sunsas
Heterotypical and heterochronical as the former one, following
roughly the southwestern border of the Bolivian Pre-Cambrian
shield, this belt is the most extensive belt of such shield, extending
for over 750 km with a NNW-SSE to WNW-ESE trend between
the Huachi and Rincón del Tigre districts, and with a variable
width of 20 to 100 km. It is also the belt in the shield richest in
non-iron metals, particularly in gold and base metals. Therefore, it
is currently subject of the most active prospecting. At the
metallogenic plane, it differs from the preceding belt in two main
characteristics:
?? It contains several San Ignacio schist belts, provided with
proven or strongly pressumed volcanosedimentary sequences
and mineralizations.
Postulado
Postulated
Observado
Observed
Postulado
Postulated
Falla / Fault
Po
Au-Ag-Apy-Po
Po>Sph
Po>Sph
Sph>Po
Py
Au-Cpy
Po-Py
Zona enriquecida en alúmina y boro
High alumina and boron zone
Mineralización de oro diseminado
Disseminated gold mineralization
Oro en venillas
Stringer gold
Silicificación
Silicification
Filita negra
Black phyllite
Filita negra metalífera
Metalliferous black phyllite
Apy
Cpy
Po
Formación ferrífera bandeada
Banded iron formation
Py
Chert exhalativo
Exhalative chert
Sph
Riolita, riodacita
Rhyolite, rhyodacite
Argilita clorítica
Chloritic argillite
Arsenopirita
Arsenopyrite
Calcopirita
Chalcopyrite
Pirrotina
Pyrrhotite
Pirita
Pyrite
Esfalerita
Sphalerite
Fig. 9.2 Modelo metalogénico del yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (según Adamek et al. 1996) /
Metallogenic model for the Puquio Norte sedex gold deposit (after Adamek et al. 1996)
171

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
?? Después del ciclo San Ignacio, estuvo sometida a una enérgica
reactivación tectono-termal durante la orogénesis Sunsas que,
además de crear sus propias concentraciones metálicas de
filiación magmática, removilizó las mineralizaciones volcanosedimentarias
o filonianas del ciclo San Ignacio y reconcentró
localmente sus elementos económicos en forma de vetas de
secreción más o menos proximal, conforme al concepto de
herencia metalogénica (Routhier 1980).
Cinco son las épocas significativas de concentración metálica que
han dado a esta faja su aspecto presente. La primera y la de mayor
interés actual para la prospección minera corresponde a la supuesta
etapa inicial de sedimentación (1600 (?)–1350 Ma) del ciclo
mesoproterozoico San Ignacio, la cual, como se ha visto más
arriba, estuvo acompañada de cierta actividad volcánica y
exhalativa metalotecta ya detectada o inferida, estos últimos años,
en una serie de cinturones de esquistos San Ignacio componentes
de la faja en cuestión. Es así que, en el cinturón débilmente
metamorfizado de Ñuflo de Chávez, Adamek et al. (1996) han
podido identificar una genuina secuencia volcano-sedimentaria
(Grupo Naranjal) de posible origen riftal ensiálico, con un
volcanismo bimodal predominantemente básico; una meta BIF de
esta secuencia alberga el yacimiento de oro sedex de Puquio Norte
(fig. 9.2 ), hoy sugestivamente el primero del escudo boliviano en
ser explotado a escala industrial. Más recientemente, un importante
yacimiento de sulfuros cupro-auríferos masivos, el de Miguela, ha
sido descubierto dentro de una pila volcano-sedimentaria comparable,
aunque más proximal y ácida, del vecino cinturón de
esquistos de Guarayos. Ultimamente, otros depósitos auríferos de
los dos tipos anteriores estaban en curso de exploración en el
cinturón de Ñuflo de Chávez. Si asumimos una similar génesis
volcano-sedimentaria, muy verosímil, para el protolito (en parte
cálcico y carbonatado) del yacimiento estratoligado igualmente
cupro-aurífero de Don Mario en el sureño cinturón de esquistos de
Cristal (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), resulta notorio
que todas las mineralizaciones vulcanógenas singenéticas reconocidas
hasta el momento en el escudo están estrechamente ligadas al
arco principal SW de cinturones de esquistos del Supergrupo San
Ignacio, arco que, precisamente, constituye el metalotecto troncal
de la faja mineralizada de Sunsas. Ello significa que, de complementarse
estos hallazgos aún aislados de Au y Cu estratiformes a
estratoligados con otros dentro de los demás cinturones (Huachi,
Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San
Ignacio, San Diablo, Los Huasos) del mismo arco, dicha provincia
metalogénica llegaría a convertirse en la primera faja volcanosedimentaria
metalífera evidenciada en Bolivia y por lo tanto,
indudablemente, no sólo en el área prospectiva prioritaria del
cratón precámbrico que ya es de hecho, sino incluso en una de las
principales de todo el país.
Sucediendo a esta fase de sedimentación bajo régimen probablemente
distensivo, la orogénesis San Ignacio, cuyos efectos fueron
algo atenuados en la faja geotectónicamente marginal de Sunsas,
no removilizó sino en pequeña escala la mineralización singenética
precedente, dando solamente origen a vetas menores y esporádicas
de cuarzo aurífero cual aquellas del distrito de San Ramón,
producidas por secreción sintectónica precoz del oro sedimentarioexhalativo
del Grupo Naranjal (Bennett 1986, Litherland et al.
1986).
?? After the San Ignacio cycle, it was subjected to an energetic
tectonic-thermal jostling during the Sunsas orogenesis, which, in
addition to creating its own magmatic filiation metallic concentrations,
also re-mobilized the volcanosedimentary or phyllonian
mineralizations of the San Ignacio cycle, and re-concentrated
locally its economic elements in the form of more or less
proximal secretion veins, according to the metallogenic
inheritance concept (Routhier 1980).
Five are the significant metallic concentration eras that have shaped
the current appearance of this belt. The first and of greater current
interest for mining prospecting is the initial superimposed
sedimentation stage (1600 (?)–1350 Ma) of the San Ignacio Meso-
Proterozoic cycle, which, as mentioned above, was accompanied
by volcanic and metallotect exhalative activity, which, during the
last few years was already detected or inferred in a series of San
Ignacio schist belts making up said belt. Thus, Adamek et al.
(1996) have been able to identify a genuine volcanosedimentary
sequence (Naranjal Group) in the weakly metamorphized Ñuflo de
Chávez belt. This sequence possibly has a riftal ensialic origin with
a predominantly basic bimodal volcanism; a meta BIF in this
sequence harbors the sedex gold bed of North Puquio (fig. 9.2),
suggestively nowadays the first bed in the Bolivian shield to be
exploited at industrial scale. More recently, an important massive
copper and gold sulphur bed, namely the Miguela bed, has been
discovered within a volcanosedimentary stack comparable,
although more proximal and acidic, to the neighboring Guarayos
schist belt. Lately, other gold deposits of the previous types were
programmed to be explored at the Ñuflo de Chávez belt. If we
assume a similar volcanosedimentary genesis, which is very
plausible, for the protolith (in part calcic and carbonated) of the
strata-related, equally copper and gold-bearing Don Mario bed in
the southern Cristal schist belt (Heuschmidt & Miranda-Martínez
1995), it is evident that all the vulcanogenic syngenetic mineralizations
recognized to date in the shield, are closely linked to the main
SW arc of the San Ignacio Supergroup schist belt. Precisely such
arc makes up the trunk metallotect of the Sunsas mineralized belt.
This means that, if these still isolated stratiform to strata-related Au
and Cu findings were to be complemented with other findings
within the other belts (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente,
Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) in the
same arc, such metallogenic province would become the first
metalliferous volcanosedimentary belt seen in Bolivia, and
therefore, without a doubt not only in the priority prospective area
of the Precambrian craton, but also in one of the main prospective
areas in the whole country.
Following this sedimentation phase under a probably distensive
regime, the San Ignacio orogenesis, the effects of which were
softened at the geotectonically marginal Sunsas belt, remobilized
only at small scale the preceding syngenetic mineralization,
originating only minor and sporadic auriferous quartz veins, just
like thos of the San Ramón district, produced by the precocious
syntectonic seccretion of sedimentary-exhalative gold of the
Naranjal Group (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).
172

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Mucho más apreciables, generalizadas y diversificadas fueron las
repercusiones metalogénicas regionales de la orogénesis meso a
neoproterozoica Sunsas (1000–950 Ma aprox.), cuyo impacto fue
máximo a lo largo del cinturón móvil homónimo que engloba la
casi totalidad de la faja que nos ocupa. Ahí esta orogénesis se
caracterizó por un cizallamiento intenso y de gran alcance así como
por un plegamiento multifásico más o menos apretado (Litherland
et al. 1986). La formación de las grandes shear zones estuvo
acompañada por un metamorfismo de grado en general bajo a muy
bajo (aunque localmente medio), por una migmatización en
profundidad y por la intrusión de granitoides y pegmatitas sin a
tardicinemáticos. Fue seguida por la intrusión del Complejo
ultramáfico a máfico estratiforme Rincón del Tigre en el extremo
SSE del Cinturón Móvil y Arco Máfico de Aguapei que, más allá
del Cinturón Móvil de Sunsas, representa también el extremo SE de
la faja polimetálica considerada. A su vez siguió y clausuró el ciclo
la intrusión de granitos y doleritas postcinemáticos.
La mayor contribución metalogénica de la orogénesis Sunsas, fruto
de la acción combinada del plutonismo félsico, del metamorfismo
regional y del cizallamiento dúctil de su etapa de deformación
principal, consistió en una removilización y reconcentración
epigenéticas, a lo largo del Cinturón Móvil de Sunsas, de las
mineralizaciones o preconcentraciones geoquímicas sulfuros
masivos o sedex cupro-auríferos por lo esencial, oro filoniano o
fisural eventualmente formadas dentro de los cinturones de
esquistos San Ignacio en el transcurso del ciclo geodinámico del
mismo nombre. La universalidad de este proceso transformista en
tal contexto litoestratigráfico y tectono-termal explica la multiplicidad
de shear zones auríferas en los cinturones de Guarayos
(dist. de Miguela), de Cristal (distr. de Don Mario) y sobre todo,
gracias al marcado preenriquecimiento en oro del Grupo volcanosedimentario
Naranjal, de Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos,
Guapurutú, Los Clavos–San Clemente, etc.), entre otros
(Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al.
1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda–
Martínez 1995).
La fase de plutonismo ácido sin a tardicinemático de la orogénesis
Sunsas generó también mineralizaciones de cierto interés comercial
en aquellos cinturones de esquistos San Ignacio del Cinturón Móvil
de Sunsas que fueron intruidos por pegmatitas complejas
tarditectónicas, las únicas metalíferas. Estas intrusiones más o
menos lenticulares, relativamente escasas pero voluminosas (hasta
más de 100 m de longitud por 35 de espesor), muestran en su
conjunto una clara zonación lateral a lo largo de la serie de
cinturones de esquistos de 250 km de extensión total en dirección
WNW–ESE que las aloja. En efecto, Sn–(Be), aunque en
proporciones subeconómicas, predominan en las pegmatitas del
cinturón de Guarayos, fuentes de los placeres aluviales estañíferos
del área de Ascensión de Guarayos; Be–Nb–Sn–(U–Th–tierras
raras) en las pegmatitas del cinturón de Ñuflo de Chávez (el más
rico con las minas San Miguel, La Verde y La Negra del distrito de
La Bella), que suministran un poco de estaño a los ríos de la región
situada al S de Concepción; y Be–Ta en aquellas del cinturón de
San Ignacio (cf. mina San Josema y otras del distrito de Los Patos)
(Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos
1982).
The regional metallogenic repercusions of the Meso-to
Neoproterozoic Sunsas orogenesis (1000–950 Ma approx.), were
much more noticeable, generalized and diversified. It had a
maximum impact along the homonymous mobile belt that
encompasses almost the entire belt under discussion. There, this
orogenesis featured an intense and far-reaching shearing, as well as
a more or less tight ultiphase folding (Litherland et al. 1986). The
formation of large shear zones was accompanied by a generally
low to very low (although locally medium) degree of metamorphism
by the migmatization at depth, and by the intrusion of synto
late-kinematic granitoids and pegmatites. It was followed by the
intrusion of the stratiform ultramafic to mafic Rincón del Tigre
Complex, at the SSE end of the Aguapei Mobile Belt and Mafic
Arc which, beyond the Sunsas Mobile Belt, also represents the SE
end of the polymetallic belt under discussion. The post-kinematic
granite and dolerite intrusion, in turn, followed and ended the
cycle.
The greatest metallogenic contribution of the Sunsas orogeny,
product of the combined action of felsic plutonism, regional
metamorphism, and ductile shearing of its main deformation stage,
consisted of the epigenetic remobilization and reconcentration,
along the Sunsas Mobile Belt, of the mineralizations or geochemical
preconcentrations, essentially massive sulphurs or coppergold
sedex, ore gold, or eventually fissure gold, formed within the
San Ignacio schist belts in the course of the geodynamic cycle of
the same name. In such lithostratigraphic and tectonic-thermal
context, the universality of this transformational process explains
the multiplicity of the gold shear zones in the Guarayos (Miguela
district), Cristal (Don Mario distrit), and above all, due to the
marked enrichment in gold of the Naranjal volcanosedimentary
Group, in Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos–
San Clemente, etc.), among others (Bernasconi & López–Montaño
1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et
al. 1996, Heuschmidt & Miranda–Martínez 1995).
The syn- to late-kinematic acidic plutonism phase of the Sunsas
orogenesis also generated mineralizations with certain commercial
interest at the San Ignacio schist belts of the Sunsas Mobile Belt,
which were intruded by late-tectonic complex pegmatites, the only
ones that are metalliferous. Relatively scarce but bulky (up to 100
m long by 35 m thick), these more or less spangled intrusions, as a
whole display a clear sidewise zonation along a series of schist
belts with a total extension of 250 km in a WNW-ESE trend, which
harbors them. In fact, although in subeconomic proportions, Sn-
(Be) predominate in the pegmatites of the Guarayos belt, being
sources of alluvial tin placers in the Ascensión de Guarayos area;
Be–Nb–Sn–(U–Th–rare earths) predominate in the pegmatites of
the Ñuflo de Chávez belt (the richest, with the San Miguel, La
Verde, and La Negra mines in the La Bella district), supplying
some tin to the rivers of the region located S of Concepción; and
Be-Ta prodiminate in those of the San Ignacio belt (cf. San Josema
and other mines in the Los Patos district) (Appleton et al. 1983,
Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).
173

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Por último, hacia el fin del ciclo orogénico Sunsas, la intrusión del
Complejo Igneo bandeado Rincón del Tigre, megasill plegado de
hasta aproximadamente 5000 m de espesor diferenciado en
términos ultramáficos, máficos y félsicos de base a tope, trajo
consigo el preenriquecimiento en Ni y otros metales sideró o
calcófilos de las dunitas serpentinizadas que componen la mayor
parte de su unidad inferior ultramáfica, unidad cuya potencia
alcanza a su vez más de la mitad de aquella total del sill (Annells &
Burton 1984).
Más recientemente, el Complejo Rincón del Tigre fue el único
distrito de la faja polimetálica de Sunsas en que la reconcentración
residual de mineralizaciones primarias por los ciclos de
lateritización postepirogénica del Terciario jugó un papel
económico determinante (cf. Cerro Pelón). Son metalotectas aquí
las superficies peneplanizadas y lateritizadas Cerro Pelón, de edad
oligocena o miocena, y más abajo San Ignacio, neomiocena y
equivalente a la Superficie Velhas de Brasil. Bajo ambas se
desarrollaron, en forma escalonada, saprolitas niquelíferas
potencialmente explotables: las más antiguas, espesas, continuas y
ricas colgadas a cierta altura bajo la Superficie Cerro Pelón, que
corona una sucesión de lomas aplanadas, las más jóvenes
sepultadas en la base del perfil pedogenético de la Superficie San
Ignacio, ella misma soterrada bajo pedimentos modernos (Annells
& Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).
Con la acumulación en el Holoceno de oro detrítico en diversos
distritos mineros como los de San Ramón–San Javier (el más
trabajado del escudo boliviano, especialmente en las quebradas
cercanas a Santa Rosa de la Mina y en la cuenca del río Quíser),
Medio Monte (Palmira, etc.) y Ascensión de Guarayos (La Minita,
etc.) llega a su fin el ciclo de herencia metalogénica polifásica
iniciado en el Proterozoico Medio dentro de la faja de Sunsas. Sean
de cauce torrencial o fluvial actual o antiguo, de terraza o
coluviales, estos placeres proximales provienen efectivamente de la
erosión de las mineralizaciones auríferas filonianas emplazadas
durante la orogénesis Sunsas o llegado el caso durante la
orogénesis San Ignacio, y/o aun de sus antecesoras volcanosedimentarias
de edad San Ignacio, que afloran aguas arriba en los
mismos distritos (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986,
Bernasconi & López–Montaño 1990). Paralelamente se depositaron
los aluviones estañíferos, también proximales, de los distritos de
Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) y Concepción
(Coloradillo, etc.), formados por su lado mediante reconcentración
exógena del estaño diseminado en las pegmatitas complejas de
época Sunsas expuestas en la región (Appleton & Llanos 1982).
Finally, towards the end of the Sunsas orogenic cycle, the intrusion
of the banded Rincón del Tigre Igneous Complex, a folded
megasill of a thickness up to approximately 5000 m, and differentiated
from base to top in ultramafic, mafic and felsic terms,
brought along the enrichment in Ni and other siderophylous or
calcophylous metals of the serpentinized dunites that make up most
of the lower ultramafic unit, the power of which reaches more than
a half of that of the total sill (Annells & Burton 1984).
More recently, the Rincón del Tigre Complex was the only Sunsas
polymetallic belt district in which the waste reconcentration of the
primary mineralizations by the Tertiary post-epirogenic lateritization
cycles played a determining economic role (cf. Cerro Pelón).
Here, the peneplanated and lateritized surfaces of Cerro Pelón are
metallotect, being of Oligocene or Miocene age, and further below,
the San Ignacio surfaces, of Neomiocene age and equivalent to the
Velhas de Brasil Surface. Beneath both of the aforementioned,
potentially exploitable nickel bearing saprolites develop in
echelons: the oldest, thickest, continuous and richest hanging at a
certain height under the Cerro Pelón Surface, which tops a
succession of levelled hills, the youngest buried at the base of the
pedogenetic profile of the San Ignacio Surface, itself buried under
modern pediments (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985;
Litherland et al. 1986).
With the accumulation of detrital gold, during the Holocene, in
diverse mining districts, such as San Ramón-San Javier (the most
exploited one in the Bolivian Shield, specially in the streams
nearby Santa Rosa de la Mina and in the Quiser River basin),
Medio Monte (Palmira etc.) and Ascensión de Guarayos (La Minita
etc.), the polyphase metallogenic heritage cycle comes to an end,
being a cycle that had started during the Middle Proterozoic within
the Sunsas belt. Whether they are from a torrent riverbed, or a
current or old fluvial one, with terraces or colluvial, these proximal
placers are in effect the result of the gold ore mineralizations’
erosion that were empalced during the Sunsas orogenesis or, in its
case, during the San Ignacio orogenesis and/or even its
volcanosedimentary forerunners of San Ignacio age, which outcrop
upstream in the same districts (Biste et al. 1991, Peiser 1944,
Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). At the same
time, the also proximal tin alluvia of the Ascensión de Guarayos
(Centinela, etc.) and Concepción (Coloradillo etc.) districts, were
deposited. They are formed by the exogenous reconcentration of tin
scattered in the complex pegmatites of the Sunsas time, which are
exposed in the region (Appleton & Llanos 1982).
174

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja ferro-manganesífera de Mutún–Tucavaca
Es la más circunscrita de las tres provincias metalíferas del escudo
precámbrico boliviano, con una extensión NW-SE no superior a
230 km y una anchura media de apenas 30 km, pero es la que
encierra los más cuantiosos recursos minerales. Su historia
metalogénica tiene como distintivo esencial un vínculo íntimo con
el ciclo sedimentario brasiliano, que se desarrolló desde unos 650
hasta unos 570 Ma, antes de la orogénesis homónima, a raíz de la
apertura y expansión finiproterozoicas, en medio de la Plataforma
cratónica Sudamericana, de las cuencas riftogénicas Paraguay–
Araguaia (N–S) y Tucavaca (WNW–ESE) (Litherland et al. 1986).
Dentro de estas cuencas táfricas fue acumulándose el llamado
“Supergrupo Chiquitos”, potente serie de cobertura epicontinental
que, tal como se ha visto, consta de tres grandes unidades
litoestratigráficas superpuestas:
?? en la base, los conglomerados y otros sedimentos inmaduros,
las tobas volcánicas y luego los sedimentos glaciogénicos y
químicos (diamictitas, formaciones ferro-manganesíferas bandeadas
o “BIMF”, etc.) que constituyen los Grupos Boquí y
Jacadigo hacia el E así como la parte inferior del Grupo
Tucavaca hacia el W;
?? encima, las calizas del Grupo Murciélago al E y (según
Litherland et al., op. cit.) de la parte intermedia (Formación
Pororó) del Grupo Tucavaca al W, indicadoras de una
plataforma epicontinental ensanchada;
?? en el tope, las areniscas y lutitas de la Fm. Mandioré al E y , de
acuerdo siempre con Litherland et al. (op. cit.), de la parte
superior del Tucavaca al W, correspondientes a una nueva
extensión y profundización de las cuencas riftales y en
particular de aquella, aulacogénica, de Tucavaca hacia el
WNW a lo largo de la Línea de Chiquitos.
Todos los yacimientos importantes conocidos hasta ahora en la faja
de Mutún-Tucavaca se agrupan en la porción oriental de ésta y se
hallan hospedados en la sección basal del Grupo Boquí/Jacadigo,
dentro de BIMF “Rapitanas”, o sea de origen periglaciar, del tipo
Mato Grosso. Estas clásicas menas sedimentarias químicas de Fe–
Mn jaspilíticos del Proterozoico Superior son las más ricas en
metales ferrosos del país y representan los mayores recursos
minerales del escudo. De especial magnitud son los depósitos del
distrito boliviano–brasileño de Mutún-Urucum, del Cerro Rojo y,
en menor medida, de Cerro Colorado–Murciélago (O´Connor &
Shaw 1987). Aquellos de la Serranía Mutún fueron además
sometidos ulteriormente a un ciclo erosivo terciario, del cual
resultó una significativa reconcentración del Fe en coluvios
pedemontanos hoy en día consolidados (“canga”) como los del
paleoplacer satélite de La Cruz (O´Connor & Shaw, op. cit.)
Por otro lado, a lo largo del borde noroccidental de la cuenca
Tucavaca se emplazaron un poco más tarde una serie de indicios
epigenéticos de Zn–Pb del tipo Mississippi Valley (cf. Bocamina)
confinados dentro de la Formación Pororó, secuencia peritidal de
50 a 200 m de potencia a base de calizas criptoalgales
dolomitizadas y finamente laminadas por ritmitas de cristalización
diagenética (DCR). Estas mineralizaciones estratoligadas fueron
moderadamente removilizadas, entre 600 y 500 Ma, por el
The Mutún–Tucavaca Iron-Manganese Belt
With a NW-SE extension not exceeding 230 km and a mean width
of barely 30 km, it is the most circumscribed belt in the three
metalliferous provinces of the Bolivian Precambrian, holding,
however, the most mineral resources. Its metallogenic history has
the essential feature of a close link to the Brazilian sedimentary
cycle which developed from about 650 to 570 Ma, before the
homonymous orogenesis, which resulted from the finiproterozoic
opening and expansion of the riftogenic Paraguay-Araguaia basin
(N-S) and Tucavaca (WNW-ESE) basins (Litherland et al. 1986).
Within these taphric basins, the so-called “Chiquitos Supergroup”,
a powerful series of epicontinental cover, started accumulating,
which, as mentioned before, is made up b three large superimposed
lithostratigraphic units:
?? At the base, the conglomerates and other immature sediments,
the volcanic tuffs, and then the glaciogenic and chemical
sediments (diamictites, banded iron-manganese formations or
“BIMF”, etc.) that make up the Boquí and Jacadigo Groups to
the E, as well as the lower part of the Tucavaca Group to the W;
?? on top, the Murciélago Group limestones to the E and
(according to Litherland et al., op. cit.), from the intermediate
part (Pororó Formation) of the Tucavaca Group to the W,
indicating a widened epicontinental shelf;
?? at the top, the sandstones and shale of the Mandioré Formation
to the E, and according to Litherland et al., op. cit., as always,
from the upper part of the Tucavaca to the W, pertaining to a
new extension and deepening of the rift basins, and particularly
of the aulacogenic Tucavaca bains, to the WNW along the
Chiquitos Line.
All the important deposits known so far in the Mutún-Tucavaca
belt are grouped in its eastern portion, and are lodged in the basal
sector of the Boquí/Jacadigo Group, within the “Rapitanas”
BIMFs; that is, their origin is periglaciar, of the Matto Grosso type.
These classic chemical sedimentary jaspillitic Fe-Mn ores of the
Upper Proterozoic are the richest in ferrous metals in the country.
They represent the shield’s largest mineral resources. Specially
large are the deposits of the Bolivian-Brazilian district of Mutún-
Urucum in Cerro Rojo, and to a lesser extent, in Cerro Colorado-
Murciélago (O´Connor & Shaw 1987).The deposits of the Mutún
Range were additionally subjected to a later Tertiary erosive cycle,
which produced a significant reconcentration of Fe in piedmont
colluvia that are nowadays consolidated (“canga”) as those of the
satellite paleoplacer of La Cruz (O´Connor & Shaw, op. cit.).
On the other hand, along the northwestern border of the Tucavaca
basin, a series of Mississippi-type Zn-Pb epigenetic indications (cf.
Bocamina) were emplaced, which were confined within the Pororó
Formation, a peritidal sequence of a power of 50 to 200 m, made
up by dolomitized cryptoalgal limestones, finely laminated by
diagenetic crystalization rhythmites (DCR). Between 600 and 500
Ma, these strata-related mineralization were moderately remobilized
by the faulting of the weak Brazilian orogenesis that
175

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
fallamiento de la débil orogénesis Brasiliana que, en el cratón del
oriente boliviano, marca la transición Precámbrico-Fanerozoico.
OROGENO ANDINO
Conceptos generales
La metalogenia del oeste de Bolivia, norte de Chile, noroeste de
Argentina y centro y sud de Perú, áreas particularmente
mineralizadas de la muy extensa Provincia Polimetálica Andina, se
inscribe más específicamente en el marco de la evolución
geodinámica fanerozoica de los actuales Andes Centrales, tramo
cordillerano que se alarga desde el norte de Lima hasta el paralelo de
Tucumán entre las latitudes 11° y 27° S aproximadamente. Esta parte
de la cadena andina se caracteriza por la sucesión de oeste a este de
arcos magmáticos subparalelos y, en relación con ellos, de fajas
metalogénicas longitudinales amplias (extendiéndose hasta más de
600 km de la fosa actual de subducción, en lugar de los 40 km
alcanzados a lo sumo en los arcos normales [Coira et al. 1982]),
ordenadas según una conspicua zonación transversal: Cu-(Mo-Au) ?
Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-Zn, y apenas
disturbadas en general por una segmentación longitudinal en
subprovincias metálicas limitadas por megaestructuras tectónicas
más o menos perpendiculares al orógeno (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).
Además, se sabe que las porciones central y meridional (16°-27° S)
de los Andes Centrales, donde tuvo lugar, hacia el oeste, un
magmatismo casi continuo desde el Mioceno hasta el Reciente y
donde el volcanismo sigue todavía activo a lo largo del Arco
Principal de la Cordillera Occidental, del Altiplano occidental y de la
Puna ("Zona Volcánica Central" de los Andes), se singularizan por
dos distintivos adicionales de gran significado metalogénico:
?? una inclinación apreciable (20°-30°) del plano de Benioff
subyacente, con relación a aquella de sólo 5°-15° que tipifica los
segmentos andinos colindantes al norte y al sur, y
?? un espesor considerable (hasta 70 km) del substrato cortical
continental (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).
marks the Precambrian-Phanerozoic transition in the craton of
western Bolivia.
ANDEAN OROGEN
General Concepts
The metallogeny if western Bolivia, northern Chile, northwestern
Argentina, and central and southern Peru, areas that are particularly
mineralized in the very extensive Andean Polymetallic Province, can
be more specifically registered within the Phanerozoic geodynamic
evolution framework of the current Central Andes, a range stretch
that covers from the north of Lima to the Tucumán parallel between
the 11° and 27° S latitudes, aproximately. This part of the Andean
chain features, from west to east, the succession of subparallel
magmatic arcs and, related there to, of wide lengthwise metallogenic
belts (spanning over more than 600 km of the current subduction
trench, instead of the 40 km reached, at the most, in normal arcs
[Coira et al. 1982]), arranged according to a conspicuous broadside
zoning: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-
Zn, and in general barely disturbed by the lengthwise segmentation in
metallic provinces limited by tectonic megastructures more or less
perpendicular to the orogen (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).
Besides, it is well known that the central and meridional sectors
(16°-27° S) in the Central Andes, where, to the west, an almost
continuous magmatism took place from the Miocene to the Recent,
and where the volcanism continues to be active along the Western
Cordillera’s Main Arc, the western Altiplano, and the Puna (“Central
Volcanic Zone” of the Andes), are unique because of two additional
features of great metallogenic meaning:
?? a noticeable slope (20°-30°) of the Benioff plane, as compared to
the 5°-15° slope which is typical of the adjacent Andean segments
to the north and south, and
?? a considerable thickness (up to 70 km) of the continental crustal
bedrock (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).
176

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.3 Fajas y Yacimientos Metalíferos de los Andes Centrales, según Heuschmidt 1995/
Metalliferous belts and deposits of the Central Andes (after Heuschmidt 1995)
177

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La zonación del magmatismo y de la distribución metálica
centroandinos en fajas longitudinales de distintas edades así como el
gradual ensanchamiento del cinturón orogénico y metalogénico de
los Andes Centrales y el engrosamiento paralelo (del simple al doble)
de la corteza continental infrayacente tienen como origen común, por
lo esencial, una serie de episodios mayores de acortamiento
geotectónico y consiguiente generación profunda de magmas
intrusivos a extrusivos, los que caracterizan el ciclo geodinámico
andino desde el paso en el Cretácico Superior de una subducción de
ángulo alto y régimen de stress distensivo "de tipo Marianas" a otra
de ángulo moderado y régimen compresivo "de tipo chileno" (Boric
et al, 1990, Sillitoe 1992).
De intensidad creciente, las primeras de esas fases tectónicas
mayores fueron seguidas por "saltos" recurrentes hacia el este del
frente magmático andino, paralelo a la fosa de subducción, y del
frente metalogénico asociado; migración discontinua atribuida por
ciertos autores (cf. Boric et al., op. cit.) a la progresión gradual en el
mismo sentido del plano de Benioff al ritmo del acortamiento de la
margen continental en cada evento diastrófico, y por otros (cf.
Mitchell 1973) a una disminución polifásica del ángulo de dicho
plano del Cretácico Superior al Mioceno Inferior. Es así que dentro
de la faja cuprífera peruano-chilena, la más interna de los Andes
Centrales, se formaron sucesivamente, cada vez más lejos de la costa,
"subfajas" longitudinales de edades neocretácica (centro-sud del
Perú), neopaleocena a eo-eocena (extremo sud del Perú-norte de
Chile) y neo-eocena a eo-oligocena (norte de Chile).
Luego, a raíz de la crisis tectónica principal del Oligoceno Superior a
Mioceno Inferior (27-19 Ma) provocada por nuevos cambios
sustanciales en la dinámica de subducción de la placa de Nazca
(disminución hasta unos 20° del ángulo de subducción, reorientación
del rumbo de la convergencia en dirección perpendicular a la costa y
aceleración de la velocidad de convergencia) (Redwood 1993), el
frente orogénico, magmático y metalogénico centroandino confinado
hasta entonces dentro de la Cordillera Occidental se propagó
rápidamente a través del basamento precámbrico rígido
("microplaca" continental de Arequipa) del pie de monte altiplánico
hasta la antigua cuenca paleozoica de los Andes Orientales
(Redwood, op. cit.). Así, mientras el Altiplano se convirtió en una
cuenca de sedimentación terrígena intramontana donde se
acumularon, entre otras, espesas secuencias epicontinentales de
redbeds cupríferos, los terrenos psamo-pelíticos, y por tanto
plásticos, predominantemente ordovícicos, silúricos y devónicos que
se extendían ampliamente al este fueron fuertemente deformados y
solevantados, dando origen a lo que hoy constituye la Cordillera
Oriental, la Faja Subandina y, globalmente, el oroclino boliviano,
intruidos por magmas calco-alcalinos peraluminosos de tipo S y de
fuente mayormente cortical de los cuales derivan numerosos plutones
granitoídicos y stocks subvolcánicos (rio)dacíticos metalotectos y
abundantemente mineralizados en estaño, wolfram y otros metales
asociados (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) en el tramo nor-central a central
de la faja estañífera.
Después de esta crisis geodinámica oligo-miocena, el evento
magmático del Mioceno Medio (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) tuvo
por característica preponderante una expansión de la actividad ígnea
(subvolcánica y volcánica) y metalogénica a la mayor parte de los
The zoning of the Central Andean magmatism and metallic
distribution in lengthwise belts of different ages, as well as the
gradual enlargment of the Central Andean orogenic and metallogenic
belt, and the parallel enlargment (from simple to double) of the
underlying continental crust have essentially the common origin of a
series of major geotectonic shortening, and the ensuing deep
generation of intrusive to extrusive magmas which are typical of the
geodynamic Andean cycle, from the shift, during the Upper
Cretaceous, from a high angle subduction and “Mariana-type”
distensive stress regime to another subduction of moderate angle and
“Chilean-type” compressive regime (Boric et al. 1990, Sillitoe 1992).
With increasing intensity, the first of these major tectonic phases
were followed by recurrent “skips” of the Andean magmatic front,
parallel to the subduction trench, to the east, and of related
metallogenic front; this discontinuous migration, attributed by
some authors (cf. Boric et al., op. cit.) to the gradual progression in
the same direction as the Benioff plane, to the rhythm of the
continental margin shortening in each diastrophic event, and by
others (cf. Mitchell 1973) to a polyphase reduction of such plane’s
angle during the Upper Cretaceous to the Lower Miocene. It was so
that within the Peruvian-Chilean copper belt, the innermost in the
Central Andes, lengthwise “sub-belts” were formed successively,
each time farther away from the coast, of Neo-Cretaceous (centralsouthern
Peru), Neo-Paleocene to Eo-Eocene (southern end of Perunorthern
Chile) and Neo-Eocene to Eo-Oligocene (northern Chile)
ages.
Later on, as consequence of the main tectonic crisis of the Upper
Oligocene to the Lower Miocene (27-19 Ma), caused by new
substantial changes in the subduction dynamics of the Nazca Plate (a
decrease down to a 20° subduction angle, re-orientation of the
convergence trend in a direction perpendicular to the coast, and
acceleration of the convergence velocity) (Redwood 1993), the
Central Andean magmatic and metallogenic orogenic front, confined
up to the time within the Western Cordillera, propagated rapidly
across the rigid Precambrian basement (Arequipa continental
“microplate”) of the Altiplano piedmont, reaching up to the old
Paleozoic basin in the Eastern Andes (Redwood, op. cit.). Thus,
while the Altiplano became an intramontane terrigenous
sedimentation basin, where epicontinental copper redbed sequences
accumulated, among others, predominatly Ordovician, Silurian, and
Devonian psammopellitic, and therefore plastic terranes, which
extended widely to the east, were strongly deformed and uplifted,
giving place to what today is the Eastern Cordillera, the Sub Andean
Belt, and globally, the Bolivian orocline. All of the former are
intruded by S-type peraluminous calc-alkaline magmas, and are
mostly of crustal source, from which derive numerous granitoid
plutons and subvolcanic (rhyo)dacitic, metallotect and abundantly
mineralized by tin, wolfram, and other associated metals (Ag, Zn, Pb,
Au, Bi, etc.) stocks, in the north-central to central stretch of the tin
belt.
After the Oligo-Miocene geodynamic crisis, the magmatic event of
the Middle Miocene (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) had the
prevailing characteristic of an expansion of the igneous (subvolcanic
and volcanic) and metallogenic activity inot most of the Central
178

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Andes Centrales, especialmente en el sud (Bolivia y confines NW de
Argentina) y extremo noroccidental (sudeste del Perú) de la faja
estañífera y, al oeste, a lo largo de casi toda la faja polimetálica
mesoandina (centro del Perú, Altiplano boliviano, Cordillera
Occidental o Principal boliviano-chilena y Puna argentino-chilena).
Finalmente, durante el Mioceno Superior y Plioceno Inferior (11-4
Ma aprox.) (Redwood, op. cit.), el último episodio tectonomagmático
notable del ciclo orogénico andino originó, junto a stocks
subvolcánicos, domos, estratovolcanes, calderas y vastos escudos
ignimbríticos, una diversidad de mineralizaciones volcanogénicas de
metales preciosos y de base, bismuto, uranio, etc. que se esparcen a
lo largo y ancho de la faja polimetálica centroandina antes
mencionada, desde el centro del Perú hasta la Puna y desde la
Cordillera Principal chilena hasta la margen oriental del Altiplano,
con algunos depósitos satélites en las mesetas volcánicas
contemporáneas (Los Frailes y Morococala en el sudoeste de Bolivia,
Macusani en el sudeste del Perú) que se superponen al este a la faja
estañífera. De esta manera, la "explosión" magmática neógena
resultó ser el fenómeno geológico de más importantes consecuencias
metalogénicas y económicas en la historia de los Andes Centrales
(Redwood, op. cit.).
La supeditación de gran parte del magmatismo y de la metalogénesis
centroandinos, desde el Cretácico Superior, a una sucesión de fases
mayores de acortamiento cortical pone además de manifiesto el
contexto fundamentalmente compresivo de formación de los
yacimientos metalíferos cenozoicos de esta región, contexto
corroborado por el control de muchos de ellos por charnelas
anticlinales, fallas transpresionales y zonas de cizalla de toda
magnitud (incluyendo las megafracturas en cuyas intersecciones se
desarrollaron calderas y mineralizaciones volcanogénicas asociadas
como aquellas del Cerro Rico de Potosí, de Porco y del distrito de
Salinas de Garci Mendoza en Bolivia). Sin embargo, en el detalle,
estos depósitos sintectónicos se emplazaron dentro de zonas de
distensión localmente inducidas en el marco compresivo regional; los
más ricos, en particular, suelen circunscribirse a "duplex tensionales"
(Redwood, op. cit.) asociados a grandes fallas transcurrentes, tal
como ocurre en los casos de Llallagua, Huari Huari (Barragán-
Vargas, 1977), el Cerro Rico y Kori Kollo en los Andes bolivianos.
Las migraciones sucesivas W???E de la actividad orogénica,
magmática y metalogénica a través de los Andes Centrales en el
transcurso del Cenozoico proveen una explicación satisfactoria, a
grandes rasgos, del diseño geométrico globalmente longitudinal de
las fajas minerales de este tramo cordillerano. Sin embargo, no
permiten interpretar la zonación transversal de los metales y de los
tipos de depósitos que los contienen, ni tampoco la segmentación
longitudinal de las fajas en cuestión en series de subprovincias
diferenciables en base no sólo a límites megaestructurales
transversales sino también a signaturas geoquímicas y características
yacimentológicas distintas. Tal zonación metálica y tipológica
bidireccional puede atribuirse a diversos otros factores geológicos
que, aunque contrapuestos en forma a menudo excluyente por los
numerosos investigadores del tema desde los años 70, parecen en
realidad haber intervenido de manera paralela o aun combinada.
Entre ellos, la diferencia de nivel de erosión entre fajas ha sido
considerada determinante por varios autores desde Petersen (1970)
hasta Redwood (1987) y explica en particular la predominancia de
pórfidos cupríferos en el flanco pacífico de la Cordillera Occidental
Andes, specially in the south (Bolivia and NW limits of Argentina)
and in the northwestern end (southeast Peru) of the tin belt, and in the
west, along alomst the entire Meso Andean polymetallic belt (central
Peru, Bolivian Altiplano, Western or Main Bolivian - Chilean
Cordillera and Argentine-Chilean Puna).
Finally, during the Upper Miocene and Lower Pliocene (11-4 Ma,
approx.) (Redwood, op. cit.), the last remarkable tectonomagmatic
episode of the Andean orogenic cycle originated, together with
subvolcanic stocks, domes, stratovolcanoes, calderas, and vast
ignimbritic shields, a diversity of vulcanogenic mineralizations of
precious and base metals, bismuth uranium, etc., which are scattered
along and across the aforementioned Central Andean polymetallic
belt, from central Peru to the Puna, and from the Main Chilean
Cordillera to the Altiplano’ eastern margin, with some satellite
deposits at contemporary volcanic plateaus (Los Frailes and
Morococala, in the southwest of Bolivia, Macusani in the southeast
of Peru), which are superimposed over the tin belt to the east. In this
way, the Neogene magmatic “explosion” happened to be the
geological phenomenon with the most important metallogenic and
economic consequences in the history of the Central Andes
(Redwood, op. cit.).
The subjection of great part of the Central Andean magmatism and
metallogenesis, since the Upper Cretaceous, to a succession of major
crustal shortening phases, makes evident the fundamentally
compressive context of the formation of Cenozoic metalliferous
deposits in this region. This context was verified by controlling
several of them by means of anticline hinges, transpressional faults,
and shear zones of all magnitudes (including megafractures in the
intersections of which, related volcanogenic calderas and
mineralizations developed, such as those of the Cerro Rico de
Potosí, Porco, and the Salinas district in Garci Mendoza, Bolivia).
Nonetheless, in detail, these syntectonic deposits were emplaced
within the distension zones, locally induced in the regional
compressive framework; particularly the richest usually circumscribe
around “tensional duplex” (Redwood, op. cit.), related to large
transcurrent faults, as happens in the cases of Llallagua, Huari Huari
(Barragán-Vargas, 1977), the Cerro Rico and Kori Kollo in the
Bolivian Andes.
The successive W???E migrations of the orogenic, magmatic and
metallogenic activity across the Central Andes, in the course of the
cenozoic, provide a broadly satisfactory explanation of the globally
lengthwise, geometric desing of the mineral belts in this stretch of
the range. However, they allow an interpretation of neither the
metal broadside zoning, and of the types of deposits that hold them,
nor the lengthwise segmentation of the belts in question, in a series
of subprovinces that can be differentiated on the basis of not only
broadside megastructural boundaries, but also different geochemical
signatures and deposit characteristics. Such metallic and
typologic bidirectional zoning can be attributed to a diversity of
other geological factors which, although often counterposed in an
excluding fashion by the numerous researchers of the topic since
the 70’s, actually seem to have intervened in parallel or combine
manner. Among them, the difference in the erosion level between
belts has been considered by several authors, ranging from Petersen
(1970) to Redwood (1987), to be determining and also explains
particularly the predominance of copper porphyries at the Pacific
limb of the Western Cordillera (Chile-Peru), and of epithermal
179

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
(Chile-Perú) y de vetas epitermales de metales preciosos en las
alturas de esta última y el Altiplano. Para Lehmann (1990) en
cambio, la especialización polifásica en estaño de la Cordillera
Oriental es producto de una diferenciación particularmente
prolongada y completa de los magmas metalotectos en el seno de una
corteza continental de trasarco muy espesa, y asimismo de una
sobreconcentración de Sn en las fases magmáticas residuales y luego
hidrotermales apicales debida a la fugacidad de oxígeno
relativamente baja (reflejada en el tipo S de los granitoides) de la
potente secuencia de lutitas oscuras carbonosas de la cuenca
eopaleozoica en la cual se confina la faja estañífera.
Con otro enfoque basado en el concepto transformista de "herencia
metalogénica intracortical" de Routhier (1980), se ha relacionado
también la especialización metálica regional con etapas repetidas de
reciclaje magmático (por asimilación o anatexis) y/o removilización
hidrotermal de los materiales y elementos geoquímicos de la corteza
siálica y, por consiguiente, de reconcentración de los metales hasta
un nivel de enriquecimiento local culminante en el Terciario
Superior. Esta concepción ha sido avalada a lo largo de la década del
80 por diversos investigadores de la metalogenia centroandina,
especialmente por Frutos & Pincheira (1985), por Oyarzún (1985) a
través de su teoría de la "maduración metalogénica" del orógeno
andino e, implícitamente, por Redwood (1986) cuando recalca la
contaminación creciente en el tiempo de los magmas altiplánicos, de
origen mantélico ligado a la subducción cenozoica, por una corteza
precámbrica y paleozoica cada vez más engrosada por acortamiento
geotectónico. Ha sido en cambio juzgada contradictoria con los datos
recientes de la petroquímica y geoquímica isotópica por Lehmann
(1990) en el caso del cinturón estañífero. Sin embargo Lehrberger
vuelve a plantearla en 1992 al proponer un modelo "secrecionista" de
preconcentración sinsedimentaria y reconcentraciones sin a
tarditectónicas polifásicas del antimonio (y oro asociado) de la
cuenca euxínica eopaleozoica de la Cordillera Oriental boliviana, o
sea de la faja polimetálica externa de los Andes Centrales (fig. 9.4).
Similar es además el modelo genético de secreción tardicinemática a
partir de preconcentraciones "sedex" en formaciones psamo-pelíticas
eo-ordovícicas asumido en estos mismos años recientes por Sureda et
al. (1991) para los yacimientos vetiformes estratoligados de oro de la
provincia metalogénica quiaqueña, de edad ordovícica, en el extremo
NW de Argentina: lo cual, como sugieren estos autores, actualiza en
el contexto centroandino las nociones de evolución y herencia
metalogénicas intracorticales introducidas por Boyle (1979) y
Routhier (1980).
En cuanto a la segmentación geoquímica longitudinal de las fajas
minerales en los Andes Centrales, su origen sigue siendo también
tema de controversia. Mientras que Frutos & Pincheira (1985) ven en
ella otro efecto de una herencia metálica regionalmente heterogénea
sumada a la evolución geológica desigual de esos distintos
compartimientos geoestructurales, Boric et al. (1990) enfatizan en
Chile el rol de las variaciones espacio-temporales en las condiciones
de interacción de las placas convergentes, así como los tramos de la
cadena andina volcánicamente activos o inactivos en una época dada
corresponden a ángulos de subducción del orden de 30° o inferiores a
20° respectivamente. Entre estas dos posiciones encontradas, parece
lógico concluir como Soler et al. (1986) en el caso del Perú que la
segmentación metalogénica centroandina es por regla general fruto a
la vez de la dinámica de producción y ascensión de los magmas
calco-alcalinos a lo largo de ciertas porciones de la zona de
precious metal veins in the heights of the latter and in the
Altiplano. For Lehmann (1990), in turn, the Eastern Cordillera’s
polyphase specialization in tin is a product of a particularly
prolonged and complete differentiation of the metallotect magmas
in the bosom of the very thick back-arc continental crust, as well as
of the Sn overconcentration in the residual magmatic, and later
apex hydrothermal phases, due to the relatively low oxigen
fugacity (reflected in the granitoids’ S-type) of the powerful
sequence of carbonous dark shale of the Eo-Paleozoic basin in
which the tin belt is confined.
With a different approach, based on the transformational concept of
“intracrustal metallogenic heritage” of Routhier (1980), the
regional metallic specialization has also been related to the
repeated magmatic recycling stages (by assimilation or anatexis)
and/or hydrothermal remobilization of geochemical materials and
elements of the sialic crust, and therefore, of metal reconcentration
up to a local enrichment level ending in the Upper Tertiary. Along
the decade of the 80’s, this conception has been endorsed by
several researchers of the Central Andean metallogeny, particularly
by Frutos & Pincheira (1985) and Oyarzún (1985) through his
“metallogenic maturation” theory of the Andean orogen and,
implicitly by Redwood (1986), when he emphasizes the increasing
contamination, in time, of the mantle origin Altiplano magmas,
linked to the Cenozoic subduction by a Precambrian and Paleozoic
crust more and more enlarged by the geotectonic shortening. In the
case of the tin belt, in turn, it has been deemed contradictory by the
recent petrochemical and isotropic geochemical data of Lehmann
(1990). However, Lehrberger proposes this theory again in 1992,
when he proposes a “seccretionist” model of synsedimentary
preconcentration and syn- to late-tectonic polyphase antimonium
(and associated gold) reconcentrations of the Euxinic Eo-Paleozoic
basin of the Bolivian Eastern Cordillera; that is, of the Central
Andes external polymetallic belt (Fig. 9.4). In addition, similar is
the genetic model of late-kinematic seccretion from “sedex”
preconcentrations in Eo-Ordovician psammopellitic formations, in
recent years assumed by Sureda et al. (1991) for the strata-related
vein-shaped gold deposits of the Ordovician Quiaca metallogenic
province in the NW end of Argentina: as these authors suggest, in
the Central Andean context, this brings the intracrustal metallogenic
evolution and heritage notions introduced by Boyle (1979) and
Routhier (1980) up to date.
With regards to the lengthwise geochemical segmentation of the
Central Andean mineral belts, their origin is still a controversial
topic. While Frutos & Pincheira (1985) see in it another effect of the
regionally heterogeneous metallic heritage, added to the uneven
geological evolution of those different geostructural compartments,
in Chile, Boric et al. (1990) emphasize the role of the spatialtemporal
variations under the interaction conditions of the
converging plates, just like the volcanically active or inactive Andean
chain stretches in a given time pertain to subduction angles in the
order of 30° or below 20°, respectively. Between these two positions
found, in the case of Peru, it seems logical to conclude, like Soler et
al. (1986) that the Central Andean metallogenic segmentation, as a
general rule, is the product of both, the production dynamics and the
rise of calc-alkaline magmas along certain portions of the subduction
zone. Such portions migrate both lengthwise and sidewise, and with
180

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
subducción, porciones que van migrando tanto longitudinal como
transversal-mente, y de una evolución diferente según los segmentos
de dichos magmas en el transcurso de su trayecto y emplazamiento
corticales de acuerdo al grado regional de previa maduración
estructural de esta corteza continental (posibilidad o no de
contaminación siálica, de diferenciación magmática avanzada, de
entrampamiento tectónico de los fluidos derivados, etc) (cf. Sillitoe
1980). Aunque no se puede descartar la intervención en determinadas
áreas de otros parámetros como, por ejemplo, el nivel de erosión al
que se deben en particular las diferencias entre la metalogenia del
norte y del centro de la faja estañífera boliviana (Heuschmidt 1979).
Las fajas metálicas andinas
Al este de los depósitos de hierro, cobre y oro de la franja
metalogénica jurásica a eocretácica costera de Perú y Chile, los
Andes Centrales se caracterizan, tal como se ha visto más arriba, por
la sucesión transversal, en una posición cada vez más externa dentro
del orógeno, de cuatro extensas fajas metálicas arqueadas
(paralelamente al oroclino boliviano y sus prolongaciones NW y S)
de rumbo general NW-SE a N-S: la faja cuprífera de la Cordillera
Occidental (sensu lato), la faja polimetálica del Altiplano y de la
Cordillera Occidental (con metales preciosos y de base
predominantemente), la faja estanífera y la faja polimetálica marginal
de la Cordillera Oriental, auro-antimonífera y plumbo-zinquífera por
lo esencial.
Los Andes bolivianos participan de las tres últimas de estas cuatro
fajas y, prosiguiendo con la descripción secuencial de E a W iniciada
a propósito del escudo precámbrico, la sinopsis yacimentológica y
metalogénica siguiente está estructurada conforme a la zonación en
esa dirección de dichos tres cinturones así como, para cada uno de
ellos, al orden cronológico de los ciclos mineralizadores responsables
tanto de su progresiva especialización metálica global como de las
particularidades regionales de sus distintos segmentos en cuanto a
signatura geoquímica y a tipos de depósitos se refiere.
Faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental
La franja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera que se desarrolla
por unos 1800 km a lo largo de las faldas y contrafuertes NE y E de
la Cordillera Oriental, desde las afueras de Cuzco en el segmento
metalogénico centro-sud de los Andes peruanos hasta el sud de Salta
al borde del cratón Pampeano argentino, es la más externa de las
fajas minerales que atraviesan los Andes bolivianos. Claramente
limitada al oeste (salvo en sus extremos) por el cinturón estanífero,
tiene en cambio al este una linde mucho menos definida que se
pierde en las estribaciones selváticas de la cordillera. Su situación
geográfica marginal y la proximidad de una faja metalífera
excepcionalmente rica han frenado en gran medida, fuera de la muy
atractiva provincia antimonífera sud-boliviana, el progreso de los
conocimientos sobre sus recursos minerales y la tipología de sus
yacimientos, hecho tanto más perjudicial aún cuando se trata de una
franja metalogénicamente muy compleja, tal vez la más
"heterócrona" y "heterotípica" (en el sentido de Routhier 1980) de
Bolivia.
Se ha determinado en la Provincia Metalogénica Quiaqueña del
noroeste de Argentina que el primer ciclo mineralizador de este
cinturón se remonta a principios del Ordovícico (Tremadociano
a different evolution, according to the segments of such magmas in
the course of their crustal trajectory and emplacement, also according
to the regional degree of previous structural maturation of this
continental crust (the possibility or not of sialic contamination,
advanced magmatic differentiation, tectonic entrapment of derivate
fluids, etc) (cf. Sillitoe 1980). Although the intervention in
determinate areas of other parameters, such as the erosion level to
which the differences between the metallogeny from the north and
center of the Bolivian belt are owed, can not be dismissed
(Heuschmidt 1979).
The Andean Metallic Belts
East of the iron, copper and gold deposits of the Jurassic to coastal
Eo-Cretaceous metallogenic belt of Peru and Chile, the Central
Andes feature, as mentioned before, the broadside succession of four
extensive arched metallic belts, in an increasing outer position
within the orogen (parallel to the Bolivian orocline and its NW and S
extensions), with a general NW-SE to N-S strike: the Western
Cordillera copper belt (sensu lato) the Altiplano and Western
Cordillera polymetallic belt (mostly with precious and base
metals), the tin belt and the essentially gold-antimonium and leadzink
Eastern Cordillera marginal polymetallic belt.
The Bolivian Andes take part in the last three out of the four belts
and, continuing with theE-W sequential description started for the
Precambrian shield, the following metallogenic and deposit
synopsis is structured according to the zoning of those three belts in
that direction, and each of them, by chronological order of the
mineralization cycles responsible for both, their global progressive
metallic specialization and the regional features of their different
segments, in terms of their geochemical signature and deposit
types.
The Marginal Poly-metallic Belt of the Eastern Cordillera
The gold-antimonium and lead-zink belt that unfolds for about 1800
km along the hillsides and buttresses NE and E of the Eastern
Cordillera, from the outskirts of Cuzco in the south-central
metallogenic segment of the Peruvian Andes to the south of Salta, at
the border of the Argentine Pampean Craton, is the most extensive of
the mineral belts across the Bolivian Andes. Clearly bound to the
west (with exception of its ends) by the tin belt, to the east in turn, it
has a much less defined boundary that gets lost in the range’s jungle
spurs. Outside the very attractive antimonium province in southern
Bolivia, its marginal geographic situation and the proximity of an
exceptionally rich metalliferous belt, have put a stop, to a great
extent, to the progress of knowledge on its mineral resources and the
typology of its deposits. This is a more detrimental fact considering
that this is a metallogenically complex belt, maybe the most
“heterochronous” and “heterotypical” in Bolivia (in the sense of
Routhier 1980).
In the Quiaca Metallogenic Province in northwestern Argentina, it
was determined that this belt’s first mineralizing cycle dates back
to the beginning of the Ordovician (Lower Tremadocian – Middle
181

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Inferior - Arenigiano Medio), cuando se depositaron en altos
estructurales de la cuenca trasarco tacsariana las importantes
mineralizaciones estratiformes sedex (ulteriormente termometamorfizadas)
de Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) de El Aguilar y La Colorada,
ligadas a una actividad tectónica y exhalativa sinsedimentaria precoz.
En el Ordovícico Medio y Superior, volcanismo e hidrotermalismo
singenéticos migraron en forma diacrónica del sur al norte de la
cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Sureda et al. 1991):
testimonios de su paso por el sudoeste de Bolivia son posiblemente
las coladas o sills submarinos así como las mineraliza-ciones
auríferas estratoligadas (p. ej. las de Urkupiña según Thillier, com.
verb., 1993) de origen al parecer arealmente coetáneo que afloran en
medio de las series areno-pelíticas ordovícicas de la Cordillera
Oriental entre el sector de Tupiza y la faja subandina a la altura del
codo de Cochabamba, en especial al sud de Sucre y al oeste de
Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similares manifestaciones volcanosedimentarias
vuelven a encontrarse más al norte en las psamopelitas
caradocianas del distrito de Yani en el extremo norte de la
Cordillera Real. Ahí Tistl (1985) y Schneider (1990) han evidenciado
un episodio volcánico traquiandesítico y espilítico contemporáneo de
la sedimentación de lutitas negras enriquecidas en pirita aurífera
diseminada y portadoras de lentes estratiformes de sulfuros masivos
de tipo BPGC (blenda-pirita-galena-calcopirita); algo más arriba en
la secuencia ocurren mantos y vetas de cuarzo y sulfuros de hierro
auríferos (con escasas calcopirita, blenda y galena), interpretados
como productos de la secreción sintectónica posterior de los metales
de estas ocurrencias sedex en la aureola termometamórfica externa
del granito hercínico (permo-carbonífero según Harris 1988, in
Lehmann 1990) de Zongo-Yani. Más al norte todavía, en la parte
más distal (geotectónicamente hablando) de la cuenca ordovícica que
son los actuales Andes Orientales peruanos, Fornari & Bonnemaison
(1984) atribuyen a un hidrotermalismo volcanogénico preorogénico
postrimero la deposición en la Cordillera de Carabaya, muy cerca de
la frontera boliviana, de los lentes sinsedimentarios de sulfuros
masivos auríferos de La Rinconada. Al piso de éstos las lutitas y
areniscas encajantes están inyectadas por una red de vetillas
cuarzosas que los autores consideran como feeders y vinculan con los
"mantos" subconcordantes de cuarzo aurífero comúnmente asociados
en el área a los sedimentos paleozoicos, aunque Clark et al. (1990)
asignan a esos mantos una edad jurásica a partir de datos
radiométricos locales.
Durante el Silúrico, en la franja litoral occidental de la cuenca marina
eopaleozoica se acumularon los depósitos de hierro oolítico de la
denominada "Provincia Ferrífera Sedimentaria Centroandina"
(Chomnales 1978), eosilúrica, que se extiende de la región de
Tucumán en Argentina a la de Tarija y Sucre en Bolivia (Sureda &
Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).
Arenigian), when the important stratiform Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) sedex
mineralizations (ultimately thermally metamorphized) of El
Aguilar and La Colorada, linked to a tectonic and precocious
synsedimentary exhalative activity, were deposited in the Tacsarian
back-arc basin’s structural heights.
In the Middle and Upper Ordovician, syngenetic volcanism and
hydrothermalism migrated diachronically from the south to the
north of the Eastern Andes Paleozoic basin (Sureda et al. 1991):
evidence of their passage by southwestern Bolivia are probably the
flows or submarine sills , as well as the strata-related gold
mineralizations (according to Thillier, verbal comm, 1993, those of
Urkupiña, for instance), of apparent coetanous areal origin,
outcropping amidst the Ordovician sandy-pellitic series of the
Eastern Cordillera, between the Tupiza sector and the Sub Andean
belt, at the point of the Cochabamba bend, particularly south of Sucre
and west of Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similar
volcanosedimentary manifestations are found again further north, at
the Caradocian psammopellites of the Yani district, in the Eastern
Cordillera’s northern end. There, Tistl (1985) and Schneider (1990)
have observed a contemporary trachy-andesitic and spillitic volcanic
episode of the sedimentation of black shale enriched in scattered
gold pyrite and carrier of stratiform BPGC-type (blende-pyritegalene-calc-pyrite)
massive sulphur lenses; a little further above,
there are quartz and auriferous iron sulphur mantles and veins (with
scarce calc-pyrite, blende, and galene) in the sequence, which are
interpreted as products of the later syn-tectonic seccretion of metals
from these sedex ocurrences, at the external thermo-metamorphic
aureole of the Zongo-Yani hercynic granite (Permian-Carboniferous,
according to Harris, 1988, in Lehmann 1990). Still further north, in
the most distal part (geotectonically speaking) of the Ordovician
basin that the current Peruvian Eastern Andes constitute, Fornari &
Bonnemaison (1984) attribute the deposition of synsedimentary
lenses of the massive gold sulphurs of La Rinconada in the Carabaya
Range, very close to the Bolivian border, to a final pre-orogenic
volcanogenic hydrothermalism. In their floor, the embedded shale
and sandstones are injected by a small quartz vein network, which
the authors consider as feeders, and link to the sub-conforming
auriferous quartz “mantles” commonly associated in the area to
Paleozoic sediments, although based on the local radiometric data,
Clark et al. (1990) assign these mantles a Jurassic age.
During the Silurian, the oolitic iron deposits of the so-called
“Central Andean Sedimentary Ferriferous Province” (Chomnales
1978), accumulated in the western offshore strip of the Eo-
Paleozoic sea basin, Eo-Silurian, which extends from the Tucumán
region in Argentina and Sucre in Bolivia (Sureda & Galliski 1989,
Bozo & Monaldi 1990).
182

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.4 Modelo genético de los depósitos vetiformes de Sb-Au asociados a series sedimentarias de los Andes bolivianos
(modificado de Lehrberger 1992) /
Genetic model for the sediment-associated vein-type Sb-Au deposits of the Bolivian Andes
(modified from Lehrberger 1992)
183

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Con la geodinámica intracortical (¿transtensional?) del principio del
Mesozoico, cuyo impacto metalogénico fue mayor en el vecino
cinturón estañífero, pueden correlacionarse las vetas marginales de
cuarzo aurífero asociadas al noreste a los plutones granitoídicos
neotriásicos a eojurásicos de la parte central de la Cordillera Real y
de las otras altas cordilleras que prolongan ésta al noroeste.
Un nuevo cambio notable de ambiente geoestructural, marcado por la
riftogénesis continental generalizada que acompañó y siguió la
apertura del Atlántico sur en el Cretácico Inferior, caracteriza el
Mesozoico Superior en la cuenca de antepaís externa y ensiálica hoy
ocupada por los Andes Orientales de Bolivia. Con este rifting
Cretácico protoandino y las megafracturas corticales resultantes han
sido vinculados, en las porciones central y meridional de la faja
polimetálica considerada, por un lado las vetas de Ni-Co-Bi-U...
asociadas a series pelíticas eopaleozoicas de la zona de Tapacarí
(Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977) y las de Fe en
basaltos cretácicos de Betanzos y Ravelo, por el otro lado las
concentraciones de elementos litófilos (U-Ti-Nb-TR, etc.) y de
sodalita asociadas a intrusiones nefelinosieníticas y carbonatíticas
hipabisales de la Provincia Alcalina de Ayopaya (Avila-Salinas
1989), la que contiene además chimeneas de kimberlitas datadas de
98 Ma por Aitcheson (in Redwood 1993) y sills de gabro de 75 Ma
según Choque-Mamani (1993).
La fase geotectónica mayor ocasionada, en el Oligoceno Superior a
Mioceno Inferior, por la crisis del régimen de convergencia pacíficosudamericana
tuvo repercusiones metalogénicas al parecer atenuadas
en el cinturón polimetálico oriental de los Andes bolivianos. Ahí
efectivamente, los únicos yacimientos metalíferos aflorantes que
derivan o podrían eventualmente derivar de ella son aquellos,
filonianos, de Au-(Sb) y Pb-Ag-Zn que se encuentran en el tramo
boliviano nor-central a central de ese cinturón y se asocian unos a los
plutones epizonales oligo-miocenos expuestos (Illimani, Tres Cruces)
o no (serranía de Amutara) de la Cordillera Oriental en el distrito de
Lambate y otros, los demás a secuencias psamo-pelíticas distales del
Ordovícico en los distritos de Cocapata, Independencia, Quioma-
Asientos (?), etc. (v. Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
Desde el sud de Potosí hasta las proximidades de Jujuy en Argentina,
la faja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera de la Cordillera
Oriental se subdivide nítidamente en dos franjas paralelas de rumbo
general N-S (v. Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993):
?? una franja interna (occidental) con Sb-(Au) llamada Provincia
Antimonífera Sud-boliviana por Ahlfeld (1952), conocida como
uno de los cinturones más ricos en este metal en el mundo (cf.
yacimientos de Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha,
Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, Sucre, etc.) y
sectorialmente superpuesta hacia el oeste a la faja estañífera;
?? una franja externa (oriental) con Zn-Pb-(Ag) de menor interés
económico (cf. distritos de Wara Wara, de Padcoyo, de
Toropalca, de la región de Tupiza-Villazón, etc.).
En ambas franjas la mineralización se presenta en forma de vetas
discordantes o (para Sb-Au) de mantos y saddle reefs concordantes
sincinemáticos (Ludington et al. 1992), controlados por estructuras
Associated to the northeast to Neo-Triassic to Eo-Jurassic granitoid
plutons of the central part of the Cordillera Real and other high
ranges that extend it towards the northwest, the marginal auriferous
quartz veins can be correlated with the intracrustal (transtensional?)
geodynamics of the begining of the Mesozoic, the impact of which
was stronger on the neighbor tin belt.
A new remarkable change in the geostructural environment,
marked by the generalized continental riftogenesis that came along
with and followed the opening of the south Atlantic during the
Lower Cretaceous, is typical of tye Upper Mesozoic in the external
and ensialic foreland basin, nowadays occupied by the Bolivian
Eastern Andes. With this proto-Andean Cretaceous rifting and the
resulting crustal megafractures, in the central and meridional
portions of the polymetallic belt under discussion, the Ni-Co-Bi-
U... veins associated to Eo-Paleozoic pellitic series of the Tapacarí
area (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977), on the
one side, and the Fe veins in the Cretaceous basalts of Betanzos
and Ravelo, on the other, have been linked to concentrations of
lithophylous elements (U-Ti-Nb-TR, etc.) and sodalite associated
to hypabyssal nepheline-syenitic and carbonatitic intrusions of the
Alkaline Province of Ayopaya (Avila-Salinas 1989), which also
contains kimberlite stacks dated at 98 Ma by Aitcheson (in
Redwood 1993) and gabbro sills at 75 Ma, according to Choque-
Mamani (1993).
During the Upper Oligocene to the Lower Miocene, the major
geotectonic phase caused by the Pacific-South American
convergence regime, had metallogenic repercusions, which were
apparently softened at the eastern polimetallic belt of the Bolivian
Andes. There indeed, the only outcropping metalliferous deposits
deriving or that could eveltually derive from it are those ore Au-(Sb)
and Pb-Ag-Zn found in the north-central Bolivian stretch of this belt,
where some of them are associated to the exposed or unexposed
Oligo-Miocene epizonal plutons (Illimani, Tres Cruces) of the
Eastern Cordillera in the Lambate district, among others, and the rest
to Ordovician distal psammopellitic sequences in the Cocapata,
Independencia, Quioma-Asientos (?), and others districts (see Troëng
& Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
From the south of Potosí to the vicinity of Jujuy, Argentina, the goldantimonium
and lead-zink belt of the Eastern Cordillera is clearly
subdivided into two parallel strips with a general N-S trend (see
Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993).
?? an internal (western) strip with Sb-(Au) called South-Bolivian
Antimonium Province by Ahlfeld (1952), known as one of the
world’s richest belts in this mineral (cf. the Caracota, Churata,
Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa
de Oro, and Sucre deposits, etc.), and towards the west,
superimposed in the sector over the tin belt;
?? an external (eastern) strip with Zn-Pb-(Ag) and less economic
interest (cf. the Wara Wara, Padcoyo, Toropalca districts of the
Tupiza-Villazón region, etc.).
At both strips, the mineralization appears in the form of
unconforming veins or (for Sb-Au) synkinematic conforming
mantles and saddle reefs (Ludington et al. 1992), controlled by
184

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
longitudinales regionalmente relacionadas con la tectogénesis andina
terciaria (Rössling & Borja-Navarro 1994) (zonas de fallamiento
arealmente transpre-sional pero localmente distensivo y, tratándose
de Sb-Au, crestas de anticlinales). Está asociada a potentes
secuencias marinas ordovícicas de lutitas a menudo piritosas y/o más
o menos carbonosas dentro de las cuales las manifestaciones visibles
de magmatismo intrusivo se reducen a diques hipabisales
generalmente preminerales. En cambio, en las cercanías de los
yacimientos de antimonio se observan con frecuencia fuentes
termales controladas por las mismas estructuras e indicadoras de un
hidrotermalismo póstumo.
La génesis y edad de estos depósitos antimono-auríferos y plumbozinquíferos
permanecen todavía controvertidas. En el caso de los
primeros, Lehrberger (1992), en conformidad con el modelo
metalogénico secrecionista prevaleciente en la actualidad para las
mineralizaciones de esta clase en otros lugares de la misma faja,
sugiere para las de Bolivia tres épocas de concentración mineral (fig.
9.4 ):
I. En la cuenca marginal euxínica del Paleozoico Inferior,
preenriquecimiento en Sb y Au de las lutitas oscuras
metalotectas, básicamente por adsorción e intercambio iónico
en las superficies de minerales arcillosos, por precipitación de
sulfuros en el ambiente reductor y por filtración a través de
lodos arcillosos durante la diagénesis y la compactación, estas
últimas proveedoras al mismo tiempo de los fluidos necesarios
para transportar los metales
lengthwise structures regionally related to the Andean Tertiary
tectogenesis (Rössling & Borja-Navarro 1994) (areally transpressional
faulting zones, but locally distensive, and in the case of
Sb-Au, anticline highs). It is associated to powerful Ordovician sea
sequences of often pyritous and/or more or less carbonous shale in
which the visible manifestations of intrusive magmatism are reduced
to generally pre-mineral hypabyssal dikes. On the other hand, in the
vicinity of the antimonium deposits, thermal springs controlled by
the same structures are often observed, which are indicators of a
posthumous hydrothermalism.
The genesis and age of these antimonium-gold and lead-zink deposits
are still a controversial subject. In the case of the former, according
to the currently prevailing seccretionist model for this kind of
mineralizations in other places of the same belt, Lehrberger (1992)
suggests three mineral concetration eras for Bolivia (fig. 9.4):
I. At the Lower Paleozoic marginal euxinic basin, the preenrichment
in Sb and Au of the metallotect dark shale,
basically by the adsorption and ion exchange at the
argillaceous mineral surfaces, by the precipitation of sulphurs
in a reducer environment, and by filtration through argillaceous
mud during the diagenesis and the compaction; the latter also
provided the necessary fluids for the transportation of metals.
II.
Durante el diastrofismo hercínico del Paleozoico Superior,
concentración metálica sin a tardicinemática principal por
circuitos hidrotermales convectivos de mediana profundidad y
baja temperatura que sólo pudieron removilizar Sb y Au
(elementos particularmente móviles) de las lutitas negras
eopaleozoicas, para reprecipitarlos en zonas de descompresión
de la tectónica hercínica como son por ejemplo las charnelas
anticlinales
II.
During the Upper Paleozoic hercynic diastrophism, the syn- to
late-kinematic main metallic concentration by convective
hydrothermal circuits of medium depth and low temperature,
which could only remobilize the Sb and Au (particularly
mobile elements) of the Eo-Paleozoic black shale, to
precipitate them again in the decompression areas of the
hercynic tectonics, for instance the anticline hinges.
III.
Por último, en el transcurso de la orogénesis andina del
Cenozoico Superior, segunda reconcentración, filoniana, de los
metales de los depósitos epigenéticos paleozoicos por nuevas
celdas de convección en ambiente subvolcánico.
III.
Last, in the course of the Upper Cenozoic Andean orogenesis,
a second metal reconcentration, at the ore level, of the
Paleozoic epigenetic deposits by new convection cells in a
subvolcanic environment.
Dada la ausencia aparente de intrusiones ígneas significativas en la
gran mayoría de las áreas antimono-auríferas, por lo general cabe
relacionar la fase principal (II) de hidrotermalismo mineralizante con
los fluidos meso a epizonales de desvolatilización metamórfica
comúnmente implicados en los modelos de removilización o
“secreción” (sensu lato) intracortical sin a tarditectónica vigentes
tanto dentro del cinturón polimetálico que nos ocupa (cf. Dill et al.
1997) como en muchos otros comparables del mundo (cf. Boyle
1987). No obstante, ciertos indicios espaciales de vínculo distal con
plutones o stocks hipabisales (zonaciones, alineaciones, etc.) o aún
algunos vestigios de paragénesis precoces de alta temperatura con
minerales de filiación magmática han podido ser evidenciados en
yacimientos por lo demás similares a los precedentes. Tales
distintivos dejan vislumbrar una transición todavía imprecisa entre
depósitos exclusivamente asociados, por secreción metamórfica, a
series sedimentarias ampelíticas eopaleozoicas y depósitos
intrínsecamente ligados a la aureola termo-geoquímica externa de
Given the apparent absence of significant igneous intrusions in most
of the antimonium-gold areas, it is generally appropriate to relate the
main phase (II) of mineralizing hydrothermalism to the meso- to
epizonal metamorphic desvolatilization fluids which are commonly
involved in the effective remobilization or syn- to late-kinematic
intracrustal “seccretion” (sensu lato) within the polymetallic belt
under discussion (cf. Dill et al. 1997), as well as in other comparable
belts worldwide (cf. Boyle 1987). Nonetheless, it was possible to
observe certain spatial indications of the distal link with plutons or
hypabyssal stocks (zoning, alignments, etc.) or even some remains of
the high temperature precocious paragenesis with magmatic filiation
minerals, in some deposits that were otherwise similar to the
preceding ones. Such features alow to conjecture a even more
imprecise transition, by metamorphic seccretion, between the
deposits exclusively associated to Eo-Paleozoic sedimenary ampelitic
series and deposits intrinsically linked to the thermochemical external
aureole of plutonic (“tele” or “crypto” plutonic deposits.) or exposed
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
intrusivos plutónicos (depósitos “tele” o “cripto” plutónicos) o subvolcánicos
(depósitos epitermales) félsicos expuestos o no.
Por otra parte, a la mencionada asignación del evento mayor de
mineralización antimono-aurífera al ciclo orogénico neopaleozoico
se oponen las opiniones de Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski
(1989), quienes refieren los yacimientos respectivamente bolivianos
y argentinos de la provincia antimonífera en cuestión al Oligo-
Mioceno, lo cual concuerda a priori mejor con el marcado control de
este tipo de mineralización por estructuras tectónicas generalmente
consideradas andinas.
En el caso de los depósitos vetiformes de la franja plumbozinquífera,
no se cuenta todavía con ningún modelo genético global y
los datos isotópicos disponibles hasta la fecha para aquellos de
Bolivia (Macfarlane et al. 1990) indican una edad ya mesoterciaria
(la más plausible por las mismas razones que anteriormente) o
mesozoica, mientras que los datos existentes acerca de los distritos
del noroeste argentino, ubicados en la prolongación al sur de los de
Bolivia, abogan más bien en favor de una edad ordovícica (Barbieri
et al. 1989). Como en el caso precedente, se tendrá que esperar
dataciones radio-métricas fiables para atribuir estas mineralizaciones
a una o varias época(s) metalogénica(s) determinada(s): Terciario
Medio, Mesozoico u Ordovícico.
El último ciclo mineralizador en el cinturón polimetálico marginal de
los Andes bolivianos corresponde al lapso que va del Mioceno Medio
al Reciente y se particulariza por una metalogénesis detrítica muy
productiva en cuanto a oro se refiere. A este ciclo exógeno de
degradación y agradación de materiales auríferos procedentes de
afloramientos primarios de las distintas épocas arriba mencionadas se
deben en primera instancia los muy ricos paleoplaceres fluviátiles
miocenos de la cuenca del Cangallí (distrito de Tipuani) en las
estribaciones amazónicas de la Cordillera Real (Hérail et al. 1991).
En segundo lugar resultan de él un gran número de placeres
cuaternarios, localmente valiosos. Algunos de ellos son de origen
glaciar a fluvio-glaciar, como los de Suches en la frontera con el Perú
(Hérail et al., op. cit.). La mayoría, empero, son fluviales intra a
pedemontanos en terrazas, playas, cauces actuales y antiguos, etc.,
como aquellos de Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., Miranda-
Angles et al. 1991), típicos placeres multifásicos "gigantes" del
cinturón circum-pacífico, sobreenriquecidos por una neotectónica
intensa y recurrente, según Bache (1982) y Choquecamata.
or unexposed felsic subvolcanic (epithermal deposits) intrusives.
On the other hand, the opinions of Dill et al. (1997) y de Sureda &
Galliski (1989) are opposed to the aformentioned assignation of the
major antimonium-gold mineralization to the Neo-Paleozoic
orogenic cycle. These authors assign the Bolivian and Argentine
deposits, respectively, of the antimonium province under discussion,
to the Oligo-Miocene, which agrees better a priori with the marked
control of this type of mineralization by tectonic structures generally
considered as Andean.
In the case of the vein-shaped deposits of the lead-zink belt, there is
no global genetic model availabe yet, and the isotopic data available
to date for such deposits in Bolivia (Macfarlane et al. 1990), indicate
an already Meso-Tertiary (the most plausible for the same reason
stated above) or Mesozoic age, while the existing data on the
northwestern Argentine districts, located on the southward extension
of the Bolivian ones, rather advocate for an Ordovician age (Barbieri
et al. 1989). As in the preceding case, reliable radiometric datings
will have to be available in order to attribute these mineralizations to
one or more determinate metallogenic ages: Middle Tertiary,
Mesozoic or Ordovician.
The last mineralizing cycle in the Bolivian Andes marginal
polymetallic belt pertains to the time span ranging from the Middle
Miocene to the Recent, and features a very productive detrital
metallogenesis with regards to gold. First, the very rich fluviatile
Miocene paleoplacers of the Cangallí basin (Tipuani district) in the
Cordillera Real Amazon spurs (Hérail et al. 1991) are owed to this
exogenous cycle of degradation and gradation of auriferous materials
coming from the primary outcrops of the above-mentioned different
ages. Second, a great number of locally valuable Quaternary placers
result form it. Some of them are of glaciar to fluvio-glaciar origin,
such as those of Suches, in the Peruvian border (Hérail et al., op.
cit.). Most of them, however, are fluvial intra- to piedmontane, in
terraces, beaches, current and old riverbeds, etc., such as those of
Choquecamata and Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., Miranda-
Angles et al. 1991), the latter typical “giant” multiphase placers of
the circumpacific belt, which, according to Bache (1982), are
overenriched by an intense and recurrent neotectonism.
186

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja estañífera
La llamada "faja estañífera boliviana" (en realidad polimetálica con
estaño dominante y desarrollada más allá de las fronteras bolivianas
hasta el sudeste peruano por un lado y el noroeste argentino por el
otro) se coloca entre las tres más extensas provincias estañíferas del
mundo junto a aquellas de Malasia y de la cordillera de Sikhota Alin
en Siberia oriental (donde ocurren mineralizaciones polimetálicas
parecidas), y también entre las más ricas con sus enormes
concentraciones metálicas de Llallagua (la mayor acumulación de
estaño hipógeno a nivel mundial), Huanuni, Colquiri, Japo-Santa Fe-
Morococala, Chorolque y otras que, por sí solas, representaban
originalmente un potencial total de más de 1 Mt Sn. Dentro como
fuera de unas 900 minas de estaño, este cinturón encierra además
cuantiosos recursos de plata (el Cerro Rico de Potosí es el mayor
yacimiento argentífero conocido), bismuto (cf. Tasna), wolfram,
metales de base y oro; de tal modo que, globalmente, se le ha podido
asignar más de los 3/4 de las menas metalíferas de Bolivia
(Heuschmidt 1979), país en cuya economía tuvo por supuesto
siempre una incidencia fundamental.
La faja estañífera se extiende por más de 1200 km de longitud, en
dirección NW-SE a N-S como la faja polimetálica marginal que la
flanquea al este, desde el sector peruano de Macusani (aprox. 14° de
latitud S) hacia el noroeste hasta más allá de la mina argentina de
Pirquitas (aprox. 23° S) hacia el sur. Confinada por lo esencial en el
flanco W y las alturas del actual cinturón orogénico trasarco de la
Cordillera Oriental, tiene en su partes septentrional y meridional un
ancho medio de 40 km que va creciendo hasta un máximo del orden
de 100 km en su parte central que corresponde a la porción más
desarrollada hacia el este del oroclino boliviano.
Además de su extensión y trascendencia minera, esta faja
intracontinental posee una remarcable originalidad geológica y
metalogénica en el marco centroandino. En primer lugar resalta la
permanencia por más de 350 Ma (desde el Paleozoico Superior hasta
el Reciente) de su especialización metálica bajo diferentes
expresiones yacimentológicas y en un contexto geotectónico muy
cambiante (Clark et al. 1984, Redwood 1993); permanencia de la que
Lehmann (1990) ha dado la explicación petrológica citada más
arriba, basada en las nociones de diferenciación avanzada de los
magmas corticales metalotectos dentro de una corteza continental
regionalmente muy gruesa y de sobreconcentración magmática e
hidrotermal residual de su estaño en el ambiente moderadamente
oxigenado de lutitas carbonosas de la cuenca eopaleozoica de la
Cordillera Oriental. En segundo lugar queda ahora bien establecido
que la geodinámica profunda de la actual faja estañífera fue mucho
menos influenciada en todo tiempo por la subducción peripacífica o
las paleosubducciones de la margen móvil sudamericana
(Gondwana) que aquella de las fajas polimetálica y cuprífera del
Altiplano y de la Cordillera Occidental, más epicontinentales: ello
tanto en el Triásico-Jurásico durante el período distensivo
protoandino como en el Oligo-Plioceno durante el ciclo compresivo
andino propiamente dicho. Lo indica claramente el quimismo
subalcalino peraluminoso de tipo S (serie ilmenita), de afinidad
cortical y no mantélica en zona Benioff, de los granitoides triásicojurásicos
y oligo-miocenos de este cinturón metalífero (Clark et al.
1984, Kontak et al. 1984).
The Tin Belt
The so-called “Bolivian tin belt” (actually, a polymetallic belt with
predominance of tin, which developed beyond the Bolivian borders
into southeastern Peru, on one side, and into northwestern Argentina,
on the other) ranks among three of the world’s most extensive tin
provinces, together with those of Malasia and the Sikhota Alin Range
in eastern Siberia (where there are similar polymetallic
mineralizations), and also among the richest, with its enormous
metallic concentrations in Llallagua (the largest hypogene tin
accumulation worldwide), Huanuni, Colquiri, Japo - Santa Fe-
Morococala, Chorolque, and others, which on their own represented
originally a total potential exceeding 1 Mt Sn. In addition, both, in
and outside around 900 tin mines, this belt holds copious resources
including silver (the Cerro Rico of Potosí is the largest silver deposit
known), bismuth (cf. Tacna), wolfram base metals and gold; thus, it
was possible to assign to it more than 3/4 of the metal ores in Bolivia
(Heuschmidt 1979), a country in which it always had a fundamental
economic incidence.
With a NW-SE to N-S trend, the tin belt extends for a length of over
1200 km, just like the marginal polimetallic belt that runs along with
it to the east, from the Peruvian sector of Macusani (approx. 14°
latitude S) towards the northwest, beyond the Argentine mine of
Pirquitas (approx. 23° S) towards the south. Essentially confined to
the W limb and the heights of the current back-arc orogenic belt of
the Eastern Cordillera, it reaches a mean width of 40 km in its
northern and meridional portions, increasing up to a maximum in the
order of 100 km in its central portion, pertaining to the most
developed portion east of the Bolivian orocline.
In addition to its extension and mining trascendence, this
intracontinental belt has a remarkable geological and metallogenic
originality in the Central Andean setting. First, the permanence of its
metallic specialization under different depositional expressions and
in a changing geotectonic context (Clark et al. 1984, Redwood 1993),
for over 350 Ma (from the Upper Paleozoic to the Recent), stands
out; this permanence was subject of the above-mentioned
petrological explanation by Lehmann (1990), based on the notions of
advanced differentiation of metallotect crustal magmas within a
continental crust that is regionally very thick and has magmatic and
residual hydrothermal overconcentration of its tin, in a moderately
oxigenated environment of carbonous shale of the Eastern Cordillera
Eo-Paleozoic basin. Second, it is now well established that, at all
times, the deep geodynamics of the current tin belt was much less
influenced by the peripacific subduction or the paleosubductions of
the South American mobile margin (Gondwana) than that of the
polymetallic and copper belts of the Altiplano and Western
Cordillera, which were more epicontinental, both in the Triassic-
Jurassic,during the proto-Andean distensive period and in the Oligo-
Pliocene, during the Andean compressive cycle itself. This clearly
indicates the S-type (ilmenite series) peraluminous subalkaline
chemism of this metalliferous belt’s Triassic-Jurassic and Oligo-
Miocene granitoid, with crustal and non-mantle affinity in the
Benioff zone (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).
187

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Tres épocas metalogénicas deben distinguirse, básicamente, a lo
largo del tramo boliviano de la faja estañífera. La más antigua fue el
Triásico Superior - Jurásico Inferior (225-202 Ma) que vio el
establecimiento a escala continental de una tectónica extensiva
(rifting), la cual repercutió en el segmento norte de la faja (altas
cordilleras Real, de Muñecas y probablemente de Apolobamba) bajo
un régimen estructural regional al parecer algo peculiar, quizás
transtensional (v. Clark et al., op. cit.) en la intrusión de una serie de
batolitos y stocks epizonales de granodioritas biotíticas y
hornbléndicas y de sienogranitos biotítico-muscovíticos (Taquesi,
Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc). Estos a su vez
dieron origen a numerosos yacimientos intra a periplutónicos (vetas,
greisens, pegmatitas y otros) de W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb tales
como aquellos de Chojlla (la mina de wolfram más importante de
Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc.
(Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980,
Lehmann 1990, etc.).
Con la propagación a través de la Cordillera Oriental de las
deformaciones mayores causadas por la crisis geodinámica andina
principal del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior, el magmatismo
calco-alcalino derivado de la fusión de la corteza continental
profunda así como la actividad metalogénica asociada migraron hacia
el sudeste hasta las porciones nor-central y luego central del cinturón
estañífero.
A la etapa inicial oligocena (28-23 Ma) de esta migración
corresponden intrusivos granitoídicos y depósitos vetiformes de
filiación plutónica notablemente semejantes a sus antecesores
mesozoicos a pesar del cambio radical de las condiciones
geotectónicas en los Andes Centrales: a saber, el batolito y los stocks
granodioríticos a sienograníticos del Illimani, de Tres Cruces, de
Santa Vera Cruz, etc. y los yacimientos de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,...
de Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota,
Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara,
La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (estos cinco últimos apicales
encima de cúpulas plutónicas no aflorantes) y otros en la parte norcentral
de la faja (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964 Troëng &
Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
A una etapa magmática posterior, eomiocena (22-19 Ma), están
vinculados en el segmento central de esta faja, menos solevantado y
por tanto menos profundamente erosionado que el segmento
septentrional del cual está separado por la megafalla transcurrente de
Tapacarí cierto número de pequeños stocks subvolcánicos en
embudo (San Pablo, Coriviri, Cóndor Iquiña, Chualla Grande, La
Salvadora,...) y ocasionales domos volcánicos (Complejo Dómico de
Colquechaca) de composición dacítica a riodacítica grosso modo
equivalente, en términos petroquímicos, a la de las plutonitas
precedentes. Estas intrusiones y extrusiones típicamente sincinemáticas
controlan un grupo de yacimientos vetiformes, irregularmente
diseminados o, localmente, estratoligados (en calcarenitas
cretácicas) ya polimetálicos telescopados (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...), ya
esencialmente estañíferos "de tipo boliviano", varios de ellos muy o
aun excepcionalmente ricos: Japo, Santa Fe-Morococala, Huanuni,
Llallagua, Poopó, Avicaya-Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc.
(Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda
(eds.) 1996ª, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Dentro de la misma
provincia metalogénica pero por lo común no asociadas, al menos
aparentemente, a este magmatismo sino más bien a series psamo-
Basically, three metallogenic eras need to be distinguished along
the Bolivian portion of the tin belt. The oldest, the Upper Triassic
– Lower Jurassic (225-202 Ma), witnessed the establishment of, at
continental scale, an extensive tectonics (rifting), which had
repercusions on the belt’s northern segment (high ranges of the
Real, Muñecas, and probably Apolobamba), under a regional
structural regime, seemingly rather peculiar, maybe transtensional
(v. Clark et al., op. cit.), in the intrusion of a series of batoliths and
epizonal biotitic and hornblendic granodiorite stocks, and of
biotitic-muskovitic syenogranites (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya,
Huayna Potosí, Sorata, etc.). These, in turn, gave place to
numerous intra- to periplutonic W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb
deposits (veins, greisens, pegmatites and others), such as those of
Chojlla (the most important wolfram mine in Bolivia), Bolsa
Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld &
Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann
1990, etc.).
With the propagation of the major deformations, across the Eastern
Cordillera , caused by the main Andean geodynamic crisis of the
Upper Oligocene – Lower Miocene, the calc-alkaline magmatism
derived from the deep continental crust fusion, as well as the
associated metallogenic activity, migrated towards the southeast up
to the north-central and later central portions of the tin belt.
The granitoid intrusives and vein-shaped deposits of plutonic
filiation correspond to the initial Oligocene (28-23 Ma) stage of
this migration. They are notoriously similar to their Mesozoic
forerunners, in spite of the radical change in the geotectonic
conditions in the Central Andes, namely, the batolith and the
granodioritic to syenodioritic stocks of Illimani, Tres Cruces, Santa
Vera Cruz, etc., and the de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... deposits of
Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota,
Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara,
La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (the five latter apical on top of
non-outcropping plutonic domes) and others in the north central part
of the belt (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera–
Kilibarda (eds.) 1997).
In this belt’s central segment, less uplifted and therefore less deeply
eroded that the northern sector from which it is separated by the
transcurrent Tapacarí megafault, a certain number of small
subvolcanic funneled stocks (San Pablo, Coriviri, Condor Iquiña,
Chualla Grande, La Salvadora, etc) and ocassional volcanic domes
(Colquechaca Dome Complex) of dacitic to rhyodacitic composition
roughly equivalent, in petrochemical terms, to the preceding
plutonites, are related to a later Eo-Miocene magmatic stage (22-19
Ma). These typically synkinematic intrusions and extrusions
control a group of vein-shaped deposits, irregularly scattered or
locally strata-related (in Cretaceous calc-arenites), whether telescoped
polymetallic (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...) or essentially “Boliviantype”
tin-bearing, several of them very or still exceptionally rich:
Japo, Santa Fe - Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, Avicaya-
Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996, GEOBOL-PNUD
1982, etc.). Within the same metallogenic province, but commonly
not associated to this magmatism, at least apparently, but instead to
Ordovician psammopellitic series, multiple antimonium and gold
veins are scattered; their age and genesis are sitll not well defined,
188

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
pelíticas ordovícicas, están esparcidas múltiples vetas de antimonio y
oro cuya edad y génesis quedan todavía mal definidas, aunque
probablemente comparables en general con las de los depósitos de
este tipo tan difundidos en la faja polimetálica oriental arriba
descrita; las minas más conocidas son Antofagasta, San Luis,
Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri y San
Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).
En el Mioceno Medio, período de expansión generalizada del
magmatismo centroandino, lo esencial de la actividad ígnea y
metalogénica del cinturón estañífero prosiguió su gradual migración
hacia el sud de la Cordillera Oriental hasta alcanzar el extremo NW
de Argentina. Esta migración, que se prolongó de 16 a 11 Ma, dejó
en el sudoeste de Bolivia una diversidad de cuerpos porfídicos
dacíticos, riodacíticos y cuarzo-latíticos emplazados por regla general
a menor profundidad aún que aquellos de la provincia estañífera
central (domos volcánicos mayormente, stocks y plugs subvolcánicos
accesoriamente), a veces acompañados por breccia pipes
hidrotermalizados y en ciertos casos ligados a la resurgencia de
calderas de colapso (Cerro Rico de Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya,
Tatasi-Portugalete). Los yacimientos polimetálicos de tipo boliviano
muy comúnmente asociados a estos pórfidos (Colavi, Machacamarca,
Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguaicollo, El
Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San
Vicente-Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) son geológica y
económicamente cotejables con los del Mioceno Inferior (Ahlfeld &
Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.).
Además la región posee algunas mineralizaciones epitermales
polimetálicas (Ag-Zn-Pb-Au- etc.) contemporáneas de morfología
sobre todo filoniana como las del distrito del Kari Kari, de Tollojchi,
de Cosuña, de Pulacayo y de Bonete (Alcócer-Rodríguez et al. 1993,
Redwood 1993); su marco volcánico es sensiblemente el mismo que
aquel de los depósitos precedentes.
La yacimentología neomiocena a eopliocena es en la faja estañífera
mucho más pobre que en la contigua faja polimetálica del Altiplano y
de la Cordillera Occidental, a pesar de que en ambas interviene de
modo igualmente desfavorable la escasa profundización de la erosión
desde esta época reciente; lo que da a pensar que esta última fue en
esencia, dentro del cinturón considerado, un tiempo de extinción
rápida de la actividad metalogénica hipógena. Si bien la actividad en
cuestión fue aquí también relativamente difusa, extendiéndose desde
el sudeste peruano hasta el sudoeste boliviano, se circunscribió en su
casi totalidad a vastos escudos ignimbríticos que, en Bolivia, forman
hoy las mesetas de Los Frailes, Livichuco y Morococala (segmento
centro-sud). En medio de estas potentes formaciones extrusivas se
encuentran localmente pequeños yacimientos e indicios filonianos
epitermales de metales preciosos y de base (cf. Cuyuma en la meseta
de Morococala y Pumpuri en la de Livichuco) (GEOBOL-PNUD
1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) o de uranio (cf. el
distrito de Cotaje en el borde SW de la meseta de Los Frailes
[Aparicio 1978]).
Finalmente, el Cuaternario es el período durante el cual, en relación
con los diferentes procesos recientes de solevantamiento
tardiorogénico y erosión de la cadena andina, se acumuló, al pie y río
abajo de los afloramientos de numerosos yacimientos hidrotermales
de distintas épocas de la parte boliviana del cinturón estañífero, una
gama variada de placeres coluviales, glaciares, fluvio-glaciares y
although it is likely that they are in general comparable to those of
this type of deposits, so well disseminated on the eastern polymetallic
belt described above; the best known mines are Antofagasta, San
Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri, and San
Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).
In the Middle Miocene, a period of generalized expansion of the
Central Andean magmatism, the tin belt’s essential igneous and
metallogenic activity continued its gradual migration towards the
south of the Eastern Cordillera unitl it reached the NW end of
Argentina. Prolonging from 16 to 11 Ma, this migration left in
southwest Bolivia a diversity of dacitic, rhyolitic and quartz-latitic
porphyric bodies, as a general rule, emplaced at a lesser depth,
although those at the central tin province (mostly volcanic domes,
stocks and subvolcanic plugs, accesorily), sometimes accompanied
by hydrothermalized breccia pipes, and in some cases, linked to the
resurgence of collapse calderas (Cerro Rico of Potosí, Porco,
Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). The Bolivian-type polymetallic
deposits very commonly associated to these porphyries
(Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco,
Carguai-collo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque,
Tatasi-Portugalete, San Vicente - Monserrat, Santa Isabel,
Esmoraca, etc.) are geologically and economically comparable to
those of the Lower Miocene (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op.
cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). In addition, the region
has some contemporary polymetallic epithermal (Ag-Zn-Pb-Auetc.)
mineralizations with an above all ore morphology, such as
those of the Kari Kari, Tollojchi, Cosuña, Pulacayo and Bonete
districts (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); their
volcanic setting os sensibly the same as that of the preceding
deposits.
In the tin belt, the Neo-Miocene to Eo-Pliocene deposit
characteristics are poorer than in the adjacent Altiplano and
Western Cordillera polymetallic belt, in spite of the fact that the
scarce deepening of the erosion from this recent age, intervenes in
both of them, in an equally unfavorable way; this brings to thought
that, within the belt under discussion, the above-mentioned age was
esentially a time of rapid extinction of the hypogene metallogenic
activity. Although the activity in question was also relatively
diffuse here, extending from southeast Peru to southwest Bolivia, it
circumscribed almost entirely vast ignimbritic shields which form,
in Bolivia, the Los Frailes, Livichuco and Morococala plateaus
(central-south segment). Locally, amidst these powerful extrusive
formations, there are small deposits and epithermal ore signs of
precious and base metals (cf. Cuyuma in the Morococala plateau and
Pumpuri in the Livichuco plateau) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng
& Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) or of uranium (cf. the Cotaje district
on the SW border of the Los Frailes plateau [Aparicio 1978]).
Finally, with regards to the different recent late-orogenic uplift and
erosion processes in the Andean chain, the Quaternary is a period
during which a wide range of colluvial, glaciar, fluvioglaciar, and
mainly fluvial tin placers (cf. El Centenario, one of the most
important among its kind in the continent, Playa Verde, Avicaya,
Aroifilla and El Rodeo in the belt’s central portion), wolfram placers
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
principalmente fluviales de estaño (cf. El Centenario, uno de los más
importantes de su género en el continente, Playa Verde, Avicaya,
Aroifilla y El Rodeo en la porción central de la faja), wolfram (cf.
Tamiñani en el distrito de Chicote-Kami) u oro (cf. Chuquiaguillo en
el segmento septentrional) (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964,
Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991).
Faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera
Occidental
Esta porción boliviana de un muy largo (más de 2000 km tan sólo en
los Andes Centrales) y ancho (hasta más de 250 km) cinturón de Ag-
Pb-Zn-Cu-Au-etc. cabalga sobre el Altiplano hacia el este y las
alturas de la Cordillera Occidental hacia el oeste (“Provincia
Polimetálica del Altiplano” de Petersen 1970).
La historia metalogénica regional se divide en dos etapas. La primera
tuvo lugar en la subprovincia cuprífera del Altiplano, mineralizada en
el transcurso y después de la fase geodinámica mayor del Oligoceno
Superior - Mioceno Inferior. Sus 80 y más depósitos estratiformes (o
estratoligados) sedimentarios o diagenéticos de cobre (Corocoro,
Chacarilla, etc.) están confinados dentro de horizontes reductores
(paleocanales fluviátiles con restos de plantas, capas porosas
originalmente impregnadas de hidrocarburos) de series de redbeds
que en su gran mayoría se acumularon en la cuenca de antepaís que
el Altiplano era todavía en el Paleógeno (Redwood 1993). Dada la
habitual delgadez de tales horizontes metalotectos en comparación
con las secuencias completas de limolitas y lutitas carbonosas que
suelen albergar la mineralización principal al techo de los redbeds en
los grandes yacimientos mundiales de esta clase, estos depósitos
bolivianos son casi todos de tamaño mucho más reducido, con la
única excepción de aquellos que, como Corocoro y Chacarilla,
fueron adicionalmente controlados por mecanismos concentradores
particularmente eficaces tales como el fallamiento o el diapirismo
sinsedimentario (Flint 1986). Las mineralizaciones uraníferas y
cupríferas en trampas orgánicas de secuencias arenosas y las
diseminaciones exhalativas de cobre asociadas a basaltos que
acompañan dichos depósitos en ciertos sectores del Altiplano tienen
aún menor relevancia (USGS-GEOBOL 1992).
(cf. Tamiñani in the Chicote-Kami district) or gold placers (cf.
Chuquiaguillo in the northern segment) (Ahlfeld & Schneider-
Scherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997,
Hérail et al. 1991), accumulated at the base and downstream of the
outcrops of numerous different age hydrothermal deposits in the
Bolivian part of the tin belt.
The Polymetallic Belt of the Altiplano and the Eastern
Cordillera
With a very long (over 2000 km in the Central Andes alone) and
wide (over 250 km) Ag-Pb-Zn-Cu-Au-etc. belt, this portion of
Bolivia rides over the Altiplano to the east and over the Eastern
Cordillera heights to the west (“Polymetallic Altiplano Province”
of Petersen 1970).
The regional metallogenic history is divided in two stages: the first
stage took place in the Altiplano cupriferous subprovince, which
was mineralized in the course of and after the major geodynamic
phase of the Upper Oligocene - Lower Miocene. Its 80 and more
sedimentary or diagenetic stratiform (or strata linked) copper
deposits (Corocoro, Chacarilla) are bound within reducer horizons
(fluviatile paleocanals with plant remanents, porous layers
originally impregnated with hydrocarbons) of redbed series, most
of which got accumulated in the foreland basin that the Altiplano
still was during the Paleogene (Redwood 1993). Given the usual
thinness of such metallotect horizons, as compared with the
complete siltstone and carbonous shale sequences that usually
harbor the main mineralization at the redbeds’ roofs in the world’s
largest deposits of this type, almost all of these Bolivian deposits
have a much more reduced size, with the sole exception of those
which, like Corocoro and Chacarilla, were further controlled by
particularly efficient concentrating mechanisms, such as faulting or
synsedimentary diapyrism (Flint 1986). The uranium and copper
mineralization in sandy sequences’ organic traps and the exhalative
copper disseminations associated to the basalts that go together
with such deposits in hundreds of Altiplano sectors, are even less
relevant (USGS-GEOBOL 1992).
La segunda fase de mineralización fue la del Mioceno Medio a
Superior, caracterizado como se ha visto por una "explosión"
magmática cuyo alcance se extendió a la mayor parte de los Andes
Centrales y que resultó ser también una época de actividad
metalogénica endógena a la vez generalizada e intensa, de hecho la
más productiva en menas polimetálicas de la faja considerada; aun
cuando esta actividad tendió a partir del Mioceno final (hacia 7 Ma) a
disminuir y a circunscribirse progresivamente, igual que el
magmatismo al cual se debía, a la "Zona Volcánica Central" de los
Andes (aprox. 16°-28° S) donde se extinguió casi por completo en el
Plioceno inferior. En términos generales, los depósitos minerales que
se formaron a través de la faja polimetálica mesoandina a lo largo de
este prolongado período metalogénico mioceno medio a superior, y
hasta plioceno inferior (16-4 Ma), tienen en común un origen
volcánico a subvolcánico (ligado a su edad reciente y ubicación en un
bloque geoestructural poco erosionado) responsable de sus caracteres
yacimentológicos esenciales. Estos, reestudiados y modelizados por
múltiples investigadores (Francis et al. 1983, Redwood 1987,
Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) desde los principios del
The second mineralization phase occured during the Middle to
Upper Miocene. As mentioned before, it featured a magmatic
“explosion” that reached most of the Central Andes. In addition, it
was a time of endogenous metallogenic activity, which was at the
same time generalized and intense; in fact, it is the most productive
in polymetallic ores in the discussed belt; even though, starting at
the final Miocene (c. 7 Ma), this activity, just like the magmatism
that caused it, tended to diminish and progressively circumscribe
around the “Central Volcanic Area” of the Andes (aprox. 16°-28°
S), where it almost completely extinguished during the Lower
Pliocene. In general terms, the mineral deposits that were formed all
across the middle Andean polymetallic belt along this extended
metallogenic period, ranging from the Middle to Upper Miocene up
to the Lower Pliocene (16-4 Ma), have a common volcanic to
subvolcanic origin (linked to its recent age and location in a little
eroded geostructural block), which is responsible for their essential
deposit-related nature. Studied and modelled again by several
researchers (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988,
USGS-GEOBOL 1992, etc.) since the beginning of the worldwide
190

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
auge mundial de la prospección de yacimientos epitermales auroargentíferos,
pueden sintetizarse como sigue:
?? Asociación, básicamente con stocks o plugs subvolcánicos
porfídicos de escasas dimensiones y profundidad de intrusión,
domos (de flujo), estratovolcanes más o menos compuestos,
coladas lávicas, capas piroclásticas, escudos ignimbríticos y/o
calderas volcánicas, de edad más frecuentemente meso que
neomiocena y de litología dominante dacítica, riodacítica,
riolítica o, eventualmente (sobre todo en el Mioceno Superior),
andesítica; procedentes del manto en zona de subducción, los
magmas calco-alcalinos (tipo I) metalotectos sufrieron en
muchas partes (p. ej. el Altiplano nororiental según Redwood
1986) una contaminación cortical creciente con el tiempo (v.
Orógeno Andino - Conceptos generales).
?? control estructural por lineamientos, megafallas transcurrentes y,
a escala local, fracturas tensionales;
?? morfología variable, desde los filones hasta los stockworks y las
diseminaciones en brechas, en piroclastitas porosas o incluso en
pórfidos;
?? mineralización comúnmente bandeada, brechosa, geódica o aun
cavernosa;
?? zonación metálica vertical más o menos (telescoping)
desarrollada: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) hacia la
superficie, con Ag/Au >> 1 en la gran mayoría de los casos y
> 50 en los depósitos epitermales;
?? alteración hidrotermal epimagmática premineral generalmente
penetrativa y zonada, con núcleos fílicos o silicificados y amplios
halos argilizados y/o propilitizados, y con zonas apicales de
argilización avanzada o "tapones" silíceos en los depósitos
subsuperficiales.
En torno a este modelo general, diversos tipos de mineralizaciones
vetiformes o diseminadas se formaron según las áreas: unas (auro)
argentíferas epitermales (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas
de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), otras
polimetálicas (metales de base, Ag, Au, Sn, etc.) de "tipo boliviano"
(Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez,
etc.) y otras aún, ocasionalmente, auro-cupríferas epiporfídicas de
transición al tipo epitermal sulfato ácido subsuperficial (como La
Española en los confines norte de la Cordillera Occidental y Escala
en el sur del Altiplano) (USGS-GEOBOL 1992, Petersen 1970,
Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c y 1997, Redwood
1993, etc.).
En síntesis, dos metalotectos muy diferentes, ambos de acción
prolongada, oponen la metalogenia de los cinturones minerales
interno (faja polimetálica occidental) y externos (fajas estañífera y
polimetálica oriental) de los Andes bolivianos. En el primero, las
sucesivas etapas de mineralización fueron por lo esencial producto de
un volcanismo y subvolcanismo calco-alcalinos polifásicos de origen
mantélico ligados a perturbaciones reiteradas de la dinámica de
subducción sud-pacífica. En los segundos el metalotecto fundamental
fue en permanencia, a nivel de la corteza superior, la extensa cuenca
psamo-pelítica ensiálica del Paleozoico Inferior, cuyas lutitas
highpoint of epithermal gold and silver bed prospecting, the latter
can be summarized as follows:
?? Association, basically with porphyric subvolcanic stocks or
plugs of small dimensions and intrusion depth, (flow) domes,
more or less composite stratovolcanos, lava flows, pyroclastic
layers, ignimbritic shields and/or volcanic calderas of a more
frequently Meso- than Neomiocene age, and with a dominatly
dacitic, rhyodacitic, rhyolitic or, eventually andesitic (particularly
during the Upper Miocene) lithologies; coming from the
mantle in the subduction zone, the metallotect calc-alkaline
magmas (type I) underwent, in time, a growing crustal
contamination in several places (for example, according to
Redwood 1986, in the northeastern Altiplano) (see Andean
Orogen - General Concepts).
?? structural control by lineaments, trasncurrent megafualts, and at
the local level, tension fractures;
?? variable morphology, from the lodes to the stockworks and
dissminations in breccia, porous puroclastites and even in
porphyries;
?? commonly banded, brecciated, geodeic or even cavernous
mineralization;
?? more or less (telescoping) developed vertical metallic zoning:
Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) towards the surface, with
Ag/Au >> 1 in most of the cases, and > 50 in the epithermal
deposits;
?? pre-mineral epimagmatic hydrothermal alteration, generally
preventive or zoned, with phyllic or silicified nuclei, and
argillated and/or propylitized halos, and advanced argillated
apex zones or siliceous “plugs” in the subsuperficial deposits.
According to the areas, diverse types of streak and scattered
mineralizations were formed around this general model: some of
them are epithermal (gold) silver bearing (cf. Berenguela, Laurani,
Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena
Vista, etc.), others are “Bolivian-type” polimetallic (base metals, Ag,
Au, Sn, etc.) (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio
de Lípez, etc.), and yet others are occasionally epiporphyric goldcopper
bearing, transitional to the subsuperficial acid sulphate
epithermal type (such as La Española in the northern boundaries of
the Western Cordillera and Escala in the southern Altiplano) (USGS-
GEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.)
1996b, 1996c and 1997, Redwood 1993, etc.).
In synthesis, two very different metallotects, both with prolonged
action, place the metallogeny of the Bolivian Andes internal
(western polymetallic belt) and external (tin and eastern
polymetallic belts) mineral belts in opposition. In the former, the
successive mineralization stages were esentially product of calcalkaline
poly-phase volcanism and subvolcanism of mantle origin,
linked to the repeated disturbances of the southpacific subduction
dynamics. In the latter, the fundamental metallotect occured in
permanence at the upper crust level the extensive Lower Paleozoic
ensialic psamo-pellitic basin, the reducing and synergetically pre-
191

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
reductoras y singenéticamente preenriquecidas en ciertos metales
controlaron repetidamente a lo largo del Fanerozoico a la vez, en
forma directa, la metalogénesis epigenética del oro, antimonio,
plomo y zinc y, en forma indirecta, la del estaño, a través de la
influencia de la baja fugacidad de oxígeno de la secuencia lutítica
sobre la concentración residual de este metal oxífilo en los magmas
corticales y los fluidos hidrotermales derivados.
LLANURA CHACO-BENIANA
La parte central de Bolivia, entre el escudo precámbrico al E y el pie
de monte subandino al W, está constituida por una vasta llanura
aluvial, localmente ondulada, que se alarga en dirección NW-SE y se
prolonga tanto hacia al NW dentro de los territorios brasileño y
peruano como hacia el SE dentro del territorio paraguayo.
Globalmente denominada “Chaco-Beniana”, esta llanura engloba al
NW los confines sudoccidentales de la cuenca amazónica, surcados
por los cursos divagantes de los grandes ríos Madera, Madre de Dios,
Beni y Mamoré y de sus numerosos afluentes. Varios de esos ríos
son portadores significativos de oro, sobre todo el Madera y el Madre
de Dios pero también, aunque en mucho menor medida, el Madidi, el
Undumo, el Tequeje y otros afluentes de orilla izquierda del Beni:
ellos definen en su conjunto la llamada cuenca aurífera amazónica,
que es la más joven de las provincias metalogénicas bolivianas.
Cuenca aurífera amazónica
Con sus 500 km y más de longitud por 10 (al NE) a 180 (al SW) de
anchura, esta elongada provincia monometálica se extiende, de SW a
NE, de un borde al otro de la llanura de inundación de la Amazonia
boliviana. Su substrato regional, aflorante sólo en rápidos
(“cachuelas”), islotes e inselbergs tabulares a lo largo del bajo Beni
(de Cachuela Esperanza hacia el NE) y del alto Madera, es un
basamento cristalino proterozoico que pertenece a la margen
occidental del escudo centrobrasileño y a su prolongación en
profundidad más al W. Fuera del extremo NE de la cuenca (región de
Araras), este basamento se halla cubierto por un antiguo glacis
aluvial pedemontano principalmente limo-arcilloso de algunas
decenas de metros de espesor que ha sido datado del Mioceno
Superior-Plioceno y atribuido a un primer ciclo notable de
degradación-agradación provocado por el solevantamiento de los
Andes Orientales y de la faja subandina (Heuschmidt & Miranda-
Martínez 1995).
Otros ciclos de erosión y aluvionamiento siguieron en el transcurso
del Plio-Cuaternario al ritmo de las fases neotectónicas de
levantamiento isostático recurrente del orógeno andino y de los
períodos glaciares e interglaciares relacionados, en las alturas
cordilleranas, a la vez con aquellos levantamientos orográficos
reiterados y con las variaciones climáticas generales, o sea con las
glaciaciones plio-pleistocenas. Durante el Pleistoceno superior en
especial, una fuerte reactivación de la tectónica de bloques andina y
de la subsidencia pedemontana compensatoria desencadenó en la
llanura beniana una inundación de gran envergadura, que
posiblemente fue todavía amplificada por la captura de las aguas
entonces glaciares del lago Titicaca por una erosión regresiva
intensificada y su derrame sobre la vertiente amazónica de la
cordillera (Campbell et al. 1985). Es a raíz de esta inundación que se
depositó, hace unos 40.000-30.000 años, la secuencia aluvial gruesa
de 0,5 a 5 m de potencia actual bautizada Fm. Manoa en el valle del
enriched shale of which, along the Phanerozoic, controlled at the
same time, both directly the epigenetic metallogenesis of gold,
antimonium, lead, and zinc, and indirectly that of tin, through the
influence of low oxigen fugacity of the shale sequence over the
residual concentration of this oxyphilous metal in crustal magmas
and derived hydrothermal fluids.
THE CHACO-BENI PLAIN
Between the Precambrian shield to the E, and the Subandean
Piedmont to the W, the central part of Bolivia is made up by a locally
rolling vast alluvial plain which extends with a NW-SE trend into
both, Brazilian and Peruvian territory to the NW and Paraguayan
territory to the SE. Globally called “Chaco-Beni,” to the NW, this
plain encompasses the southwestern boundaries of the Amazon
basin, ploughed by the rambling courses of the Madera, Madre de
Dios, Beni and Mamoré rivers, and their numerous affluents. A
number of these rivers are significant gold carriers, particularly the
Madera and Madre de Dios rivers, but also, to a lesser extent, the
Madidi, Undumo, Tequeje and other affluents of the Beni River’s
left shore: all together, they define the so-called Amazon gold
basin, which is the youngest Bolivian metallogenic province.
Amazon Gold Basin
With a length of over 500 km by a width of 10 (NE) to 180 (SW),
from SW to NE, this elongated mono-metallic province extendsform
one border to the other in the Bolivian Amazon flood plain.
Outcropping only in the rapids (“Cachuelas”), small islands and
tabular inselbergs along the low Beni (from Cachuela Esperanza to
the NE) and the high Madera, the regional bedrock is a Proterozoic
crystalline basement belonging to the western margin of the
Central-Brazilian Shield and its extension in depth further W.
Outside the basins NE end (Araras region), this basement is
covered by a mainly silty-argillaceous old piedmont alluvial glacis
of a thickness of a few tenths of meters, which has been dated at an
Upper Miocene-Pliocene age, and is attributed to the first notorious
degradation-gradation cycle caused by the Eastern Andes and Sub
Andean belt uplift (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).
In the course of the Plio-Quaternary, other erosion and washout
cycles followed the rhythm of the neotectonic phases of the
recurrent isostatic uplifting of the Andean orogen and the related
glaciar and interglaciar periods at the ranges’ heights, at the same
time as those repeated orographic upliftings and with the general
climate variations, that is, with the Plio-Pleistocene glaciations.
Particularly during the Upper Pleistocene, a strong jostling of the
Andean block tectonics and piedmont compensatroy subsidence
unleashed a great flood in the Beni plain. Likely, this flood was
further enlarged by the capture of back then glaciar waters of Lake
Titicaca, due to an intensified regressive erosion and spill over the
range’s Amazon watershed (Campbell et al. 1985). It was due to
this flood that approximately 40,000-30,000 years ago, the coarse
alluvial sequence with a current power of 0.5 to 5 m, named Manoa
Fm. in the high Madera valley, and Acre Fm. to the W was
deposited. Better known as such, the Manoa Fm. (Ruiz 1989)
192

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
alto Madera y Fm. Acre al W. La Fm. Manoa, mejor conocida (Ruiz
1989), comprende dos delgados horizontes de conglomerados
gruesos sólidamente cementados por una matriz arcillo-ferruginosa y
separados por arenas y gravas no consolidadas.
Sobre la peneplanicie originada por erosión de los sedimentos
pleistocenos, se acumularon nuevos aluviones de granulometría más
fina y de mayor espesor (aprox. 10 a 40 m) producidos por la
recurrencia de la neotectónica isostática postcinemática de
solevantamiento de los Andes y subsidencia de su pie de monte a lo
largo de todo el Holoceno. Aquéllos forman ahora las terrazas y los
lechos fluviales (de hasta dos km de ancho) aún no compactados de
la amplia llanura de inundación que, sobre una anchura que puede
alcanzar 30 km, se desarrolla a ambos lados de los cursos recientes
(paleocauces) y presentes del Madre de Dios, del Beni, del Madera y
de sus afluentes. Las litofacies, variables, incluyen gravas finas en
lentes y horizontes discontinuos, arenas, limos y arcillas, a menudo
lateritizados en superficie hasta una profundidad de cerca de 10 m
(Campbell et al., 1985).
En ese contexto geodinámico y litoestratigráfico se emplazaron dos
tipos principales de concentraciones auríferas: paleoplaceres
hospedados por los sedimentos pedemontanos gruesos de edad
pleistocena superior y, sobre todo, placeres modernos asociados a los
aluviones recientes (terrazas) o actuales de la llanura de inundación
holocena de la subcuenca Madera -Beni-Madre de Dios.
Los yacimientos del primer tipo están conocidos esencialmente
dentro de la Fm. Manoa del distrito de Araras, sobre la ribera
occidental del alto Madera. Si bien el conglomerado basal de dicha
formación contiene habitualmente menos de 1 g/m 3 Au, las gravas y
en menor grado las arenas sueltas suprayacentes están mucho más
enriquecidas en oro, especialmente en el interior de antiguos canales
intraformacionales que pueden rendir hasta 10 g/m 3 o más, como es
el caso en Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).
Las gravas auríferas holocenas dispersas en toda la extensión del
sistema de drenaje moderno del Madre de Dios (Chivé, Florencia,
Genechiquía, Carmen, etc.), del Beni (ríos Tequeje, Undumo,
Madidi, etc.) y, mayormente, del Madera (Cachuela Madera-
Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) se localizan ya en
paleocanales a orillas del río, ya en trampas para minerales pesados
en el lecho del mismo: rápidos (cachuelas) que actuaron como riffles,
playas de islas, orillas convexas de meandros, tramos hidrográficos
de alto a bajo gradiente y fondos de cauces activos (a profundidades
de hasta 10 ó 15 m). Tales gravas sueltas y por lo general más bien
finas, recubiertas por limos y arcillas estériles, suelen encerrar hasta
alrededor de 0,5 g/m 3 Au, aunque han sido señalados en lugares
tenores que sobrepasan los 4 g/m 3 (Heuschmidt & Miranda-
Martínez 1995).
Muy variada es la gama de los minerales pesados, algunos de ellos
localmente de potencial interés comercial, que acompañan el oro en
aquellas diferentes categorías de placeres fluviátiles cuaternarios:
ilmenita, hematita, magnetita, circón, rutilo, topacio, granate,
monacita negra enriquecida en tierras raras (particularmente en Eu),
casiterita autóctona a subautóctona procedente del basamento
proterozoico, colombita - tantalita, corindón, etc. El oro nativo, de
granulometría fina a ultrafina y de gran pureza, ocurre en forma de
laminillas, gránulos y polvo; la predominancia de las laminillas, que
comprises two thin horizons of coarse conglomerates solidly
cemented by an argillaceous-ferruginous matrix and separated by
unconsolidated sand and gravel.
On top of the peneplain originated by the erosion of Pleistocene
sediments, new alluvia were accumulated, with finer granulometry
and greater thickness (approx. 10 to 40 m), which were produced by
the recurrence of the Andean uplift’s post-kynematic isostatic
neotectonics, and the subsidence of its peidmont all through the
Holocene. These alluvia now form the yet uncompacted terraces and
fluvial beds (of up to a 2 km width) of the wide flood plain which,
with a width reaching up to 30 km, develops at both sides of the
recent and present courses (paleo-riverbeds) of the Madre de Dios,
Beni, Madera rivers and their affluents. The variable lithofacies
include fine gravels in discontinuous lenses and horizons, sand, silt
and clay that are often lateritized at the surface, up to a depth close to
10 m (Campbell et al. 1985).
In this geodynamic and lithostratigraphic context. two main gold
concentration types were emplaced: the paleoplacers hosted by the
coarse piedmont sediments of Upper Pleistocene age and, above
all, modern placers related to the recent or current alluvia (terraces)
of the Madera -Beni-Madre de Dios sub-basin’s Holocene flood
plain.
The first type of deposits are known esentially within the Manoa
Formation in the Araras district, over the western shore of the high
Madera River. Although this formation’s basal conglomerate
normally has less than 1 g/m 3 Au, the gravels and to a lesser extent
the sand, overlying loosely, are much richer in gold, particularly
inside the old intraformational canals, which can reach a yield of up
to 10 g/m 3 or more, such as in the case of Nueva Esperanza (Ruiz
1989, Saravia 1988).
The Holocene gold gravels scattered along the whole modern
drainage system’s extension of the Madre de Dios (Chivé,
Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), the Beni (Tequeje, Undumo,
Madidi rivers, etc) and mostly the Madera Madera (Cachuela
Madera-Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) are located in
paleocanals on the rivershores, in heavy mineral traps within the
same rivershores: rapids (Cachuelas) that acted as riffles, island
beaches, convex meander shores, hydrographic stretches of high to
low gradient, and active riverbed bottoms (at depths of 10 to 15 m).
Such loose gravels, generally fine and covered by sterile silt and clay,
usually hold about 0,5 g/m 3 Au, although values exceeding 4 g/m 3
have been reported at some sites (Heuschmidt & Miranda-Martínez
1995).
There is a varied heavy metal range, some of them with local
economic interest, which are found together with gold in the
categories of Quaternary fluviatile placers: ilmenite, hematite,
magnetite, zircon, rutile, topaz, garnet, black monacite enriched
with rare earths (particularly with Eu), autochthonous to subautochtonous
caserite coming form the Proterozoic basement,
colombite – tantalite, corundum, etc. Native gold, of fine to ultra
fine granulometry and great purity, is present in the shape of
lamellae, granules and dust; the predominance of the lamellae,
193

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
tienden a flotar, explica la común ocurrencia del metal (por ejemplo
en la Fm. Manoa) a un nivel del perfil aluvionar más alto que aquel
de los clásicos paystreaks basales donde se concentran todas las
partículas gruesas de los placeres proximales cordilleranos (Ruiz
1989).
La fuente primaria del oro detrítico de la cuenca amazónica puede
inferirse a partir de dos clases de observaciones. En primer lugar, las
características morfoscópicas y geoquímicas de las partículas
auríferas concurren en indicar un largo transporte, desde el exterior
de la cuenca. Por otra parte, llama la atención el contraste entre la
relativa abundancia del oro a todo lo largo del curso del Madre de
Dios y del Madera y su escasez, o incluso virtual ausencia, tanto en el
Mamoré (que drena aguas provenientes del escudo precámbrico)
como en el curso medio del Beni (cuya cuenca superior cordillerana
es no obstante sumamente aurífera). Tratándose del Beni, tal carencia
de oro ha sido imputada (Hérail et al, 1991) a una subsidencia
excepcionalmente pronunciada de su llanura de inundación a la salida
de los Andes (aguas abajo de Rurrenabaque), la cual provocó la
acumulación masiva de material aluvial heterométrico en el pie de
monte en vez de una gradual selección granulométrica y
concentración conjunta del metal río abajo. De cualquier modo, todo
parece demostrar que el oro de la cuenca amazónica proviene por lo
esencial del alto Madre de Dios y por tanto, en última instancia, de
las innumerables vetas de cuarzo encajonadas en terrenos psamopelíticos
eopaleozoicos del sureste de la Cordillera Oriental peruana
(Cordillera de Carabaya), vetas que dieron además origen, también
en el Perú, a los grandes yacimientos aluvionares de la cuenca
superior del Madre de Dios aguas arriba de Puerto Maldonado (ríos
alto Madre de Dios, Inambari, Tambopata y otros) (Bonnemaison et
al. 1983). Sin embargo, el aporte metálico no resultó sino
parcialmente directo a partir de los afloramientos filonianos
intemperizados. En efecto, una proporción apreciable del oro fue
removilizada, a escala más local, de los colectores intermedios que
fueron las formaciones rudáceas pedemontanas precoces ? neógenas
o pleistocenas? Mazuco (que, en el Perú, atestigua que la erosión
alcanzó las vetas auríferas ya hacia fines del Mioceno), Acre y
Manoa, de W a E. El papel preconcentrador de estos colectores intermedios
queda también ilustrado, aunque marginalmente, en la cuenca
media del Beni: pues el oro contenido y localmente explotado en las
terrazas holocenas de sus tributarios el Tequeje y el Maniquí
proviene exclusivamente de la removilización, por la disección
cuaternaria, del stock de metal previamente almacenado en la
formación neógena Tutumo del sinclinal Tuichi-Quiquibey (Hérail et
al. 1991).
which tend to float, explains the common presence of the metal (in
the Manoa Formation, for instance) at a higher alluvion profile
level than that of the basal paystreak clasts in which most of the
coarse particles of these proximal range placers concentrate (Ruiz
1989).
The main source of Amazon Basin detrital gold can be inferred
from two kinds of observations. First, the morphoscopic and
geochemical features of the gold particles coincide in indicating a
long transportation from outside the basin. On the other hand, it is
interesting to note the contrast between the relative abundance of
gold along the whole course of the Madre de Dios and Madera
rivers, and the scarcity or even virtual absence thereof both in the
Momoré River (which drains waters coming from the Precambrian
shield) and middle course of the Beni River (the range upper basin
of which bears nonetheless plenty of gold). Speaking of the Beni
River, the lack of gold has been attributed (Hérail et al. 1991) to an
exceptionally pronounced subsidence of its flood plain at the Andes
exit (downstream of Rurrenabaque), which cuased the massive
accumulation of heterometric alluvial material at the piedmont,
instead of a gradual granulometric selection and concentration of
the metal down the river. Anyway, it all seem to prove that the
Amazon Basin gold comes esentially from the high Madre de Dios
River, and therefore, ultimately from the countless quartz veins
embedded in Eo-Paleozoic samo-pellitic terranes southeast of the
Peruvian Eastern Cordillera (the Carabaya Cordillera). In Peru,
these veins also originated the large alluvium beds of the Madre de
Dios upper basin, upstream of Puerto Maldonado (high Madre de
Dios, Inambari, Tambopata and other rivers) (Bonnemaison et al.
1983). However, the metallic input is only partially directstarting at
the weathered lode outcrops. Indeed, at a more local scale, a
considerable gold proportion was re-mobilized from the intermediate
collectors that were the – Neogene or Pleistocene - rudaceous
piedmontane precocious formations of Mazuco (which, confirm that
the erosion in Perú reached the auriferous veins towards the end of
the Miocene), Acre and Manoa, from W to E. Although marginally,
these intermediate collector’s preconcentrating rol is also illustrated
¡Error! Marcador no definido.in the Beni middle basin, since the
gold content, locally exploited in the Holocene terraces of its
tributaries, the Tequeje and Maniquí rivers, comes exclusively from
the re-mobilization by Quaternary dissection of the previously stored
metal stock in the Neogene Tutumo basin of the Tuichi-Quiquibey
sincline (Hérail et al. 1991).
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197

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 10
Reinhard Rössling (1)
Introducción
El desarrollo estructural de los Andes centrales puede subdividirse
en dos etapas principales, separadas por un evento tectónico a nivel
mundial que marca el inicio de la disgregación del Gondwana. El
desarrollo de la etapa “Pre-Andina” comprende la evolución antes
del Triásico superior, la etapa “Andina” comprende el desarrollo de
la región andina después de la separarción del Gondwana y el
inicio de la subducción de la litósfera oceánica debajo de la placa
continental sudamericana.
Introduction
The structural development of the Central Andes can be subdivided
into two main stages, separated by a world wide tectonic event
marking the onset of Gondwana-breakup. The "Pre-Andean"
development comprises the evolution before the Upper Triassic,
and the "Andean" comprises the development of the Andean region
after the Gondwana break-up and the beginning of the subduction
of oceanic lithosphere underneath the South-American continental
plate.
Evolución Pre-Andina
De acuerdo a Ramos (1988), el Proterozoico tardío – Paleozoico
temprano de la parte sur de Sudamérica es el collage de bloques
cratónicos reunidos a lo largo del margen sudoccidental del
Gondwana. Estos bloques fueron acrecionados durante el tiempo
Proterozoico tardío y están sobrepuestos por sedimentos depositados
en grandes cuencas intracratónicas. Las reconstrucciones
paleogeográficas de Ramos (1988) indican, que el márgen
occidental del Gondwana fue el borde de un gran oceáno y fue
interactivado con una placa oceánica. Muy probablemente el borde
del Gondwana fue en tiempos proterozoicos un margen continental
activo durante largos períodos.
En el Cámbrico superior un rift de trasarco se desarrolló en el
margen occidental del Gondwana. En el NW argentino esto está
documentado por el emplazamiento de rocas ultramáficas
(Allmendiger et al., 1983). Más al norte este evento tectónico
extensional está señalado sólo por subsidencia y alguna actividad
hidrotermal. El desarrollo tectónico en el Cámbrico superior al
Pre-Andean Evolution
According to Ramos (1988) the late Proterozoic-Early Paleozoic of
the southern part of South America is a collage of cratonic blocks
brought together along the southwestern margin of Gondwana.
These blocks were accreted during late Proterozoic times and
overlain by sediments deposited in large intracratonal basins. The
paleogeographic reconstructions of Ramos (1988) indicate, that the
western margin of Gondwana was at the border of a large ocean
and was interacting with an oceanic plate. Most probably the
Gondwana margin was an active continental margin during long
periods in Proterozoic times.
In Upper Cambrian a back-arc rift developed at the western margin
of Gondwana. In NW-Argentina this is documented by the
emplacement of ultramafic rocks (Allmendinger et al., 1983).
Further north this extensional tectonic event is marked only by
subsidence and some hydrothermal activity. The tectonic development
in Late Cambrian to Middle Ordovician in the Central Andes
----------
(1) Consultor en Geología – SERGEOMIN
Casilla Postal 2729, La Paz - Bolivia
199

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Ordovícico medio en los Andes centrales estuvo dominado por
condiciones tensionales a gran escala como resultado de la deriva
NW de Norte America pasando a lo largo del margen occidental
del Gondwana, creando así un margen continental pasivo
(Sempere, 1993)
Después de la transgresión de un mar Cámbrico poco profundo
sobre las rocas precámbricas plegadas, durante el Tremadociano /
Arenigiano se inicia la sedimentación de areniscas y fangolitas
guijarrosas intercaladas. Esta transgresión marca la formación de
una cuenca resultante de la rotación en sentido de las agujas del
reloj del “Macizo-Terreno de Arequipa” que fue separado del
Gondwana (Bahlburg, 1990). Esta fase de rifting estuvo acompañada
por un período magmático con rocas máficas y ultramáficas.
La actividad volcánica submarina llevó a la formación de mineralizaciones
sedimentarias-exhalativas, como la mina “El Aguilar” en
el norte argentino (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992).
La fuente principal de los sedimentos fue el arco magmático al
oeste, que estuvo activo sobre una zona de subducción de
buzamiento al E hasta el Arenigiano. Esta subducción fue el
producto de una nueva rotación contrareloj del Macizo-Terreno de
Arequipa. El terreno fue re-acrecionado sobre el Gondwana, con el
cierre de la cuenca de trasarco, y transformándola en una cuenca de
antepaís del margen del Gondwana (Bahlburg, 1990)
was dominated by large scale tensional conditions as a result of the
NW-drift of North America leaving the western margin of
Gondwana, thereby creating a passive continental margin
(Sempere, 1993).
After the transgression of a shallow Cambrian sea over folded
Precambrian rocks began during the Tremadocian / Arenigian the
sedimentation of sandstones and intercalated pebbly mudstones.
This transgression marks the formation of a basin resulting by
clockwise rotation of the "Arequipa Massif-Terrane" which was
separated from Gondwana (Bahlburg, 1990). This rifting phase was
accompanied by a magmatic period with mafic and ultramafic
rocks. The submarine volcanic activity led to the formation of
sedimentary-exhalative mineralizations, such as the "El Aguilar"-
mine in northern Argentina (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et
al., 1992). The principal source of the sediments was the magmatic
arc in the west, that was active over an E-dipping subduction zone
until the Arenigian. This subduction was a product of the now
counter-clockwise rotation of the Arequipa-Massif Terrane. The
terrane was re-accreted onto Gondwana, with closure of the backarc
basin, and transformed into a foreland basin at the Gondwana
margin (Bahlburg, 1990).
Evolución del Margen Continental Sudamericano durante el
Ordovícico.
Evolution of the South-American Continental Margin during
the Ordovician.
Fig. 10.1 Distribución de Placas antes de la disgregación
del Gondwana hace ca. 200 Ma.
Plate distribution before the Gondwana breakup
about 200 Ma ago.
200

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Evolución Andina
El ciclo Andino comienza cerca de 200 Ma atrás en el Liásico.
Desde el primer evento andino, el enfoque del arco magmático se
trasladó progresivamente hacia el este, con una velocidad promedio
de alrededor de 1 km por 1 Ma.
Este diferente desarrollo tectónico y magmático surgió de las
interacciones de placas a nivel global. Los dos primeros arcos
magmáticos se formaron antes de la apertura del Atlántico Sur. El
cambio a la tectónica predominantemente compresiva se inició por
la apertura del Atlántico Sur y el movimiento hacia el oeste de la
placa sudamericana.
La disgregación del Gondwana fue precedido en el Triásico medio
a tardío por domos, depresiones y artesas intraplaca. Existen
depósitos epicratónicos conservados en muchas áreas de Sudamérica,
encontrándose separados de los sedimentos Paleozóicos por
una superficie de truncamiento regional (Uliana & Biddle, 1988).
La apertura del Atlántico Sur durante el Jurásico resultó en el
rifting y en cambios dramáticos en el marco tectónico predominante,
a nivel de todo el Gondwana. Después de la disgregación del
Gondwana, la placa continental sudamericana se movió hacia el
oeste, dejando atrás a su margen continental oriental pasivo, el
Océano Sudatlántico que se ensanchaba lentamente. En su margen
occidental, fue empujado contra las placas oceánicas del Océano
Pacífico, el que, desde entonces, fue subducido debajo del
continente sudamericano. La evolución geológica a lo largo de este
margen continental activo es el resultado de las interacciones de las
placas continentales y oceánicas definidas por velocidades de
placa, ángulos de colisión entre placas, la tasa de subducción y el
ángulo con el que la placa oceánica es subduccionada por debajo
del continente (ángulo de subducción). Estos parámetros cambiaron
con frecuencia durante la evolución andina.
Desde los inicios del Ciclo Andino, las actividades magmáticas
están estrechamente asociadas con los diferentes arcos magmáticos
relacionados con la subducción, con la extrusión y emplazamiento
de lavas predominantemente calcoalcalinas y plutones de
composición básica a ácida y diferenciados derivados del manto.
Desde entonces, desarrollaron cuatro diferentes sistemas de arco
magmático, cada uno desplazado hacia el este en relación al
anterior. La migración hacia el este ocurrió a consecuencia de la
destrucción y erosión tectónica en el margen continental activo
(Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).
Andean Evolution
The Andean cycle began about 200 Ma ago in the Lias. Since the
first andean event the focus of the magmatic arc moved progressively
eastward with an average velocity of about l km per 1 Ma.
This different tectonic and magmatic development resulted from
global plate interactions. The first two magmatic arcs are formed
prior to the opening of the South Atlantic. The change to predominantly
compressional tectonics was initiated by the opening of the
South Atlantic and the westward motion of the South American
plate.
The breakup of Gondwana was proceeded in middle to late Triassic
by intra-plate domes, sags and troughs. Epicratonic deposits are
preserved in many areas of South America, they are separated from
the Paleozoic sediments by a surface of regional truncation (Uliana
& Biddle, 1988). The opening of the South Atlantic during the
Jurassic resulted in Gondwana-wide rifting and dramatic changes
in the predominant tectonic setting. After the Gondwana breakup
the South-American continental plate moved westwards leaving
behind its eastern passive continental margin the slowly widening
south-Atlantic ocean. At its western margin it is pushed against the
oceanic plates of the Pacific Ocean, which is subducted since then
underneath the South-American continent. The geologic evolution
along this active continental margin is a result of the interactions of
the continental and oceanic plates defined by plate-velocities,
collision-angle between the plates, the subduction rate and the
angle, with which the oceanic plate is subducted underneath the
continent (subduction angle). These parameters changed frequently
during the Andean evolution.
Since the beginning of the Andean Cycle, the magmatic activities
are closely associated with the subduction-related different
magmatic arcs with the extrusion and emplacement of predominantly
calc-alkaline lavas and plutons of basic to acid composition
and mantle-derived differentiates. Since then, four different
magmatic arc systems, each one displaced towards the east in
relation to the previous one, developed. The eastward migration
was a consequence of the destruction and tectonic erosion at the
active continental margin (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).
201

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 10.2. Distribución reciente de placas de las regiones Sudamericana y Pacífica.
Recent plate distribution of the South-American and Pacific Region.
202

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 10.3 Evolución del Margen Continental Activo de Sudamérica
durante los últimos 100 Ma. La convergencia entre la placa
continental y la oceánica cambió de ángulo debido al movimiento de
las diferentes placas oceánicas.
Evolution of the South-American active Continental Margin during the
last 100 Ma. The convergence between the continental and the oceanic
plate changed its angle due to the movement of the different oceanic
plates.
203

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Inicialmente, durante el Jurásico temprano, el margen de la placa se
caracterizaba por una baja tasa de subducción de la placa “Aluk”
o “Fenix” con un ángulo muy oblicuo, casi paralelo a la fosa (Fig.
10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), lo que
resultó en una cuenca marina de trasarco sinistral y transtensional
con baja subsidencia. Se formó un arco de isla con una zona de
subducción similar al “tipo Mariana.” En la parte posterior del
arco de isla se desarrolló una artesa marina a lo largo de cuencas de
desgarre alineadas en escalonamiento diagonal (Hillebrandt et al.,
1990). La transgresión se movió hacia el este, y tuvo su mayor
extensión en tiempos oxfordianos. La cuenca de trasarco del
Jurásico estaba ubicada a lo largo de la actual Precordillera chilena.
El primer arco magmático del Ciclo Andino se formó a lo largo de
la reciente Cordillera Costera en Chile, con la fosa ubicada a lo
lejos en el Pacífico reciente. Los productos magmáticos de este
arco comprenden a lavas andesíticas de alrededor de 10 km the
espesor, depositadas en una cuenca tensional (Scheuber, 1991).
Los primeros 100 Ma, del Jurásico al Cretácico medio, estuvieron
dominados por un regimen tectónico principalmente extensional
con un magmatismo derivado del manto con muy poca
contaminación cortical.
Initially, in Early Jurassic, the plate margin was characterized by a
low subduction rate of the "Aluk" or "Phoenix"-plate with a very
oblique angle, almost parallel to the trench (Fig. 10.3) (Scheuber,
1994, Scheuber & Andriessen 1990), resulting in a sinistral
transtensional marin back-arc basin with a low subsidence. An
island arc was formed with a subduction zone similar to a
"Mariana-type". In the back of the growing island arc a marine
through developed along en echelon aligned pull-apart basins
(Hillebrandt et al., 1990). The transgression moved eastward and
had its main extension in Oxfordian time. The Jurassic back-arc
basin was situated along the presentday Chilean Precordillera. This
first magmatic arc of the Andean Cycle formed along the recent
Coastal Cordillera in Chile, the trench lay far off in the recent
Pacific. The magmatic products of this arc comprises about 10 km
thick andesitic lavas deposited in a tensional basin (Scheuber,
1991). The first 100 Ma, Jurassic to middle Cretaceous, were
dominated by a mainly extensional tectonic regime with mantle
derived magmatism with only little crustal contamination.
Fig. 10.4. Migración hacia el este del arco magmático activo
durange el Ciclo Andino, como lo prueban las dataciones
radiométricas de rocas ígneas en los Andes del norte de Chile
y Bolivia.
Eastward migration of the active magmatic arc during the
Andean cycle as proved by radiometric datations of igneous
rocks in the Andes of northern Chile and Bolivia.
204

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Los productos de la segunda fase de magmatismo andino del
Cretácico inferior están expuestos en la parte occidental y sur de la
Precordillera chilena y del Valle Longitudinal. El ángulo de
colisión entre ambas placas cambió de la manera que se muestra en
la Fig. 10.4 . Como resultado de la subducción de orientación NW
con un ángulo casi oblícuo, se desarrolló un regimen tectónico
transpresional dextral a lo largo del arco magmático. En los últimos
100 Ma, a partir del Cretácico “medio,” el magmatismo está
influenciado por mayor contaminación cortical en un ambiente
tectónico de transpresional a compresional. Los arcos magmáticos
correspondientes se dispusieron en la Precordillera oriental
(Cretácico superior), y el arco volcánico reciente (desde el
Oligoceno) en la Cordillera Occidental, a lo largo de la frontera de
Chile y Bolivia (Reutter et al. 1993).
El inicio del Cretácico está marcado por la extensión máxima en
Sudamérica, con la partición continental y una deriva a gran escala
debido a la avanzada apertura del Atlántico Sur. Empezó a abrirse
una alargada cuenca de trasarco en la Cordillera Oriental y en la
Precordillera chilena, con cuencas interconectadas desde el norte de
Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) al sur de Bolivia, norte de
Chile y sud del Perú. Entonces, la ingresión marina subsequente
pudo haber procedido del Pacífico en el NW. El área mejor
documentada de este evento extensional se localiza en el norte de la
Argentina, en el área de Salta, con magmatismo traquítico con
cuerpos intrusivos alcalinos y subalcalinos (Galliski & Viramonte,
1988).
Desde el Oligoceno tardío, el enfoque del magmatismo ha estado
en el arco magmático activo de la Cordillera Occidental. Los
productos son principalmente diferenciados del manto con variados
grados de contaminación cortical (Aitcheson et al., 1995; Wörner
et al., 1994).
La configuración de placas reciente a lo largo del margen
continental activo sudamericano se muestra en la Fig. 10.2. En la
parte central de los Andes, la placa de Nazca oceánica ha
subduccionado en un ángulo de alrededor de 30° por debajo del
continente sudamericano continent (Stauder, 1973; Barazangi &
Isacks, 1976). La tasa de convergencia entre ambas placas es
relativamente alta con alrededor de 10 cm/año. En una distancia de
300 km, la morfología de la fosa Perú-Chile en el oeste difiere con
una profundidad de 7.000 m a más de 5.000 m de altitud en la
Cordillera Occidental de los Andes. A lo largo de la dirección de
los Andes la placa oceánica subduce en diferentes secciones en
diferentes ángulos, entre 15° y 35°. En los Andes centrales del
norte de Chile y Bolivia, el ángulo de subducción es de cerca de
30°, cambiando abruptamente más al sur a menos de 20° en la
llamada sección de “losa plana.”
Al igual que los Himalaya, los Andes son una cordillera ejemplar
para el estudio de los procesos tectónicos de placa en un margen
continental activo. Hasta con 750 km, los Andes tienen aquí el
mayor ancho W-E entre la Cordillera Costera de Chile y las
llanuras Chaqueñas en Bolivia. El espesor cortical es de 60 a 70
km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996).
En la última década, la investigación científica en el área del norte
de Chile, sur de Bolivia, y norte de Argentina, ha incrementado
The products of the second phase of Andean magmatism of Lower
Cretaceous time are exposed in the western and southern part of the
Chilean Pre-Cordillera and the Longitudinal Valley. The collisionangle
between the two plates changed as shown in Fig. 10.4 . As a
result of the NW-oriented subduction with an almost oblique angle
developed a dextral transpressional tectonic regime along the
magmatic arc. The last 100 Ma, from "Mid"-Cretaceous onward,
the magmatism is influenced by more crustal contamination in a
transpressional to compressional tectonic environment. The corresponding
magmatic arcs were placed in the Eastern Pre-Cordillera
(Upper Cretaceous) and the recent volcanic arc (since Oligocene)
in the Western Cordillera along the border of Chile and Bolivia
(Reutter et al. 1993).
The beginning of the Cretaceous is marked by maximum extension
in South America, with continental split and large scale drift due to
the advanced opening of the South Atlantic. An elongate back-arc
basin began to open in the Eastern Cordillera and the Chilean
Precordillera with interconnecting basins from northern Argentina
(Galliski & Viramonte, 1988) to southern Bolivia, northern Chile
and southern Peru. Thus the subsequent marine ingression may
have proceeded from the Pacific in the NW. The best documented
area of this extensional event is located in northern Argentina in the
area of Salta with trachytic magmatism with alcaline and
subalcaline intrusive bodies (Galliski & Viramonte, 1988).
Since late Oligocene time the focus of magmatism has been at the
active magmatic arc in the Western Cordillera. The products are
mainly mantle-derived differentiates with varying degree of crustal
contamination (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).
The recent plate-configuration along the South-American active
continental margin is shown in Fig. 10.2. In the central part of the
Andes the oceanic Nazca-plate is subducted with an angle of about
30° underneath the South-American continent (Stauder, 1973;
Barazangi & Isacks, 1976). The convergence rate between the two
plates is with about 10 cm/year relatively high. The morfology
differs from the Peru Chile-trench in the W with 7000 m depth in
only 300 km distance to over 5000 m altitude in the Western
Cordillera of the Andes. Along the Andean-strike the ocean plate is
subducted in different sections with different angles between 15°
and 35°. In the Central Andes of Northern Chile and Bolivia the
subduction angle is about 30°, changing further South abruptly to
less than 20° in the socalled "flat-slab"-section.
The Andes, like the Himalaya, are an exemplary mountain-range
for studiing plate-tectonic processes at an active continental
margin. Here, the Andes have with up to 750 km the largest W-Ewidth
between the Coastal Cordillera in Chile and the Chaco plains
in Bolivia. The crustal thickness is 60 to 70 km (James, 1971;
Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996)
During the last decade cientific investigation in the area of northern
Chile, southern Bolivia and northern Argentina increased the
205

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
significativamente el conocimiento sobre la estructura y evolución
de esta parte de la cordillera; probablemente representa la parte
mejor conocida geológicamente en todos Los Andes. En particular,
los dos proyectos científicos “Movilidad de los Márgenes
Continentales Activos” y “Procesos de Deformación en Los
Andes,” con varios subproyectos de diferentes instituciones
alemanas, han realizado grandes esfuerzos para aclarar la estructura
de los Andes utilizando todo tipo de métodos geofísicos y
geológicos. Por lo tanto, es posible y necesario describir con
mayor detalle esta parte de los Andes, a lo largo de 21° S.
Las investigaciones sobre la refracción sísmica sugieren que la
Cordillera Occidental y el Altiplano Occidental representan una
corteza de 70 km de espesor, que sostiene fuertemente a estructuras
verticales (Wigger et al,. 1994).
knowledge of the structure and evolution of this part of the
mountain range significantly, probably it represents the
geologically best known part of the whole Andes. Especially the
two cientific-projects "Mobility of Active Continental Margins"
and "Deformation Proceses in the Andes" with several subprojects
of different german institutions made great efforts to clarify the
structure of the Andes using all kind of geophysical and geological
methods. Therefore it is possible and necessary to describe this part
of the Andes along 21° S in more detail.
Seismic refraction investigations suggest that the Western
Cordillera and the Western Altiplano represent a 70 km thick crust
bearing strongly vertical structures (Wigger et al,. 1994).
72°W
0km
20
40
60
Nazca Plate
Trench 71°
CSS
CSB
Coastal
Cordillera
Coast 70°
Jg
LC
Mv
Longitudinal
Valley
Kg
FM
Ms
Tv
LC
Precordillera
69° Ollagüe 68° 67°
Tg
CB
Pzv Qv Qs
Pzg
LVZ
HCZ
Western
Cordillera
? ?
LC
?
CB
KTs
Altiplano
?
HCZ
LC
66° Tupiza
LC
Eastern
Cordillera
65°
Tarija
Pzs
CB
Subandean
Belt
MC
64° Villamontes
Chaco
63°
0km
20
40
80
earthquake
Lithosphere Mantle
60
100
200
AF
CB
CSB
CSS
FM
HCZ
Jg
Kg
KTs
LC
LVZ
Mc
Ms
Mv
Pzg
Pzs
Pzv
Qs
Qv
Tg
Tv
VF
aseismic front
continental basement
(mainly Precambrian)
continental slope basement
continental slope sediments
forearc mantle lithosphere
(partially hydrated)
high conductivity zone
Jurassic intrusives
Cretaceous intrusives
Cretaceous-Tertiary sediments
lower crust
low (p-wave) velocity zone
middle crust
Mesozoic sediments
Mesozoic arc volcanics
Paleozoic intrusives
Paleozoic sediments
Paleozoic volcanics
Quaternary sediments
Neogene - Quaternary volcanics
Paleogene intrusives
Early Tetiary volcanics
volcanic front
Asthenosphere
80
100
200
300
E. Scheuber 11/95
300
Fig. 10. 5 Sección a través de los Andes a lo largo de 21° lat. S. Dibujo en base a datos geofísicos y geológicos.
Section across the Andes along 21° lat. S. Sketch on base of geophysical and geological data.
Por debajo de la parte sur de los Andes centrales, el límite entre la
corteza y el manto no está bien definido. Las investigaciones
geofísicas condujeron a la conclusión que, por debajo del Altiplano
sur y la Cordillera Occidental, existen diferentes discontiunidades
Mohorovícicas de edades y orígenes diferentes que has sido unidas
por el acortamiento tectónico (Giese, 1996). Se reconocieron
“Mohos” bien definidos al este del Altiplano, donde el Escudo
Brasilero Precámbrico es empujado por debajo de la Cordillera
Oriental y al oeste de la Cordillera Occidental, donde se puede
identificar el Moho desde debajo de la línea de la costa hasta la
Precordillera (Fig. 10.5). Se espera tener una imagen más detallada
Beneath the southern part of the Central Andes the crust-mantleboundary
is not well defined. Geophysical investigatons led to the
conclusion, that under the southern Altiplano and Western
Cordillera different Mohorovicic-discontinuities exist with different
ages and origins put together by tectonic shortening (Giese,
1996). Well defined "Mohos" are recognized east of the Altiplano,
wele the Precambrian Brazilian Shield is pushed underneath the
Eastern Cordillera and west of the Western Cordillera, were the
Moho can be indicated from beneath the coastline onto the
Precordillera (Fig. 10.5). A more detailled image of the deep seated
structures and the crust mantle-boundary of this part of the Andes
206

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
de las estructuras profundamente asentadas y del límite entre la
corteza y el manto de esta parte de los Andes, por los resultados de
una campaña de campo recientemente terminada, sobre la sísmica
de reflexión a lo largo del perfil entre el Pacífico (medidas
costafuera del experimento CINCA’95, Kiefer & Wissmann,
1996) y del borde este del Altiplano. Los datos obtenidos de este
“Proyecto de Invetigación Continental Andina, ANCORP’96”
están siendo interpretados y evaluados. El objetivo del proyecto
ANCORP es buscar un modelo realista e integrado para el
engrosamiento cortical en los Andes Centrales.
La parte sur de los Andes Centrales puede subdividirse en
diferentes unidades morfoestructurales, cada una con rasgos
estructurales y litológicos distintos y caracterìsticos. El perfil a lo
largo de la altitud 21° S en todos los Andes tiene una longitud de
alrededor de 700 km, desde el Pacífico en el oeste hasta las llanuras
chaqueñas en el este. Este perfil puede resumirse de la siguiente
manera: Las mayores privincias fisiográficas coinciden con las
unidades estructurales principales, y de oeste a este son:
La Cordillera Costera
La empinada línea de costa chilena tiene una altura de hasta 1.000
m y está formada predominantemente por espesas secuencias
andesíticas del arco magmático del Jurásico y Cretácico inferior y
el margen continental activo reciente. Aquí se puede estudiar los
procesos de colisión de placas entre la placa continental y las
diferentes placas oceánicas durante la evolución andina. La
estructuración del margen continental activo de Sudamérica es una
respuesta de los ángulos de convergencia, el buzamiento de la placa
subduccionante, la reología y velocidad de las placas colisionantes.
Paralelo a la costa, el Sistema de Fallas de Atacama es un elemento
estructural importante que estuvo activo desde tiempos jurásicos
(Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber
& Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981).
Los recientes terremotos, con epicentros de poca profundidad, son
la evidencia directa de la colisión de ambas placas. La Cordillera
Costera buza generalmente hacia el este, formando una superficie a
manera de escritorio que se inclina hacia el este (Seyfried et al.,
1994). Con un desplazamiento vertical significativo, las ramificaciones
del Sistema de Fallas de Atacama separan la Cordillera
Costera del Valle Longitudinal (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).
La Depresión Central o el Valle Longitudinal del norte de Chile
tuvo importancia económica debido a sus depósitos de nitrato, los
que están siendo explotados actualmente por sus altos contenidos
de borio, litio y sulfatos, cloruros y carbonatos. Hasta el momento,
todavía no está completamente claro con qué marco geológico
específico están relacionados los nitratos (Chong, 1994). El clima
extremadamente árido durante millones de años, y la evaporación
del agua acarreada por unos cuantos ríos y deslizamientos de lodo
facilitaron la deposición de sales minerales como los nitratos y
boratos. La Cordillera Costera se inclina hacia el este, a manera de
un escritorio, por debajo de los jóvenes sedimentos del Valle
Longitudinal, delimitando así la unidad morfoestructural hacia el
oeste. Hacia el este, está delimitada desde la Cordillera por fallas
antitéticas que levantaron la Precordillera (Fig. 10.5).
is expected by the results of a recently terminated field-campaign
of reflection seismics along a profile between the Pacific (offshore
measuremnts of the CINCA'95 experiment, Kiefer & Wissmann,
1996) and the eastern border of the Altiplano. The obtained data of
this "Andean Continental Research Projekt, ANCORP'96" are
under interpreta-tion and evaluation. The aim of ANCORP project
is to seek for a realistic, integrated model for the crustal thickening
in the Central Andes.
The Southern Central Andes can be subdivided into different
morphostructural units, each of them with distinct and characteristic
structural and lithological features. A profile along 21° S
altitude across the Andes has a length of about 700 km from the
Pacific in the west to the Chaco-plains in the east and can be summarized
as follows. The major physiographic provinces coincide
with main structural units and are from west to east:
The Coastal Cordillera
The steep Chilean coastline is up to 1000 m high and is built
predominantly by thick andesitic sequences the magmatic arc of
Jurassic and Lower Cretaceous time and the recent active
continental margin. Here the processes of the plate-collision
between the continental and the different oceanic plates during the
Andean evolution can be studied. The structuring of the active
continental margin of South-America is a response of the
convergence-angle, the dip of the subducting plate, the reology and
the velocitv of the colliding plates. The coast-parallel Atacama-
Fault-System is the most important structural element which was
active since Jurassic time (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994;
Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989;
Damm & Pichowiak, 1981). Recent earthquakes with shallow
seated hipocentres are the direct evidence of the collision of the
two plates. The Coastal Cordillera generally dips towards the east
forming a desk-like surface inclining towards the East (Seyfried et
al., 1994). Branches of the Atacam-Fault.-System with a significant
vertical displacement separate the Coastal Cordillera from the
Longitudinal Valley (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).
The Central Depression or Longitudinal Valley The longitudinal
valley of northern Chile had economic importance because of their
nitrate deposits which are recently object of exploitation of their
high contents of borium, lithium and sulfates, chlorides and
carbonates. Until now it is not fully clear to which specific
geological setting the nitrate deposits are related (Chong 1994).
The extreme arid climate during millions of years and the
evaporation of the water brought in by the few rivers and mud
slides facilitated the deposition of salt minerals like the nitrates and
borates. The Coastal Cordillera inclines eastward like a desk
beneath the young sediments of the Longitudinal Valley limiting
thus morphostructural unit to the West. Towards the East it is
limited from the Precordillera by antithetic faults which lifted up
the Precordillera (Fig. 10.5).
207

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
- La Precordillera
La Precordillera fue el sitio del arco magmático desde el Cretácico
tardío hasta finales del Eoceno. La cordillera forma una unidad
morfoestructural separada, constituida por varios afloramientos de
basamento, orientados con rumbo N-S. Para el “Cretácico medio,”
su cubierta Triásica a Cenozóica intruyó rocas granitoides
expuestas in la parte occidental de la Precordillera. Las serranías
del basamento forman los núcleos de anticlinales de flancos
empinados, cortados en muchos casos por fallas de alto ángulo
inverso. El estilo tectónico de la Precordillera es de basamento sin
existencia de cabalgamiento y despegues.
La principal actividad del arco magmático ocurrió alrededor de los
72 Ma. En la Fase Peruana, las rocas pre-existentes de sedimentos
marinos principalmente del Triásico y Jurásico fueron plegados y
elevados, de manera que el arco magmático fue emplazado en un
área morfológicamente positiva por encima del nivel del mar. La
actividad magmática terminó con la fase tectónica incaica
alrededor de 39 Ma. La fase Incaica ocasionó un acortamiento
normal del arco y el desarrollo de sistemas de fallas longitudinales
predominantemente transpresionales dextrales, como la Falla de
Fisura Oeste. La tectónica del arco magmático relacionada al
magmatismo está fuertemente relacionada con el desarrollo de los
Depósitos de Cobre porfírico, ubicados a lo largo de la Fisura
Oeste (Reutter et al., 1996, 1991).
- La Depresión Preandina
Al este, el arco magmático Cretácico estaba limitado por una
cuenca de trasarco que posiblemente formó parte del Sistema de
Rifts de Salta. En esta cuenca se depositaron los sedimentos de la
Formación Purilactis, los que presentan intercalaciones marinas
solamente durante el Maastrichtiano (Scheuber et al., 1994). La
depresión preandina es un bajo morfológico con rumbo SSW-NNE,
a una altitud de 2.500 a 3.500 m, marcado por la existencia de
varias salinas en cuencas endorréicas. Siempre estuvo constituida
por cuencas deposicionales separadas entre altos estructurales.
Probablemente fue parte del arco magmático con varias cuencas de
intra-arco (Wilkes & Görler, 1994). Geofísicamente, el Preandino
tiene propiedades similares al arco magmático de la Cordillera
Occidental, haciendo contraste con diferentes anomalías por debajo
de la Precordillera. Los movimientos tectónicos del arco magmático
moderno están registrados en las cuencas de la Depresión
Preandina. Sobre los sedimentos más antiguos plegados durante la
fase incaica en el post-Eoceno, ocurrió una sedimentación
continental clástica roja. A su vez, estos sedimentos jóvenes están
fuertemente plegados por las fuerzas compresivas a transgresivas
con desplazamientos sinistrales (Wilker & Görler, 1994).
- The Precordillera
The Precordillera was the sight of the magmatic arc from late
Cretaceous to the end of Eocene. This mountain range forms a
separate morphostructural unit built up by several outcrops of
basement oriented in N-S-direction and their Triassic to Cenozoic
cover intruded by "Mid-Cretaceous" granitoidic rocks exposed in
the western part of the Precordillera. The basement ridges form the
nuclei of steeply flanked anticlines cut in many cases by high-angle
reverse faults. The tectonic style of the Precordillera is thickskinned
without the existence of thrust and decollements.
The main activity of the magmatic arc occured at about 72 Ma.
During the Peruvian Phase the preexisting rocks of mainly Triassic
and Jurassic marine sediments were folded and elevated, so the
magmatic arc was emplaced in a morphologically positive area
above sea level. The magmatic activity ended with the incaic
tectonic phase at about 38 Ma. The Incaic phase caused an arcnormal
shortening and the development of longitudinal
predominantly dextral transpressional fault-systems like the West-
Fissure-Fault. The magmatic arc tectonics related to magmatism
are strongly related to the development of the Porphyry Copper
Deposits located along the West-Fissure (Reutter et al., 1996,
1991).
- The Preandean Depression
The Cretaceous magmatic arc was limited in the E by a back-arc
basin which possibly formed part of the Salta-Rift- System. In this
basin the sediments of the Purilactis Formation were deposited
which only during the Maastrichtian show marine intercalations
(Scheuber et al., 1994). The Preandean Depression is a SSW-NNE
striking morphological low in an altitude of 2500 to 3500 m
marked by the existence of several saltflats in endorheic basins.
Always it was made up by separated depositional basins between
structural highs. Probably it was part of the magmatic arc with
several intra-arc basins (Wilkes & Görler, 1994). Geophysically the
Preandean has similar properties as the magmatic arc of the
Western Cordillera contrasting with different anomalies beneath
the Precordillera. The tectonic movements of the modern magmatic
arc are recorded in the basins of the Preandean Depression. Red
continental clastic sedimentation with intercalations of volcanic
and pyroclastic material took place on top of older sediments
folded during the Incaic phase in post-Eocene time. These young
sediments themselves are again strongly folded by mostly
compressive to transgressive forces with sinistral displacements
(Wilker & Görler, 1994).
- La Cordillera Occidental
La Cordillera Occidental se caracteriza geofísicamente por una
zona de conductividad muy alta, comenzando, a una profundidad
de 20 km hasta 60 km, un alto flujo de calor y densidad
relativamente baja, como lo indican las bajas velocidades sísmicas.
Esto puede explicarse con las rocas existentes parcialmente
fundidas, con por lo menos 15-18% de fundición. Esta anomalía no
sigue estrictamente al arco volcánico, sino que parece estar ubicado
- The Western Cordillera
The Western Cordillera is geophysically characterized by a zone of
very high conductivity starting in a depth of 20 km down to 60 km,
a high heat flux and relatively low density as indicated by low
seismic velocities. This can be explained with existing partially
molten rocks with at least 15-18 % melt. This anomaly does not
follow strictly the volcanic arc but seems to be located 100-125 km
above the subducted Nazca plate which changes its dip in the
208

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
100-125 m por encima de la placa de Nazca subducida, la que
cambia su buzamiento en la latitud del “Abismo Pica” (Brasse et
al., 1996). La corteza debajo de la Cordillera Occidental tiene un
espesor promedio de 70 a 74 km; en el Altiplano central, el espesor
cortical es alrededor de 60 a 65 km (Beck et al., 1996). La corterza
debajo del Altiplano parece espesarse de N a S, a lo largo de la
Cordillera Oriental, con un espesor máximo de 70 a 74 km
alrededor de 20°S (Beck et al., 1996).
- El Altiplano
El Altiplano es una cuenca intermontana de antepaís, y tiene una
cubierta espesa de sedimentos clásticos del Terciario y Cuaternario,
con intercalaciones de estratos volcanoclásticos y volcánicos.
El Altiplano boliviano puede subdividirse en las unidades norte,
central y sur, con estilos estructurales y evolución diferentes. La
parte del norte se caracteriza estructuralmente por corrimientos de
vergencia hacia el oeste, con desplazamiento lateral sinistral en el
sobreescurrimiento involucrado con el basamento este y con
vergencia hacia el este, en su borde occidental, donde están
expuestas las rocas Precámbricas del área del Cerro Huanuni
(Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). Estas estructuras al norte del
Oroclinal tienen rumbo NW-SE predominante.
Según to Kennan et al. (1995), el Altiplano central contiente una
secuencia Terciaria muy espesa (tanto como 10 km de lechos
rojos), basado en informes inéditos de una compañía petrolera
sobre perfiles de reflexión sísmica sobreyacientes a estratos
cretácicos. Los resultados de una exploración y proyectos de
perforación recientemente concluidos probaron que los sedimentos
terciarios sobreyacen directamente a sedimentos paleozoicos a
profundidades alrededor de tres km. En la parte oriental del
Altiplano central, en el área del Oroclinal boliviano, existe una
secuencia Cretácica casi completa que está plegada en pliegues en
forma de S, alrededor de un eje casi vertical, como consecuencia
del movimiento lateral sinistral. En esta área al SW de Sevaruyo,
los stock granodoríticos del Mioceno intruyeron a la secuencia
provocando localmente una alteración significativa de las calizas
del Cretácico.
A lo largo de su borde oriental, el Altiplano Sur está sobrecorrido
por las rocas del Paleozoico antiguo, a lo largo del sistema de fallas
de la “Falla de San Vicente,” de vergencia oeste (Tawackoli, 1996;
Kley et al., 1995). El sobrecorrimiento va acompañado por un
movimiento lateral obviamente hacia la izquierda, que provocó
localmente el plegamiento alrededor de el eje de buzamiento
profundo y la rotación de pequeños bloques. Más hacia el este, se
documenta un movimiento transpresional dextral (Rößling &
Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). Las principales estructuras
tienen rumbo SW-NE, como la importante Falla Uyuni-Keniani,
que separa a la Provincia del Salar de Uyuni en el oeste, de la
Provincia Los Lípez en el este (Aranibar, 1990). Según este autor,
la provincia occidental se caracteriza por estructuras en flor y
escalonamientos positivos, mientras que la provincia oriental
presenta un cabalgamiento de sobrecorrimiento superficial con
vergencia predominantemente hacia el oeste. Se da un análisis
estructural más detallado en la descripción de la geología del
cuadrángulo de Uyuni.
latitude of the "Pica-Gap" (Brasse et al., 1996). The crust beneath
the Western Cordillera has average thickness of about 70 to 74 km,
in the central Altiplano the crustal thickness is about 60 to 65 km
(Beck et al., 1996). The crust under the Altiplano appears to
thicken from N to S along the Eastern Cordillera with a maximum
thickness of 70 to 74 km at about 20°S (Beck et al., 1996).
- The Altiplano
The Altiplano is an intermontane foreland basin and has a thick
cover of Tertiary and Quaternary clastic sediments with
intercalations of volcanoclastic and volcanic strata.
The Bolivian Altiplano can be subdivided into northern, central and
southern units with distinct structural style and evolution. The
northern part is structurally characterized by westverging thrusts
with sinistral lateral displacement in the east and east-verging
basement-envolved overthrusting at its western border, where the
Precambrian rocks of the Cerro Huarani area are exposed
(Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). These structures north of the
Orocline strike predominantly NW-SE.
According to Kennan et al. (1995) the central Altiplano contains a
very thick tertiary sequence (as much as 10 km of redbeds) based
on unpublished oil company reports of seismic reflection profiles
overlying Cretacous strata. Results of recently finished exploration
and drilling projects proved, that the Tertiary sediments overlie
directly the Paleozoic sediments in a depths of about three
kilometers. In the eastern part of the Central Altiplano exist in the
area of the Bolivian Orocline an almost complete Cretaceous
sequence which is folded in S-shaped folds around almost vertical
axis as a consequence of sinistral lateral movement. In this area
SW of Sevaruyo Miocene granodioritic stocks intruded the
sequence provocing locally a sigificant alteration of the Cretaceous
limestones.
Along its eastern border the southern Altiplano is overthrusted by
Old-Paleozoic rocks along the west-verging fault system of the
"San Vicente Fault" (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). The
overthrusting is accompanied by a obviously left lateral movement
which provoced locally folding around deeply dipping axis and
rotation of small blocks. Further to the East a dextral
transpressional movement is documented (Rößling & Borja, 1993,
Cladouhos et al., 1994). The main structures strike in SW-NEdirection
like the important Uyuni-Kenianni-fault, which seperates
the Salar de Uyuni-Province in the west from the Los Lipez-
Province in the east (Aranibar, 1990). According to this author the
western province is characterized by positive flowerstructures and
stepovers, whereas the eastern province shows predominantly westverging
thinskinned thrusting. A more detailed structural analisis
is given in the description of the geology of the Uyuni quadrangle.
209

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
- La Cordillera Oriental
En descripciones antiguas, los Andes al este del Altiplano se
subdividían solo en la “Cordillera Oriental” y el “Subandino”
(Ahlfeld, 1974), pero con las continuas investigaciones, cada vez se
diferencia más a la cordillera en más unidades que presentan rasgos
litológicos y estructurales distintos.
Como resultado de una detallada investigación a lo largo del perfil
entre Uyuni y Villamontes, la subdivisión más reciente se puede
resumir de la siguiente manera. En el área del Segmento Atocha,
entre la Falla de San Vicente y el área de Almona-Tupiza, domina
un cabalgamiento de vergencia hacia el oeste en rocas
predominantement ordovícicas. El hallazgo de un graptolito raro
indica una edad de Llandeilo a Caradoc inferior para las areniscas
estratodecrecientes a fangolitas y limolitas. Esta secuencia tiene un
espesor aproximado de 4.300 m (Tawackoli, 1997).
Más hacia el este, limitado por la Falla Camargo-Tojo hacia el este,
prosigue el Segmento Mochara, que es la sección tectónicamente
más complicada de esta parte de la Cordillera Oriental, con
vergencias cambiantes y estructuras de fosas y pilares tectónicos
compresivos (Rößling & Borja, 1993). Debido a la fuerte
superimpresión tectónica, la posición estratigráfica de las rocas
ordovícicas todavía no está clara, y el espesor de la serie es dudosa.
La actividad magmática del Mioceno estuvo acompañada por la
intrusión de stocks granodioríticos como el Cerro Isca Isca (16,2 ±
0.2 Ma, K/Ar en biotitas). Las alteraciones hidrotérmicas
controladas estructuralmente condujeron a la formación de mineralizaciones
de metal base. La existencia de gabros (Cerro Grande,
120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar en biotita), tubos de brecha olivino-basáltica
y vetas y diques carbonáticos verifica la actividad magmática del
sistema Cretácico en esta área de los Andes.
Al este del sinclinal de Camargo, se ubica el Segmento Yunchara,
que corresponde a la sección tipo de Rivas et al. (1969), donde está
expuesta la base, y probablemente también el tope del sistema
Ordovícico. Las areniscas y limolitas de grano fino, usualmente
presentan pliegues y fallas de vergencia este. Las areniscas gradan
a lutitas y limolitas, reflejando una tendencia transgresiva con la
culminación en la sedimentación de secuencias turbidíticas. El
espesor total es de alrededor de 4.500 m (Kley et al., 1995).
La Cordillera Oriental del Sur de Bolivia está característicamente
constituida por sedimentos clásticos anquimetamórficos del
Ordovícico. El espesor total máximo del Ordovícico todavía se
especula, pero podría alcanzar hasta 10 km en la parte central de la
cuenca.
- La Zona Interandina
La Zona Interandina o “de Transición" (Kley & Reinhardt, 1994) es
la zona ubicada entre la Cordillera Oriental, constituida predominantemente
por rocas ordovícicas, y las Sierras Subandinas. Los
pliegues en el Interandino son menores que en el Subandino, y los
corrimientos han reducido al desplazamiento, al buzamiento
relativamente empinado y a la separación estratigráfica. Los
anticlinales que existen con mayor frecuencia están separados por
pequeños corrimientos; ambos tipos de estructura no continúan a lo
largo del rumbo por distancias largas. Los cabalgamientos a
- The Eastern Cordillera
The Andes east of the Altiplano in older descriptions were
subdivided only in "Eastern Cordillera" and "Subandean" (Ahlfeld,
1974), but with ongoing investigation the mountain range is
differentiated increasingly in more units showing distinct
lithological and structural features.
The most recent subdivision can be summarized as follows as a
result of detained investigation along a profile between Uyuni and
Villamontes. In the area of the Atocha-Segment between the San
Vicente Fault and the Almona-Tupiza area dominates a
westverging thrusting in predominantly Ordovician rocks. Rare
graptolite finding indicate an age of Llandeilo to lower Caradoc of
the sandstones, which are fining up into mud- and siltstones. This
sequence is about 4300 m thick (Tawackoli, 1997).
Farther East limited by the Camargo-Tojo-fault towards the East
follows the Mochara-Segment, which is tectonically the most
complicated section of this part of the Eastern Cordillera, with
changing vergencies and compressive Horst and Graben structures
(Rößling & Borja, 1993). Due to the strong tectonic overprint the
stratigraphic position of the Ordovician rocks is still not clear, and
the thickness of the series is doubtfull. Miocene magmatic activity
was accompanied by the intrusion of granodioritic stocks like the
Cerro Lsca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar in biotites) and structurally
controled hydrothermal alterations led to the formation of basemetal-
mineralizations. The existence of gabros (Cerro Grande,
120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar in biotite), olivinbasaltictic breccia-pipes and
carbonatitic veines and dykes verify the magmatic activity of the
Cretaceous system in this area of the Andes.
East of the Camargo syncline the Yunchara-Segment is located
which corresponds to the type-section of Rivas et al. (1969) where
the base and probably as well the top of the Ordovician system is
exposed. The fine grained sandstones and siltstones usually show
east-verging folds and faults. The sandstones are grading up into
shales and siltstones, reflecting a transgressive trend with the
culmination in sedimentation of turbiditc sequences. The total
thickness is about 4500 m (Kley et al., 1995).
The Eastern Cordillera of Southern Bolivia characteristically is
mostly made up of thick anchimetamorphic clastic sediments of the
Ordovician. The total maximum thickness of the Ordovician is still
speculative but it might reach up to 10 km in the central part of the
basin.
- The Interandean zone
The Interandean or "Transition-Zone" (Kley & Reinhardt, 1994) is
the zone located between the Eastern Cordillera made up of
predominantly Ordovician rocks and the Subandean Ranges. Folds
in the Interandean are smaller than in the Subandean and thrust
have reduced displacement, relatively steep dip and stratigraphic
separation. The mostly existing anticlines are separated by small
thrusts, both structure-types do not continue along strike over long
distances, the thrusts often continue in folds over short distances.
The vergence is generally towards the East but few backhtrusts are
210

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
menudo continúan en pliegues por distancias cortas. Generalmente,
la vergencia es hacia el este, pero existen algunos
trascorrimientos con la dirección opuesta. Los afloramientos son
predominantemente del Silúrico y Devónico localmente, así como
también de edad carbonífera y permotriásica.
- Las Sierras Subandinas
El borde oriental de los Andes bolivianos forma una faja de
plegamiento de cobertera y fallamiento que involucran a estratos
cámbricos a triásicos y al basamento Precámbrico. Los pliegues y
corrimientos continúan por distancias largas, a lo largo del rumbo y
tienen desplazamientos significativos. Aquí, la corteza continental
se encuentra sobrecorrida por encima de su antepaís, a lo largo de
corrimientos de ángulo relativamente bajo. Se evidencia a través de
los estudios de refracción sísmica, que la base de la corteza en la
pared colgante del corrimiento transcortical está ubicada a una
profundidad de 25 a 30 km (Schmitz, 1994), marcando el borde
entre la deformación quebradiza y dúctil (Kley, 1993). La
discontinuidad de Moho en esta parte de los Andes yace a una
profundidad de 50 a 60 km. El basamento Precámbrico del Escudo
Brasilero está involucrado localmente en corrimientos de vergencia
este (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).
present with opposite direction. The outcrops are predominantly of
Silurian and Devonian, locally as well Carboniferous and
Permotriassic in age.
- The Subandean Ranges
The eastern border of the Bolivian Andes forms a belt of thinskinned
folding and faulting envolving Cambrian to Triassic strata
and the Precambrian basement. The folds and thrusts continue over
long distances along strike and have significant displacements.
Here the continental crust is overthrusted over its foreland along
relatively low angle thrusts. The base of the crust in the hangingwall
of the transcrustal thrust is evidenced by seismic refraction
studies to be located at a depth of 25 to 30 km (Schmitz, 1994)
marking the border between brittle and ductile deformation (Kley,
1993). The Moho-discontinuity in this part of the Andes lies at a
depth of 50 to 60 km. The Precambrian basement of the Brazilian
Shield is locally involved in the east-verging thrusts (Kley &
Gangui, 1993; Kley et al., 1996).
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26
17
Cobija
3
27
La Paz
4 5
24
18
10
9
6
25
19
Cochabamba
Oruro
11
8
7
12
20 22
21 23
15 16
13
14
28
Potosí
Trinidad
Sucre
Tarija
Santa Cruz
1
2
70°
69°
68°
67°
66°
65°
64°
63°
62°
61°
60°
59°
58°
9° 9°
10° 10°
Ta
BRASIL
Qh
BRASIL
MAPA
GEOLOGICO
DE
BOLIVIA
11° 11°
COBIJA
12° 12°
13° 13°
80° 60° 40°
PGiP
0° 0°
Pi
Pi
Ps
20°
14° Ta
20° 14°
D
Pi
Pi Jkp
40°
PGi
p
PGi
p
40°
Ts
PGi
p
TRINIDAD
80° 60° 40°
15° 15°
PERU
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Q
0 200 km
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Ph
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16° Pc
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LAGO TITICACA
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17° 17°
COCHABAMBA
O
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Tv
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18° 18°
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K
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Ts
K
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19°
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20°
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SALAR DE Tv
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21° 21°
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Ts
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22° 22°
23°
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23°
70°
69°
68°
67°
66°
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62°
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60°
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58°

VOLUMEN 18 NUMERO 1-2 JUNIO 2000
COCHABAMBA - BOLIVIA

VOLUMEN 18 NUMERO 1-2 JUNIO 2000
COCHABAMBA - BOLIVIA

VOLUMEN 18 NUMERO 1-2 JUNIO 2000
COCHABAMBA - BOLIVIA

PRESIDENTE
VICEPRESIDENTE DE NEGOCIACIONES
INTERNACIONALES Y CONTRATOS
VICEPRESIDENTE DE OPERACIONES
EDITOR
E-mail:
DIRECCION POSTAL
REVISTA TECNICA DE YPFB
TRADUCCION AL INGLES
Portada:

VOLUMEN 18 NUMERO 1-2 JUNIO 2000
COCHABAMBA - BOLIVIA

El Servicio Nacional de Geología y Minería
(SERGEOMIN) y Yacimientos Petrolíferos Fiscales
Bolivianos (YPFB), con el esfuerzo coordinado de sus
profesionales, publicaron en 1978 el primer Mapa
Geológico de Bolivia. Transcurridos 22 años desde esa
oportunidad, hoy ponen a disposición de los profesionales
geólogos la nueva versión del Mapa Geológico de Bolivia,
escala 1:1.000.000, y el presente Compendio de Geología
de Bolivia.
Esta publicación se realiza en una etapa de austeridad de
las dos instituciones estatales, como producto de la
profunda crisis por la que atraviesa la minería nacional,
debido a las bajas cotizaciones de los minerales metálicos;
sin embargo, la participación y el esfuerzo del personal
profesional y técnico de SERGEOMIN y YPFB, hizo
posible llevar adelante esta edición, en la que se ha
introducido el resultado de los últimos datos e
interpretaciones de campo y laboratorio obtenidas por
ambas instituciones.
Para la elaboración del presente mapa se han empleado las
más modernas técnicas de la cartografía, de modo que a la
fecha ofrecemos una versión en formato digital (CD-R),
poniéndonos al día con las exigencias de la tecnología
actual.
Tanto el Servicio Nacional de Geología y Minería como
Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos, han
generado durante los últimos años una amplia información
geológica y minera de todo el territorio boliviano.
Mediante sus diferentes unidades se realizaron actividades
de exploración, mapeo, evaluación del potencial
mineralógico y petrolero, así como la inventariación de los
recursos naturales del país. Paralelamente, SERGEOMIN
apoyó a la minería mediana, chica y cooperativistas con
asesoramiento técnico y logístico para encarar el desarrollo
de sus actividades. Toda la información y los datos
geológicos obtenidos se transfirieron al presente
Compendio y Mapa Geológico.
La información con la que cuenta este mapa, servirá de
apoyo en trabajos de exploración y evaluación de recursos
tanto de hidrocarburos como de minerales en el territorio
boliviano. Se tiene plena confianza que esta publicación
será de mucha utilidad para las diferentes entidades relacionadas
a la geología: estatales, privadas y educativas.
PROLOGO / FOREWORD
In 1978, the Servicio Nacional de Geología y Minería
(SERGEOMIN) and Yacimientos Pertolíferos Fiscales
Bolivianos (YPFB) published the first Geological Map of
Bolivia through a joint effort by both organizations. 22
years later, they now make available to professional
geologists, the new version of the Geological Map of
Bolivia, at 1:1,000,000 scale, as well as this Geological
Compendium of Bolivia.
This publication is made during of austerity for both state
institutions, caused by an economic crisis experienced by
the national mining sector, due to the low prices of
metallic minerals. Nonetheless, the participation and effort
of the professional and technical staffs of SERGEOMIN
and YPFB made it possible to publish this edition, which
contain the latest field, lab data and interpretations
obtained by both institutions.
State–of–the–art cartographic techniques were used in the
preparation of this map, so that we offer an updated
version in digital format (CD–R), in accordance with the
demands of current technology.
During the past years, both, the Servicio Nacional de
Geología and Minería and Yacimientos Petrolíferos
Fiscales Bolivianos, have generated extensive geological
and mining information from the Bolivian territory.
Through their different units, they carried out activities
including: exploration, mapping, assessment of the mineral
and oil production potential, as well as an inventory of the
country’s national resources. In addition, SERGEOMIN
supported the small, medium–size and cooperative mining
companies through technical and logistic advise to assist
these companies in developing their activities. All the
information and geological data obtained were
incorporated in this Compendium and Geological Map.
The information available through this map will continue
to support the exploration and assessment of resources,
both in hydrocarbon and mineral resources, nationwide.
We believe that this publication will be very useful to the
different geology–related entities, whether state, private or
educational.
Carlos Salinas Estenssoro
PRESIDENTE DE YPFB
Marcelo Claure Zapata
DIRECTOR EJECUTIVO NACIONAL
SERGEOMIN

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
A- Compendio de Geología de Bolivia / Bolivian Geology Compendium
por / by Ramiro Suárez-Soruco
1 Introducción / Introduction 1
2 Altiplano / Altiplano 13
3 Cordillera Oriental / Eastern Cordillera 39
4 Sierras Subandinas / Subandean Ranges 77
5 Llanura Beniana, Cuenca del Madre de Dios y Plataforma Beniana 101
Beni Plain, Madre de Dios Basin and Beni Platform
6 Llanura Chapare-Boomerang y Sierras y Llanura Chiquitana 111
Chapare-Boomerang Plain and Chiquitos Range and Plain
7 Cratón de Guaporé / Guaporé Craton 127
B - Contribuciones especiales / Special contributions
8 Potencial de hidrocarburos / Hydrocarbon potential 145
Carlos Oviedo-Gómez & Ricardo Morales-Lavadenz
9 Las provincias y épocas metalogenéticas de Bolivia en su marco geodinamico 167
Bolivian provinces and metalogenetic epochs in its geodynamic context
Bertrand Heuschmidt & Vitaliano Miranda-Angles
10 Tectónica de placas y evolución estructural en el margen continental activo
de Sudamérica 199
Plate tectonics and structural evolution at the South American active
continental margin.
Reinhard Roßling

por / by
RAMIRO SUAREZ-SORUCO
ramsu@bo.net

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 1
INTRODUCCION
INTRODUCTION
Generalidades
El estudio de la Geología de Bolivia se inició el siglo pasado, y
continuó en el presente, con geólogos europeos de renombre como
Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román Kozlowski, y otros
muchos. A partir de los años treinta se incorporaron a la tarea de
interpretar y describir la geología del país los primeros geólogos
bolivianos, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes
y otros, que junto con investigadores de otros paises, como
Federico Ahlfeld y Leonardo Branisa, contribuyeron a la enseñanza
de las ciencias geológicas, y a la exploración en busca no solo del
conocimiento científico, sino también de recursos minerales y
energéticos. La creación de instituciones como Yacimientos
Petrolíferos Fiscales Bolivianos, Corporación Minera de Bolivia y
la Departamento Nacional de Geología, así como la carrera de
Geología en las universidades de San Andrés (La Paz), Tomás
Frías (Potosí) y Técnica de Oruro, permitió formar en el país los
profesionales que actualmente contribuyen a ampliar el
conocimiento de la Geología de Bolivia.
La elaboración de hojas geológicas (1:100.000 y 1:250.000) de la
Carta Geológica de Bolivia fue realizada por el Servicio Geológico
de Bolivia durante los últimos 30 años. GEOBOL, desde 1996,
junto con otras instituciones, conforma el Servicio Nacional de
Geología y Minería (SERGEOMIN). Esta institución, con el
aporte de información geológica de YPFB y la colaboración
financiera del Banco Mundial, ha elaborado, luego de casi veinte
años, un nuevo Mapa Geológico de Bolivia a escala 1: 1.000.000,
que constituye una versión actualizada del publicado en 1968, y al
que se transfirió el resultado de la investigación y los
conocimientos logrados hasta la fecha por profesionales de las
instituciones involucradas y de otras entidades afines.
General Aspects
The study of the Geology of Bolivia started during the previous
century, and continued into the present with well-known European
geologists such as Alcides d’Orbigny, Gustavo Steinmann, Román
Kozlowski, and many other. Starting in the 30’s, the first Bolivian
geologists, Jorge Muñoz Reyes, Raúl Canedo Reyes, Celso Reyes,
and others, joined into the task of interpreting and describing the
geology of the country. Together with researchers from other
countries, such as Federico Ahlfeld and Leonardo Branisa, they
contributed to the teaching of geological sciences and to
exploration, not only in search for scientific knowledge, but also
for mineral and energy resources. The creation of institutions such
as Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos (YPFB), the
Bolivian Mining Corporation and the National Geology
Department, as well as the Geology Departments at the
Universities of San Andrés (La Paz), Tomás Frías (Potosí) and
Technical University of Oruro, made possible to train, in the
country, professionals who currently contribute to expanding the
knowledge on the Geology of Bolivia.
During the last 30 years, the Geological Survey of Bolivia
(GEOBOL) elaborated the geological sheets (1:100,000 and
1:250,000) of the Geological Chart of Bolivia. Since 1996,
GEOBOL, together with other institutions, make up the National
Geology and Mining Survey (SERGEOMIN). With YPFB´s
geological contributions and the financial aid of the World Bank,
after nearly twenty years, this institution has prepared a new
Geological Map of Bolivia, in a 1:1,000,000 scale. This map is an
updated version of the map published in 1968, to which the
research results and the knowledge obtained up to the date by
professionals of the involved institutions and other similar entities
were transferred.

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
En ese sentido, esta síntesis describe en cada uno de los siguientes
capítulos, el conocimiento actual de cada una de estas áreas, de
acuerdo a una relación geocronológica desde los tiempos
proterozoicos al reciente. Sin embargo, se debe advertir al lector
que el desarrollo de un tema de esa magnitud fácilmente ocuparía
varios tomos, y en este compendio se presentará sólo una síntesis,
que podrá ser ampliada con la lectura de los trabajos figurados en
las referencias bibliográficas insertadas al final de cada capítulo.
In this sense, in each of the following chapters, this synthesis
describes the current knowledge on each of these fields, according
to a geochronological relation from the Proterozoic times until the
present. However, the reader must be warned that the development
of such a topic would easily take up several volumes, and this
compendium will only present a synthesis which can be
complemented by reading the works listed in the bibliographical
references included at the end of each chapter.
Ciclos tectosedimentarios y orogénicos
Con la finalidad de interpretar y ordenar las secuencias a través del
tiempo geológico, se han propuesto y definido grandes ciclos
tectosedimentarios y orogénicos para el país y regiones vecinas.
Cuatro de ellos han sido establecidos para el Proterozoico, y otros
cuatro para la secuencia fanerozoica.
Los ciclos proterozoicos: Transamazónico y Brasiliano fueron
definidos por Almeida et al. (1976), y los ciclos San Ignacio y
Sunsás por Litherland & Bloomfield (1981).
Tectonic Sedimentary and Orogenic Cycles
With the purpose of interpreting and arranging the sequences
through geological time, great tectonic sedimentary and orogenic
cycles have been proposed and defined for the country and the
neighboring regions. Four of these have been determined for the
Proterozoic and other four for the Phanerozoic sequence.
The Proterozoic cycles, namely the Transamazonic and the
Brazilian, were established by Almeida et al. (1976), and the San
Ignacio and Sunsás cycles by Litherland & Bloomfield (1981).
EON CICLO EDADES
ANDINO
Reciente
Jurásico inferior
SUBANDINO
Triásico superior
Carbonífero superior
FANEROZOICO
Carbonífero inferior
CORDILLERANO
Silúrico inferior
TACSARIANO
Ordovícico superior
Cámbrico superior
BRASILIANO
900 – 540 Ma
PROTEROZOICO
SUNSAS
SAN IGNACIO
TRANSAMAZONICO
1280 – 900 Ma
1600 – 1280 Ma
> 1600 Ma
Fig. 1.1 Ciclos Tectosedimentarios de Bolivia
Bolivian Tectonic-Sedimentary Cycles
Los ciclos fanerozoicos: Tacsariano, Cordillerano y Subandino
fueron establecidos por Suárez-Soruco (1982, 1983), y el Ciclo
Andino por Steinmann (1929). Posteriormente, ha sido propuesta
por Oller (1992) la subdivisión del Ciclo Andino con los numerales
I y II, división que será utilizada en este trabajo.
The Phanerozoic cycles, Tacsarian, Cordilleran and Subandean,
were established by Suárez-Soruco (1982, 1983), and the Andean
Cycle by Steinmann (1929). Later on, the subdivision of the
Andean Cycle into numbers I and II, which will be used in this
paper, was proposed by Oller (1992).
2

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La historia geológica del Gondwana Occidental, y del sector
boliviano en particular, puede ser dividida en dos grandes
episodios: Pre-Andino y Andino. La separación entre ambos está
dada por la disgregación del Gondwana (ca 200 Ma).
El episodio Pre-Andino comprende como primera etapa a los ciclos
proterozoicos, hasta la etapa de apertura del Oceáno Iapetus y el
cierre de los oceános Adamastor y Mozambique, en el modelo de
Grunow, 1996, y la consiguiente formación de la Triple Fractura
Boliviana que da origen al Rift Contaya-Tacsara a fines del Ciclo
Brasiliano. La segunda etapa pre-andina se inicia en el Tacsariano,
es decir desde la apertura del rift hasta la separación del Gondwana.
El Episodio Andino se inicia hacia los 200 Ma, en el Jurásico
temprano, y se extiende hasta el presente.
The geological history of the Western Gondwana, and particulary
of the Bolivian sector, can be divided into two large episodes: the
Pre-Andean and the Andean. The separation between the two was
determined by the breakup of Gondwana (ca. 200 Ma).
In its first stage, the Pre-Andean episode comprises the Proterozoic
cycles, up to the opening stage of the Iapetus Ocean and the closing
of the Adamastor and Mozambique Oceans, in Grunow’s model,
1996, and the ensuing formation of the Bolivian Triple Fracture,
which originates the Contaya-Tacsara Rift at the end of the
Brazilian Cycle. The second Pre-Andean stage starts during the
Tacsarian; that is, from the rift opening to the separation of the
Gondwana. The Andean Episode starts towards 200 Ma, during
the Lower Jurassic, and extends up to the present.
Fig. 1.2 Cuadro Estratigráfico del Altiplano, Cordillera Oriental y Subandino
Stratigraphic framework of Altiplano, Eastern Cordillera and Subandean
3

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
M D
S
A
C O
B
P M C h
C
G u
Fig. 1.3 Triple Fractura Boliviana (tri-radio rojo) y
Lineamiento del Sistema de Fallas Cordillera Real-
Aiquile-Tupiza (línea roja) que divide el Macizo de
Arequipa-Huarina, del Cratón de Guaporé. (Modificado
en el Mapa Tectono-Estratigráfico de Bolivia de Sempere
et al., 1988).
A
A
A
O r
F H
C O
C O
I
A
S
A
S
A
C h a
TRIPLE FRACTURA BOLIVIANA
(PROTEROZOICO)
SISTEMA DE FALLAS (ACTUAL)
CORDILLERA REAL - AIQUILE - TUPI-
ZA
Bolivian triple joint (red tri-radio) and Cordillera Real
Fault System (red line) that divides de Arequipa-Huarina
Massif and Guapporé Craton. Modified in Tecto-
Stratigraphic Map of Sempere et al., 1988).
FK: Falla Khenayani; CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal;
FCC: Frente de Cabalgamiento Coniri; FSV: Falla San Vicente;
FAT: Falla Aiquile-Tupiza; CCR: Cabalgamiento Cordillera Real;
FT: Falla Tapacarí; CANP: Cabalgamiento Andino Principal; CFP:
Cabalgamiento Frontal Principal; FCSA: Frente de Cabalgamiento
Subandino; AOc: Altiplano Occidental; AOr: Altiplano Oriental;
FH: Faja Plegada de Huarina; COr: Cordillera Oriental; IA:
Interandino; SA: Subandino; CGu: Cratón de Guaporé; PMo-Chi:
Plataforma Mojeño Chiquitana.
Episodio Pre-Andino
Pre-Andean Episode
Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el primitivo Escudo
Brasilero experimentó una serie de modificaciones consistentes en
la acreción de nuevos terrenos (Terrenos Chuiquitanos), formación
de cuencas intracratónicas, y el desarrollo de importantes orógenos
como los de San Ignacio, Sunsás, Aguapei (Litherland et al., 1986;
Meneley, 1991).
Los principales terrenos acrecionados durante el Arqueozoico y
Proterozoico al Escudo Brasileño Central (1600-2600 Ma.),
corresponden a terrenos de aproximadamente 1000-1600 Ma. como
Rondonia-Sunsás y Chaco-Paraná seguidos por otros terrenos
más jóvenes, entre 570 y 1000 Ma, como los de Cerro León y
Chiquitos (Meneley, 1991).
During the Archeozoic and Proterozoic, the primitive Brazilian
Shield underwent a series of modifications, which consisted of the
accretion of new land (Chiquitan Terranes), the formation of
intracratonal basins, and the development of important orogens,
such as those of San Ignacio, Sunsás, Aguapei (Litherland et al.,
1986; Meneley, 1991).
During the Archeozoic and Proterozoic, the main accretion of
terranes to the Central Brazilian Shield (1600-2600 Ma) refers to
terranes of approximately 1000-1600 Ma., such as Rondonia-
Sunsás and Chaco-Paraná, followed by other younger terrane,
between 570 and 1000 Ma, such as that of Cerro León and
Chiquitos (Meneley, 1991).
Uno de los principales aspectos a definir en el futuro es el orígen de
la microplaca o Macizo de Arequipa. A la fecha se han propuesto
dos hipótesis: la primera que considera que se trata de un terreno
alóctono, posiblemente originado en el borde del Continente de
Laurentia durante la orogenia grenvilliana (Gorhrbandt, 1992;
Wasteneys et al., 1995), y la segunda, aceptada en el presente
trabajo, así como por Avila-Salinas (1996) y Erdtmann & Suárez-
Soruco (1999), que considera que corresponde a un terreno
autóctono, dislocado del Escudo Brasilero a fines del Proterozoico
a partir de la “Triple Fractura Boliviana” (Suárez-Soruco, 1989).
One of the main aspects to be defined in the future is the origin of
the microplate or Arequipa Massif. Until now, two hypotheses
have been proposed: the first considers it to be allochthonous
terrane, which possible originated on the edge of the Laurentia
Continent during the Grevillian Orogeny (Gorhrbandt, 1992;
Wasteneys et al., 1995); and the second, accepted in the present
paper, as well as by Avila-Salinas (1996) and Erdtmann & Suárez-
Soruco (1999) considers it to be autochthonous land that wrenched
from the Brazilian Shield at the end of the Proterozoic from
“Bolivian Triple Fracture” (Suárez-Soruco, 1989).
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
A partir del Ciclo Tacsariano, y durante la mayor parte del
Paleozoico inferior, el desarrollo extensional de los brazos N-S y
NW-SE, así como la consiguiente separación de la “sub-placa
móvil” de Arequipa formó en territorio boliviano las cuencas
intracratónicas de los ciclos Brasiliano, Tacsariano y Cordillerano
(Rift Contaya-Tacsara).
Aceptando que la Placa de Arequipa corresponde a un disloque del
Cratón Amazónico, en este trabajo proponemos cambiar el nombre
de Placa o Terreno de Arequipa-Belén-Antofalla, establecido en
sentido N-S tomando el nombre de esas localidades proterozoicas,
por el de Macizo de Arequipa-Huarina (Fig. 1.3), haciendo
referencia a su extensión oriental en territorio boliviano, por cuanto
este macizo incluiría la Faja Plegada de Huarina. En este sentido, el
Macizo de Arequipa-Huarina estaría separado del actual Cratón de
Guaporé por el sistema de fallas Cordillera Real – Aiquile - Tupiza
de Sempere et al., (1988)
Durante el Ciclo Brasiliano, la fractura permitió la extrusión de
rocas básicas y ultrabásicas en el centro y sur de la cuenca
boliviana. Al inicio del Ciclo Tacsariano, la cuenca fue
inicialmente pequeña, de mayor desarrollo y profundidad en el
sector sur. Durante el Cámbrico superior se rellena con sedimentos
clásticos marinos, gruesos y no fosilíferos. El tamaño del grano fue
decreciendo paulatinamente en el Ordovícico inferior (facies flysh
con graptolites). En esa época se desarrolla una importante
comunidad marina de invertebrados, con especies comunes a las de
la costa este de Laurentia (Newfounland-Oaxaca). A partir del
Arenigiano se reinicia la actividad volcánica submarina en el sur,
con la inyección e interestratificación de tobas cineríticas y flujos
dacíticos, que continuó en el Llanvirniano con sills doleríticos y
flujos de basaltos submarinos relacionados e interestratificados con
la Formación Capinota, y finalmente en el Caradociano, lavas
almohadilla de andesitas basálticas y traquiandesitas espilitizadas
relacionadas con la Formación Amutara, actividad que implica un
rifting de la corteza continental (Avila-Salinas, 1996).
Hacia fines del Ordovícico medio, la Placa de Arequipa-Huarina
empezó un desplazamiento sinistral que ensanchó la cuenca en el
sector central y norte, produciendo el depósito de importantes
secuencias marinas llanvirniano-ashgillianas. El extremo meridional
de la placa, debido a esta rotación sinistral, colisionó con el
Macizo Chaco-Pampeano, produciendo la intrusión de granitoides,
y la formación de cuencas de trasarco en el noroeste argentino
(Fase Oclóyica).
Durante el Ciclo Cordillerano, la cuenca posiblemente corresponde
a un rift de trasarco. En el Silúrico inferior hay mayor subsidencia,
especialmente en el sector suroccidental, a causa del levantamiento
producido por la intrusión de granitoides en territorio argentino. En
esta época el borde de cuenca se extendió y amplió considerablemente.
Desde el Silúrico superior se hace más evidente la
influencia costera, aparecen las primeras plantas vasculares, y al
final del ciclo, sobre estuarios o lagunas costeras se desarrollan
primitivos bosques de helechos y licofitas.
A fines del Ciclo Cordillerano se produjo la primera deformación
tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y
cordilleranas, la Fase Chiriguana (sensu YPFB) o Eohercínica, y
que conduce a la formación de un orógeno. Estos movimientos, y
Starting with the Tacsarian Cycle and during the greater part of the
Lower Paleozoic, the extensional development of the N-S and NW-
SE branches, and the subsequent separation of the “mobile subplate”
of Arequipa, formed the intracratonal basins of the
Brazilian, Tacsarian and Cordillerano cycles (Contaya-Tacsara
Rift) in Bolivian territory.
Accepting that the Arequipa Plate relates to a wrench of the
Amazonic Craton, in this paper we set out to change the name of
the Plate or Terrane of Arequipa-Belén-Antofalla, established in a
N-S trend taking the name of those Proterozoic localities, to the
Arequipa-Huarina Massif (fig. 1.3), making reference to its
eastern extension in Bolivian territory, since this Massif would
include the Huarina Fold Belt. In this sense, the Arequipa-Huarina
Massif would be separated from the actual Guaporé Craton by the
Cordillera Real-Aiquile-Tupiza faults of Sempere et al., (1988).
During the Brazilian Cycle, the fracture allowed the extrusion of
basic and ultrabasic rocks from the center and south of the Bolivian
basin. At the beginning of the Tacsarian Cycle, the basin was
initially small, with greater development and depth in the southern
sector. During the Upper Cambrian, this basin was filled with
coarse, non-fossil, marine, clastic sediments. During the Lower
Ordovician, the size of the grain decreased gradually (flysh facies
with graptolites). During this time, a significant sea invertebrate
community developed, similar to that of the eastern coast of
Laurentia (Newfoundland-Oaxaca). Starting with the Arenigian,
submarine volcanic activity starts again in the south, with the
injection and interbedding of cineritic tuffs and dacitic flows,
continuing during the Llanvirnian with doleritic sills and submarine
basalt flows that are related to and interbedded with the Capinota
Formation, and finally, during the Caradocian, with basaltic
andesite pillow lava and spilitized trachyandesites related to the
Amutura Formation. This activity involves a rifting of the
continental crust (Avila-Salinas, 1996).
Towards the end of the Middle Ordovician, the Arequipa-Huarina
Plate started a sinistral displacement that widened the basin on the
central and Northern sectors, producing the deposit of important
llanvirnian-ashgillian marine sequences. Due to this sinistral
rotation, the plate’s meridional end collided with the Chaco-
Pampeano Massif, causing the intrusion of granitoids and the
formation of backarc basins in northwestern Argentina (Ocloyic
Phase).
During the Cordilleran Cycle, the basin is likely to correspond to a
backarc rift. During the Lower Silurian, there is greater subsidence,
especially in the southwestern sector, due to the elevation
produced by the intrusion of granitoids in Argentine territory. At
this time, the basin’s border expanded and widened considerably.
During the Upper Silurian, the coastal influence is even more
evident; the earliest vascular plants appear, and towards the end of
the cycle, primitive fern and lycophyte forests develop over the
coastal estuaries or ponds.
At the end of the Cordilleran Cycle, the first important tectonic
deformation took place, involving the tacsarian and cordilleran
sequences, the Chiriguano (sensu YPFB) or Eohercynic Phase,
which led to the formation of an orogen. These movements, and the
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
la Cordillera hercínica resultante, fueron ampliamante discutidos
por Megard et al. (1973) en una extensa serie de publicaciones. Los
movimientos compresivos, producidos a nivel continental,
ocasionaron el plegamiento de las rocas previas y la formación de
un orógeno hercínico desde la costa pacífica de sudamérica,
pasando por las sierras australes de Buenos Aires, hasta Sudáfrica.
La edad aproximada del metamorfismo de esta deformación en la
Cordillera Oriental Sur, fue medida por Tawackoli et al. (1996)
entre 374 a 317 millones de años.
La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló principalmente en el
borde oriental de la cordillera recién formada, inicialmente con
cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y
posterior-mente, en el oeste, con facies de plataformas marinas
carbonatadas (Grupo Titicaca).
resulting hercynic cordillere, were discussed largely by Megard et
al. (1973) in an extensive series of publications. The compressive
movements, produced at the continental level, caused the folding of
the previous rocks and the formation of a hercynic orogen from the
Pacific coast in South America, passing by the southern ranges of
Buenos Aires, up to South Africa. The approximate age of this
deformation’s metamorphism in the South of the Eastern Cordillera
was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between 374 and
317 millions of years.
The Sub Andean Cycle basin developed mainly on the eastern
border of the recently formed range, initially, with submarine
canyons to the East (Macharetí-Mandiyutí groups), and subsequently
with carbonated marine platform facies to the West
(Titicaca Group).
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Episodio Andino
El Episodio Andino comienza con la disgregación del Gondwana
(ca 200 Ma), que separa Sudamérica de Africa. En este trabajo,
siguiendo la sugerencia de Oller-Veramendi, se reconocen dos
ciclos dentro de este episodio: Andino I y Andino II.
En esa época el Continente de Gondwana experimentó los efectos
de grandes esfuerzos extensionales, e independientemente de la
fractura entre América y Africa, en extensos sectores de Bolivia,
especialmente en la actual Cordillera Oriental, se formaron
numerosas cuencas de rift, por lo que el Ciclo Andino I puede
subdividirse en dos fases principales: de Synrift y Postrift. La Fase
Synrift se extiende desde los 200 Ma a partir del Jurásico inferior
con la efusión de coladas basálticas, hasta mediados del Cretácico
superior (ca 80 Ma)
Estos efectos magmáticos fueron producidos por la reactivación de
la antigua fractura de basamento, entre el Cratón de Guaporé y el
Macizo de Arequipa-Huarina. La posición de esa zona de cizalla
correspondería al lineamiento actual de la Cordillera Real (CRFZ).
A causa de la acción compresiva se formó una zona de subducción
verticalizada (Dorbath et al., 1993, Martínez et al., 1996, Dorbath
et al., en prensa) en la que el cratón subduce por debajo del macizo
noraltiplánico. En tiempos hercínicos actuó también como zona de
desgarre compresional.
Con las primeras colisiones de las placas de Aluk y luego la de
Farallón, se produce la formación de los primeros arcos volcánicos.
A partir del Jurásico las secuencias se continentalizan, se forman
cuencas de trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y
lagunares. Durante el Mesozoico el arco volcánico proveé lavas,
cenizas y otros materiales que se intercalan en las secuencias
clásticas. Transgresiones marinas (Formación Miraflores) interrumpen
el depósito continental.
De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa
más importante del plegamiento andino (Andino II) se produjo
alrededor de los 26 a 30 Ma [Oligoceno tardío - Mioceno
temprano] (Sempere et al., 1990; Hérail et al., 1994). Esta acción
está ligada a la actividad de la placa pacífica.
La colisión y subducción de la Placa de Nazca produjo una
deformación constante que formó un gran arco volcánico a lo largo
de la costa pacífica de Sudamérica, comprimiendo y plegando
todas las secuencias previas, así como ocasionando un importante
acortamiento de los Andes, formación de cuencas de trasarco,
piggy back, y otras, del Altiplano y sector oeste de la Cordillera
Oriental. Esta acción formó estructuras de vergencia este.
A su vez el Macizo de Arequipa-Huarina fue sobrecorrido sobre el
Cratón de Guaporé, formando estructuras de vergencia oeste por la
acción de la “Zona de Falla de la Cordillera Real” (Dorbath et al.,
1993; Dorbath, et al., en prensa), en la parte este de la Cordillera
Oriental, Subandino y Llanura.
Según Tawackoli et al. (1996), la primera deformación importante
en la Cordillera Oriental Sur se produjo en el Oligoceno inferior,
causando la erosión de la cobertura Cretácico-paleocena. La cuenca
neógena comenzó con un pulso tectónico mayor alrededor de los
Andean Episode
The Andean Episode starts with the breakup of Gondwana (ca. 200
Ma), that severs South America from Africa. In this paper,
following Oller-Veramendi’s suggestion, two cycles are recognized
in this episode: the Andean I and the Andean II.
In this time, the Gondwana Continent experienced the effects of
great extensional stresses. Independently from the fracture between
America and Africa, in extensive sectors of Bolivia, specially in the
current Eastern Cordillera, numerous rift basins were formed; thus,
the Andean I Cycle can be subdivided in two main phases: Synrift
and Postrift. The Synrift Phase ranges from 200 Ma, starting with
the Lower Jurassic with the effusion of basaltic flows, to the
middle of the Upper Cretacious (ca. 80 Ma).
These magmatic effects were produced by the reactivation of the
old basement fracture between the Guaporé Craton and the
Arequipa-Huarina Massif. The position of this shear zone would
relate to the current aligment of the Cordillera Real (CRFZ). Due
to the compressive action, a vertical subduction zone was formed
(Dorbath et al., 1993; Martínez et al., 1996; Dorbath et al., in print)
in which the craton subducts underneath the northern Altiplano
massif. In hercynic times, it also acted as a compressive pull-apart
zone.
With the earliest Aluk , and later the Farallón plates collision, the
first volcanic arcs were formed. Starting in the Jurassic, the
sequences become continental, backarc basins with alluvial,
aeolian, fluvial and lagoon plains. During the Mesozoic, the
volcanic arc supplies lava, ashes and other materials that interbed
in the clastic sequences. Sea transgression (Miraflores Formation)
interrupt the continental deposit.
Coincidentally, the lastest date shows that the most important stage
of the Andean folding (Andean II) ocurrred approximately between
26 and 30 Ma [Late Oligocene – Early Miocene] (Sempere et al.,
1990; Hérail et al., 1994). This action is linked to the Pacific
plate´s activity.
The collision and subduction of the Nazca Plate caused a constant
deformation that formed the great volcanic arc along South
America’s Pacific shoreline, compressing and folding all the prior
sequences, as well as producing an important shortening of the
Andes, the formation of backarc, piggy back, and other basins in
the High Plateau and in the western sector of the Eastern Range.
This action formed east-verging structures.
The Arequipa-Huarina Massif, in turn, was thrusted over the
Guaporé Craton, forming west-verging structures by the action of
the “Cordillera Real Fault Zone” (Dorbath et al., 1993; Dorbath et
al., in print), on the eastern part of the Eastern Cordillera, Sub
Andean and Plain.
According to Tawackoli et al. (1996), the first important deformation
in the southern Eastern Cordillera occured during the Lower
Oligocene, causing the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover.
The Neogene basin started with a major tectonic pulse around 22
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva
tiene distintas edades. En Nazareno se registró desde 22 a 12 Ma, y
en Tupiza-Estarca se activaron alrededor de los 17 Ma.
and 24 Ma, and within the basins, the compressive deformation has
various ages. At Nazareno, ages dating back to 22 to 12 Ma were
recorded, and at Tupiza-Estarca, activity started around 17 Ma.
Fig. 1.5 Correlación estratigráfica simplificada del Ciclo Andino II (Oligoceno superior – Reciente)
Simplified stratigraphic correlation of Andean II Cycle (Upper Oligocene – Recent)
Provincias Geológicas
El territorio de Bolivia, y coincidiendo aproximadamente con las
regiones morfológicas, se dividió en las siguientes provincias:
Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental, Sierras
Subandinas, Llanura Chaco-Beniana y Escudo Brasileño.
En los capítulos siguientes no se seguirá estrictamente el
ordenamiento tradicional por provincias. Por el contrario, y con el
objeto de no repetir descripciones estratigráficas, ambientales y
tectónicas se considerarán solo seis capítulos ordenados de la forma
siguiente:
?? Altiplano (incluye de Faja Volcánica o Cordillera Occidental).
?? Cordillera Oriental (incluye el denominado Interandino).
?? Sierras Subandinas (incluye la Llanura Chaqueña).
?? Llanura Beniana (incluye la Llanura Madre de Dios).
?? Llanura Chapare – Boomerang.
?? Cratón de Guaporé.
Geological Provinces
Concurring approximately with the morphological regions, the
Bolivian territory was divided in the following units: Western
Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean Ranges,
Chaco-Beni Plains, and Brazilian Shield.
In the following chapters, the traditional order by provinces will
not be followed strictly. On the contrary, and with the purpose of
avoiding repetitions in stratigraphic, environmental and tectonic
descriptions, only six chapters, arranged in the following order,
will be considered:
?? Altiplano (including de Volcanic Belt or Western Cordillera).
?? Eastern Cordillera (including the so called Interandean).
?? Subandean Ranges (including the Chaco Plain).
?? Beni Plain (including the Madre de Dios Plain).
?? Chapare-Boomerang Plain.
?? Guaporé Craton.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
7
0
50 100 150 200
Kms
Alto Madidi
8
6
9
3
1
Nort
e
2
3b
4
4a
5
3a
Centro
Sur
Fig. 1.6 Provincias Geológicas de Bolivia (según YPFB)
1. Cordillera Occidental; 2. Altiplano; 3. Cordillera Oriental: 3a Faja Plegada de Huarina, 3b Inteandino;
4. Subandino, 4a Pie de monte; 5. Llanura del Chaco; 6. Llanura del Beni; 7. Cuenca del Madre de Dios; 8. Plataforma Mojeño-Chiquitana;
9. Cratón del Guaporé.
Geological Provinces of Bolivia (after YPFB): 1. Western Cordillera; 2. Altiplano; Eastern Cordillera, 3a Huarina Folded Belt, 3b
Interandean;4. Subandean, 4a Piedmont; 5. Chaco Plain; 6. Beni Plain; 7. Madre de Dios Basin; 8 Mojeño-Chiquitana Platform; 9.
Guaporé Craton
9

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Agradecimientos
El editor-autor del presente compendio agradece muy sinceramente
a los colegas Claude Martínez, Enrique Díaz Martínez, Jaime Oller
Veramendi, Heberto Pérez Guarachi, Alejandra Dalenz Farjat,
Carlos Oviedo Gómez Sohrab Tawackoli y Margarita Toro de
Vargas, por sus observaciones, correcciones y lectura crítica del
manuscrito. Especial agradecimiento a María Julia Lanza por el
trabajo de traducción al inglés.
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Acknowledgements
The author-editor of this compendium would like to express his
sincere thanks to his colleagues Claude Martínez, Enrique Díaz
Martínez, Jaime Oller Veramendi, Herberto Pérez Guarachi,
Alejandra Dalenz Farjart, Carlos Oviedo Gómez, Sohrab
Tawackoli and Margarita Toro de Vargas, for their remarks,
corrections and critical reading of the manuscript. Special thanks to
María Julia Lanza for the english translation work.
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11

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
JURASICO INF.
TIQUINA
CICLO SUBANDINO
TRIASICO
PERMICO
CARBONIFERO
SUPERIOR
CARBONIFERO
MEDIO
BOPI
COPACABANA
GRUPO TITICACA
CHUTANI
MBRO. SAN PABLO
MBRO. COLLASUYO
COPACABANA
YAURICHAMBI
COPACABANA
GRUPO CUEVO
GRUPO
MANDIYUTI
GRUPO
MACHARETI
CICLO CORDILLERANO
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
SERPUKHOVIANO
FAMENIANO GRUPO RETAMA GRUPO AMBO SAIPURU
FRASNIANO
GIVETIANO
EIFELIANO
EMSIANO
PRAGIANO
LOCHKOVIANO
PRIDOLIANO
LUDLOVIANO
WENLOCKIANO MED
WENLOCKIANO INF
LLANDOVERIANO
ASHGILLIANO SUP.
TOMACHI
TEQUEJE
RIO CARRASCO
COLLPACUCHO
SICASICA
BELEN
VILA VILA
CATAVI
UNCIA
LLALLAGUA
HUANUNI
CANCAÑIRI
IQUIRI
LOS MONOS
HUAMAMPAMPA
ICLA
SANTA ROSA
TARABUCO
KIRUSILLAS
CANCAÑIRI
CALIZA SACTA
FAJA BOOMERANG
ROBORE
LIMONCITO
ROBORE
EL CARMEN
?
EDADES
MADRE DE DIOS
SUBANDINO
NORTE
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
NORTE
SUR
NORTE
FAJA ANDINA
SUBANDINA SUR
SUR
CICLO TACSARIANO
AHSGILLIANO INF.
CARADOCIANO
TARENE
ENADERE
TOKOCHI
AMUTARA
TAPIAL A & B
KOLLPANI
ANGOSTO
MARQUINA
SAN BENITO
ANZALDO
LLANVIRNIANO ? COROICO CAPINOTA
ARENIGIANO
TREMADOCIANO
CAMBRICO
SUPERIOR
PIRCANCHA / SELLA
AGUA Y TORO
OBISPO
CIENEGUILLAS
ISCAYACHI
SAMA
TOROHUAYCO
CAMACHO
Fig. 1.7 Subdivisión en Dominios Tectono-Estratigráficos para los ciclos Tacsariano, Cordillerano y Subandino
12

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 2
(FAJA VOLCANICA Y ALTIPLANO)
(VOLCANIC BELT AND ALTIPLANO)
Introducción
En este capítulo se desarrolla de forma conjunta la denominada
Cordillera Occidental o Faja Volcánica Occidental, y el Altiplano.
Este agrupamiento se hace considerando que ambas regiones
pueden recibir un mismo tratamiento. Sin embargo en el texto, se
diferencian estas dos áreas como Altiplano Occidental y
Altiplano Oriental.
En el trabajo se divide el Altiplano en las tres regiones geográficas
en las que tradicionalmente es separado: Altiplano Norte,
Altiplano Centro y Altiplano Sur (Fig. 1.6), y en cada uno de
estos subcapítulos se desarrolla una síntesis estratigráfica de forma
independiente, siguiendo un ordenamiento cronológico por ciclos
tectosedimentarios.
El Altiplano es una extensa cuenca intramontana de aproximadamente
110.000 km 2 , formada en el Cenozoico, a partir del
comienzo del levantamiento de la Cordillera Oriental.
En general, en el Altiplano existe un control estructural sobre el
relieve, ya que los anticlinales se encuentran formando serranías y
los sinclinales concuerdan con valles y zonas topográficamente
bajas. Gran parte del Altiplano forma extensas superficies
niveladas, cubiertas por depósitos lagunares, glaciales y aluviales
recientes, situadas entre 3.600 y 4.100 metros sobre el nivel del
mar. Esta meseta se halla interrumpida por serranías aisladas,
cuyas alturas varían entre 4.000 y 5.350 m.s.n.m.
Desde el punto de vista geomorfológico, representa una extensa
depresión interandina de relleno, controlada tectónicamente por
bloques hundidos y elevados, tanto transversal como longitudinalmente,
con una evolución compleja y un fuerte reajuste
morfogenético andino (Araníbar, 1984). La región posee una red de
drenaje endorreica, con extensos salares como el de Uyuni y
Coipasa al sur, y grandes lagos como el Titicaca y Poopó al norte.
El clima es árido hacia el sur y semiárido hacia el norte.
La formación del Altiplano se inicia en el Paleoceno-Eoceno con el
sobrecorrimiento del Macizo de Arequipa-Huarina sobre el Cratón
de Guaporé, por medio de la sutura intracratónica ubicada debajo
de la Cordillera Real, y reflejada en superficie en la Zona de Fallas
de la Cordillera Real (Martínez et al., 1996). Este sobrecorrimiento
Introduction
The so-called Western Cordillera or Western Volcanic Belt, and
the Altiplano are discussed jointly in this chapter. This association
is made taking into consideration that both regions could be treated
similarly. In the text, however, these two areas are distinguished as
Western Altiplano and Eastern Altiplano.
This paper divides the Altiplano in the three geographical regions
in which it is traditionally done: the North Altiplano, the Central
Altiplano and the South Altiplano (Fig. 1.6), and each of the
subchapters will contain an independent stratigraphic synthesis
following a chronological order by tecto-sedimentary cycles.
The Altiplano is an extensive intramontane basin of approximately
110,000 km 2 , formed during the Cenozoic, starting with the
beginning of the uplifting of the Eastern Cordillera.
Generally speaking, in the Altiplano there is a structural control
over the relief, since the anticlines form mountain ranges and the
synclines conform with the valleys and topographically low areas.
A major part of the Altiplano forms extensive levelled surfaces,
covered by recent lagoon, glaciar and alluvial deposits, located
between 3,600 and 4,100 meters above sea level. This plateau is
interrupted by isolated ranges with elevations ranging between
4,000 and 5,350 masl.
From the morphological point of view, it is an extensive
interandean infill sag, controlled tectonically by both sidewise and
lengthwise sinking and elevated blocks, with a complex evolution
and a strong Andean morphogenetic readjustment (Aranibar, 1984).
The region has a endorreic drainage network, with extensive
salinas such as the Uyuni and Coipasa salars to the South, and great
lakes, such as the Titicaca and Poopó Lakes to the North. In the
South, the climate is dry, and semi-dry in the North.
The formation of the Altiplano started during the Paleocene-
Eocene with the thrust of Arequipa-Huarina Massif over the
Guaporé Craton, through a intercratonic suture located beneath the
Cordillera Real, and reflected at the surface on Cordillera Real
Fault Zone (Martínez et al., 1996). This overthrust originated the
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
originó el acortamiento progresivo de las cuencas altiplánicas. El
acortamiento fue aparentemente continuo, sin etapas intermedias de
distensión. Los grandes eventos Incaico, Quechua, y otros,
solamente son el reflejo de etapas de máxima compresión
(Martínez et al., 1996).
El Precámbrico y Paleozoico actúan como un basamento sísmico
fácilmente interpretable sin lograr su diferenciación por sistemas.
La cobertura del basamento está conformada por rocas del
Cretácico, Paleógeno y Neógeno, a su vez afectada por pliegues y
fallas, que en varios sectores del Altiplano pueden ser excelentes
trampas petrolíferas (Araníbar et al., 1995).
progressive shortening of the Altiplano’s basins. Apparently, it was
an on-going shortening without intermediate distension stages. The
Incaic, Quechua and other great events are only the reflection of
stages of maximum contraction (Martínez et al., 1996).
The Precambrian and Paleozoic act as a seismic basement that can
be easily interpreted without achieving a system differentation.
The basement’s cover is made up by Cretaceous, Paleogene and
Neogene rocks, and affected in turn by folds and faults, which, in
several sectors of the Altiplano, could be excellente oil traps
(Aranibar et al., 1995).
En el sector norte, la falla San Andrés marca aproximadamente el
límite entre el Altiplano Oriental y el Occidental. Al este, el
contacto con la Cordillera Oriental está dado por la falla Coniri
(Hérail et al., 1994).
Proterozoico
Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano Norte,
equivalentes a los eventos del Ciclo Sunsás del Cratón de Guaporé,
corresponden a los metagranitos del basamento perforado por el
pozo de San Andrés. La perforación exploratoria realizada por la
compañía Superior Oil en el pozo San Andrés de Machaca (SAS-
2), 50 km al sur del Lago Titicaca, perforó este basamento a una
profundidad de 2.745 a 2.814 m. Este cuerpo forma parte del
Macizo de Arequipa-Huarina, el cual constituye el basamento
cristalino de la franja occidental de los Andes Centrales. La edad
asignada (1050 ± 100 Ma por Rb-Sr), sería equivalente a la
orogenia sunsasiana del oriente boliviano. Se estableció además
que estas rocas fueron afectadas por un evento metamórfico
posterior (530 ± 30 Ma), equivalente a la orogenia brasiliana
(Lehmann, 1978).
Otro grupo de afloramientos en el Altiplano, cuya edad y génesis
aún no ha sido definida con certeza, corresponde a los afloramientos
del Cerro Chilla, ubicado al sur del Lago Titicaca. Estas
rocas están constituidas por una diversidad de litologías que
indican depósitos marinos profundos como turbiditas, lavas
almohadilladas de composición basáltica, flujos de detrito, y otras.
Según GEOBOL (1995: Hoja Jesús de Machaca) el Complejo
Chilla está conformado por cuarcitas y pizarras, así como por
arcosas, lutitas, lavas basálticas, y sills doleríticos. Estas rocas
fueron descritas por vez primera por Cherroni (1973), y desde esa
fecha les han sido atribuidas diferentes edades (Proterozoico,
Paleozoico, Jurásico, etc.). Oller, 1996; Araníbar et al, 1997 y otros
les atribuyen una edad Vendiano terminal a Cámbrico inferior. Sin
embargo, Díaz-Martínez (1996) sugiere una edad ordovícica para
esta secuencia.
Probablemente, las rocas proterozoicas estuvieron aflorando en el
borde occidental del Altiplano durante el Mioceno y el Plioceno.
Remanentes de esas rocas están ahora conservadas en los depósitos
neógenos, como clastos dentro de las formaciones Azurita, Mauri y
Pérez.
In the northern sector, the San Andrés Fault approximately marks
the limit between the Eastern and Western Altiplano. To the East,
the Coniri fault determines the contact with the Eastern Cordillera
(Hérail et al., 1994).
Proterozoic
Equivalent to the events of the Sunsás Cycle in the Guaporé
Craton, the oldest rocks described in the North Altiplano are
metagranites of the basement drilled by the San Andrés well. The
exploratory drilling carried out by the Superior Oil Company at the
San Andrés of Machaca well (SAS-2), 50 km south of Lake
Titicaca, bored this basement at a depth between 2,745 and 2,814
m. This body is part of the Arequipa-Huarina Massif that makes up
the crystalline basement of the western strip of the central Andes.
The age assigned (1050 ± 100 Ma by Rb-Sr) would be equal to the
Sunsás orogeny of Eastern Bolivia. It was established as well that
these rocks were affected by a later metamorphic event (530 ± 30
Ma), equivalent to the Brazilian orogeny (Lehmann, 1978).
Another group of outcrops in the Altiplano, the age and genesis of
which has not yet been defined with certainty, refers to the Cerro
Chilla outcrops, located south of Lake Titicaca. These rocks are
made up by a diversity of lithologies that indicate deep marine
deposits, such as turbidites, basaltic pillow lavas, detritus flows,
and others. According to GEOBOL (1995: Jesús de Machaca
Sheet), the Chilla Complex is made up by quartzites and slates, as
well as by arkoses, shale, basaltic lavas and doleritic sills. These
rocks were first described by Cherroni (1973), and have, ever since,
been ascribed different ages (Proterozoic, Paleozoic, Jurassic, etc.).
Oller, 1996; Araníbar et al., 1997 and others ascribe them a Late
Vendian to Lower Cambrian age. However, Díaz-Martínez (1996)
suggests a Ordovician age for this sequence.
The Proterozoic rocks probably outcropped on the western border
of the Altiplano during the Miocene and Pliocene. Remnants of
these rocks are now kept in Neogene deposits, such as boulders
within the Azurita, Mauri and Pérez formations.
14

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Tacsariano
No se han descrito afloramientos ordovícicos en el sector norte del
Altiplano boliviano, no obstante son frecuentes en territorio
peruano al noroeste del Lago Titicaca. Sin embargo, como se
indica en el acápite anterior, no se debe descartar la posibilidad de
que los afloramientos del Cerro Chilla, Jesús de Machaca y
Caquiaviri, considerados a la fecha como precámbricos, correspondan
al Ordovícico (Díaz-Martínez, 1996).
En el pozo Santa Lucía-X1, por debajo de una cubierta cenozoicacretácica
de 1900 m, fueron recolectadas muestras de lutitas con
graptolites llanvirniano-caradocianos (Dalenz, 1996). Las rocas
ordovícicas del pozo Santa Lucía están sobremaduradas, y
presentan intercalaciones de lava intruídas en forma de sills.
En el pozo Toledo-X1, por debajo de las rocas de la Formación
Tiahuanacu, se reportaron sedimentos tacsarianos a partir de los
3760 m de profundidad. Estas rocas contienen una asociación de
palinomorfos del Ordovícico superior, representados por
Vellosacapsula setosapellicula cuyo rango conocido es
Caradociano - Ashgilliano superior (Exxon, 1995).
Ciclo Cordillerano
No han sido citados sedimentos de la Formación Cancañiri en el
Altiplano Norte. La secuencia del Ciclo Cordillerano se inicia en
esta área con algunos afloramientos de areniscas turbidíticas de la
Formación Llallagua (Koeberling, 1919), de posible edad
wenlockiana.
En el subsuelo de este sector se reportaron rocas silúricas y
devónicas, o sólo devónicas como por ejemplo en el pozo La Joya
(Formación Belén).
Ciclo Andino
En este compendio se tomarán en cuenta dos subdivisiones para el
Ciclo Andino. El Ciclo Andino I, que comprende a los sedimentos
depositados entre el Jurásico y el Oligoceno inferior, considerando
por lo tanto a las formaciones Chaunaca, El Molino, Santa Lucía y
Tiahuanacu del sector oriental, y Berenguela del Altiplano Occidental.
El Ciclo Andino II, se inicia en el Oligoceno superior-
Mioceno inferior y continúa hasta el Reciente. Están incluidos en
este segundo ciclo las formaciones Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri,
Rosapata, Topohoco, San Andrés, Pomata, Umala y Ulloma del
sector oriental, y la secuencia del Altiplano Occidental: Mauri
inferior, Mauri superior, Abaroa, Cerke, Pérez y Charaña.
Los movimientos producidos entre estos dos ciclos corresponden a
la Fase Incaica que representa solamente un momento paroxismal
de las fuerzas compresivas que produjeron el acortamiento andino.
Ciclo Andino I
La unidad más antigua de este ciclo corresponde a la Formación
Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), depositada en un ambiente
continental con influencia marina de plataforma somera. La unidad
Tacsarian Cycle
No ordovician outcrops have been described in the northern sector
of the Bolivian Altiplano; however, such outcrops are common in
Peruvian territory, northeast of Lake Titicaca. Nonetheless, as
mentioned in the paragraph above, the possibility of the Cerro
Chilla, Jesús de Machaca and Caquiaviri outcrops, which are
currently considered as Precambrian, actually relating to the
Ordovician, cannot be dismissed (Díaz-Martínez, 1996).
At the Santa Lucía-X1 well, beneath a Cenozoic-Cretaceous cover
of 1900 m, lutite samples with Llanvirnian-Caradocian graptolites
were collected (Dalenz, 1996). The Ordovician rocks at Santa
Lucía well are overaged and display lava interbedding intruded as
sills.
At the Toledo-X1 well, beneath the Tiahuanacu Formation rocks,
Tacsarian sediments starting at a depth of 3760 m were reported.
These rocks contain an association of Upper Ordovician
palynomorphs, represented by Vellosacapsula setosapellicula, the
known range of which is Caradocian – Upper Ashgillian (Exxon,
1995).
Cordilleran Cycle
No Cancañiri Formation sediments have been quoted on the North
Altiplano. In this area, the Cordilleran Cycle sequence starts with
some turbiditic sandstone outcrops of the Llallagua Formation
(Koeberling, 1919), possible of wenlockian age.
In this sector’s subsurface, Silurian and Devonian, or only Devonian
rocks have been reported, such as those at the La Joya welll
for instance (Belén Formation).
Andean Cycle
This compendium will consider two subdivisions for the Andean
Cycle. The Andean I Cycle, consisting of the sediments deposited
between the Jurásico and the Lower Oligocene, thus including the
Chaunaca, El Molino, Santa Lucía and Tiahuanacu formations in
the eastern sector, and the Berenguela formation in the western
Altiplano. The Andean II Cycle starts in the Upper Oligocene-
Lower Miocene and continues up to the Recent. This second cycle
includes the Coniri, Kollu Kollu, Caquiaviri, Rosapata, Topohoco,
San Andrés, Pomata, Umala and Ulloma formations, in the western
sector, and the western Altiplano sequence: lower Mauri, Upper
Mauri, Abaroa, Cerke, Pérez and Charaña.
The movements produced between these two cycles relate to the
Incaic Phase, representing only a paroxysmal moment of the
compressive forces that produced the Andean shortening.
Andean I Cycle
The oldest unit in this cycle pertains to the Chaunaca Formation
(Lohmann & Branisa, 1962), deposited in a continental environment
with shallow platform marine influence. The unit is made up
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
está constituida por limolitas y lutitas lacustres, intercaladas con
delgadas capas de calizas. La secuencia es fosilífera, en ella se
encontraron ostrácodos, conchostracos y pelecípodos como
Brachidontes aff. fulpensis y restos de peces. Esta fauna indica una
edad cretácica superior (Santoniano-Campaniano).
A fines del Cretácico, durante el Maastrichtiano se deposita en la
misma cuenca de trasarco la Formación El Molino (Lohmann &
Branisa, 1962), constituida en la base por areniscas, y luego por
calizas, margas gris verdosas, areniscas calcáreas. Estas rocas
fueron depositadas en un ambiente de plataforma carbonatada
proximal, lagunar y costero, con influencia marina. Esta unidad es
muy fosilífera, están presentes algas estromatolíticas (Pucalithus),
moluscos, y sobre todo es remarcable la abundancia de restos de
peces fósiles y huesos de reptiles.
Durante el Paleógeno en el Altiplano Norte se deposita la
Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962). En
Andamarca y San Pedro de Huaylloco (Jarandilla, 1988), la base se
halla compuesta por areniscas conglomerádicas, que pasan a
margas multicolores, limolitas y arcillas. Esta secuencia se depositó
en un ambiente continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en
facies de llanura de inundación) y lagunas someras.
En la Hacienda Azafranal el pase de la Formación Santa Lucía a la
Formación Tiahuanacu es aparentemente transicional. Sin
embargo, en la mayoría de las localidades esta relación es
discordante sobre las rocas precedentes, especialmente cretácicas.
by silt and lacustrine shale, interbedded with thin limestone layers.
It is fossiliferous sequence where ostracodes, chonchostraca and
pelecipods such as Brachidontes aff. fulpensis and fish remanents
have been found. This fauna indicates a Upper Cretaceous age
(Santonian-Campanian).
At the end of the Cretaceous, during the Maastrichtian, the El
Molino Formation deposited in the same backarc basin (Lohmann
& Branisa, 1962). At its base, this formation is made up by
sandstones, and then by limestones, greenish gray marl, and
calcareous sandstones. These rocks were deposited in a proximal,
lagoon and coastal carbonated platform environment with marine
influence. This unit is very fossiliferous, displaying stromatolitic
algae (Pucalithus), molluscs, and above all, the abundance of fossil
fish remanents and reptilian bones is remarkable.
During the Paleogene, the Santa Lucía Formation deposited in the
North Altiplano (Lohmann & Branisa, 1962). At Andamarca and
San Pedro de Huaycollo (Jarandilla, 1988), the base is made up by
conglomerate sandstones changing to multicolor marls, silts and
clays. This sequence deposited in a fluvial-type and shallow
lagoons continental environment (meandering rivers in a flood
plain facies).
At Hacienda Azafranal, the passing from the Santa Lucía
Formation to the Tiahuanacu Formation is apparently transitional.
Nontheless, in the majority of the locations, there is an
unconforming relationship to the preceding rocks, particularly the
Cretaceous ones.
16

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Aproximadamente en esta época se formaron capas de yeso y
arcilitas yesíferas varicolores de la Formación Jalluma (Ascarrunz
et al., 1967), que en opinión de García-Duarte & García (1995)
ascendieron como diapiros durante el Eoceno-Mioceno, siguiendo
lineamientos que reflejan antiguas fallas normales como resultado
de la presión litostática y esfuerzos compresivos contemporáneos.
A partir de la Formación Tiahuanacu (Ascarrunz, 1963),
depositada durante el Eoceno, el área de relleno cambia a una
cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental, en la que se forma una
llanura fluvial rellena por una potente secuencia de más de 3.000 m
de espesor de areniscas, limolitas y arcilitas rojizas, en las que
intercalan delgados lentes conglomerádicos con restos
carbonizados y cupritizados de plantas fósiles (Cherroni, 1974).
Hacia el tope de la secuencia se depositan horizontes volcánicos.
Estas rocas fueron depositadas durante el Eoceno y el Oligoceno
inferior. Swanson et al. (1987) obtuvieron de las areniscas
volcánicas de la parte alta de esta unidad edades de 29.2 ± 0.8 y
29.6 ± 0.8 Ma (Oligoceno inferior alto).
Un equivalente lateral de la Formación Tiahuanacu es la Formación
Ballivián (Ascarrunz et al., 1967), depositada en una planicie
fluvio-lacustre. La unidad está compuesta por 500 m de arcilitas
varicoloreadas, intercaladas con areniscas y arcilitas yesíferas gris
verdosas. Le suprayacen en discordancia las formaciones Coniri y
Kollu Kollu.
Formando farellones escarpados se presentan en la zona occidental
del Altiplano (área de Charaña) los sedimentos más antiguos de la
región. Corresponden a la Formación Berenguela (Sirvas, 1964;
Sirvas & Torres, 1966), y están constituidos por aproximadamente
200 m de areniscas conglomerádicas, areniscas arcósicas
compactas, grano- crecientes, de color rojo amarillento, que luego
van adquiriendo una tonalidad más roja hasta llegar al tope, donde
forman una costra dura, formada por areniscas cuarcíticas. La edad
está inferida por dataciones efectuadas por Evernden et al. (1966)
en un horizonte arenoso con glauconita de la parte inferior de la
Formación San Andrés, datada en 38 Ma (Eoceno superior)
Ciclo Andino II
Este ciclo se inicia en el límite Oligoceno medio-superior que
continúa hasta el Pleistoceno. En el Altiplano septentrional se
consideran tres secuencias, la primera ubicada al oeste de la falla
de San Andrés, la segunda entre las fallas San Andrés y Coniri, y la
tercera al este de la falla Coniri.
En el sector central y oriental del Altiplano septentrional, el Ciclo
Andino II se inicia con el Grupo Corocoro (Ahlfeld, 1946). Este
autor reconocía en el “Sistema de Corocoro” cuatro unidades que
incluyen a las “areniscas de Coniri” (Formación Coniri), “estratos
de Ramos” (Formación Kollu Kollu), y otras unidades de lutitas,
areniscas y tobas (formaciones Caquiaviri y Rosapata)
La Formación Coniri (Douglas, 1914), corresponde a una
secuencia continental aluvial y fluvial depositada en una cuenca de
antepaís de la Cordillera Oriental. Según Labrousse & Soria
(1987), la Formación Coniri está compuesta por dos unidades: la
The Jalluma Formation’s gypsum layers and gypseous claystones
of various colors formed approximately in this age (Ascarrunz et
al., 1967), which, in the opinion of García-Duarte & García (1995),
climbed up as diapirs during the Eocene-Miocene, following
lineaments reflecting old normal faults as a result of the lithostatic
pressure and contemporary compressive stress.
Starting at the Tiahuanacu Formation (Ascarrunz, 1963), which
deposited during the Eocene, the infill area changes to a foreland
basin of the Eastern Cordillera, where a fluvial plain forms, filled
by a powerful sequence more than 3000 m thick of sandstones,
silts, and reddish claystones, interbedded with thin conglomeradic
lenses with carbonized and cupriticized remanents of fossil plants
(Cherroni, 1974). Volcanic horizons deposited towards the top of
the sequence. These rocks deposited during the Eocene and Lower
Oligocene. Swanson et al. (1987) obtained ages of 29.2 ± 0.8 and
29.6 ± 0.8 Ma (high Lower Oligocene) for the volcanic sandstones
in this unit’s high levels.
A lateral equivalent of the Tiahuanacu Formation is the Ballivián
Formation (Ascarrunz, 1967), which deposited in a fluviallacustrine
plain. This unit is made up by 500 m of varicolored
arcillites, interbedded with sandstones and greenish gray gypseous
claystones. Overlying in unconformity are the Coniri and Kollu
Kollu formations.
In the western area of the Altiplano (Charaña area), forming cliffs
are the region’s oldest sediments. They relate to the Berenguela
Formation (Sirvas, 1964; Sirvas & Torres, 1966), and are made up
by approximately 200 m of conglomeradic sanstones, upward
coarsening, yellowish red, compact arkosic sandstones, which later
on acquire a more reddish hue as they move to the top, where they
form a hard crust made up by quartzitic sandstones. The age is
inferred on the basis of datings performed by Evernden et al.
(1996) on a sandy horizon with glauconite from the lower part of
the San Andrés Formation, which is dated at 38 Ma (Upper
Eocene).
Andean II Cycle
This cycle starts on the Middle-Upper Oligocene limit, continuing
into the Pleistocene. Three sequences are considered in the
northern Altiplano: the first one is locates west of the San Andrés
Fault; the second one between the San Andrés and Coniri Faults;
and the third, east of the Coniri Fault.
In the central and eastern sectors of the North Altiplano, the
Andean II Cycle starts with the Corocoro Group (Ahlfeld, 1946).
This author recognized four units in the “Corocoro System”,
including the “Coniri sandstones” (Coniri Formation), the “Ramos
strata” (Kollu Kollu Formation), and other shale, sandstone, and
tuff units (Caquiaviri and Rosapata formations).
The Coniri Formation (Douglas, 1914) relates to a alluvial and
fluvial continental sequence deposited in a foreland basin of the
Eastern Cordillera. According to Labrousse & Soria (1987), the
Coniri Formation is made up by two units: the base relates to an
18

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
base corresponde a una sucesión de abanico aluvial pasando hacia
el tope a un régimen de sistema fluvial proximal. En la parte
superior se observan numerosos rodados de granitos precámbricos,
y está recubierta por un pequeño nivel de toba. La unidad superior
está compuesta por lo menos por cuatro secuencias de abanicos
aluviales con rodados, en la base de calcáreos pérmicos y en el tope
de arenas verdes paleozoicas. Es posible también diferenciar por
encima una tercera unidad conglomerádica, con rodados calcáreos.
De forma concordante sobre la Formación Coniri, o discordante a
las formaciones Tiahuanacu y Ballivián del Ciclo Andino I, se
asienta la Formación Kollu Kollu (Requena et al., 1963), que en
algunas localidades supera los 2.000 m de espesor. Esta unidad está
constituida predominantemente por arcillas de color rojizo,
intercaladas por niveles de areniscas conglomerádicas, y
conglomerados, que rellenan planicies aluviales y fluviales. En los
niveles conglomerádicos se encuentran clastos de areniscas,
cuarcitas, calizas, y con menos frecuencia lavas y granitos.
Swanson et al. (1987) obtuvieron edades de 16,6 ± 0,4 y 18,4 ± 0,5
Ma de una toba retrabajada ubicada en la base de esta formación.
En la misma época intruyeron los complejos de pórfidos
andesíticos, dacíticos y riolíticos de Comanche-Mariquiri, y los
stocks porfiríticos dacíticos y riolíticos del Cerro Letanías-Cerro
Lacahua (Pérez-Guarachi et al., 1995). Una muestra de un pórfido
dacítico del Cerro Quimsa Chata fue datado en 13,4 ± 0,5 Ma
(Redwood & McIntyre, 1989).
Discordante por encima de las sedimentitas de la Formación Kollu-
Kollu, y con niveles de paleosuelos intermedios (horizonte ferruginoso),
se disponen areniscas, areniscas arcósicas, arcilitas, yeso
estratificado y conglomerados de la Formación Caquiaviri
(Ascarrunz et al., 1967), que representa a una secuencia fluvial y
lacustre, con influencia volcánica, depositada en una cuenca de
trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. En algunas capas de
areniscas y arcosas se recolectaron restos de plantas fósiles que
fueron estudiadas por Singewald & Berry (1922). Swanson et al.
(1987) dataron un bloque de lava dacítica encontrada en la base de
esta formación en 14,2 ± 0,4 Ma (Mioceno medio). Esta unidad
concluye con la Toba Ulloma (9,1 Ma, Everden et al., 1977), que
se constituye en un nivel guía de correlación en el Altiplano Norte.
Por encima de la Toba Ulloma se encuentra la Formación
Rosapata (Cherroni et al., 1969), que está constituida por areniscas
arcósicas y arcilitas de color pardo claro a rojizo, y arcilitas
yesíferas. Esta secuencia fue depositada en la llanura fluvial y
lacustre de la cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental. En las
areniscas es frecuente encontrar restos de troncos en proceso de
fosilización (Cherroni, 1974). La Toba Callapa (7,47 Ma,
Everden et al.,1977) se encuentra dentro de esta formación.
La Formación Pomata (Geobol, 1965) sobreyace en discordancia a
la Formación Rosapata. Está constituida por conglomerados y
areniscas conglomerádicas con clastos de rocas volcánicas. Fue
depositada en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental, en una llanura aluvial y fluvial. Esta unidad está presente
tanto en el Altiplano norte como central, y es correlacionada con la
Formación Crucero.
alluvial fan succession changing towards the top to a proximal
fluvian system regime. There is a number of Precambrian granite
boulders on the upper part, which is covered by a small tuff level.
The upper unit is made up by at least four alluvian fan sequences
with boulders; at the base, by Permian limestones, and at the top by
Paleozoic green sands. It is also possible to distinguish up above, a
third conglomeradic unit with calcareous boulders.
The Kollu Kollu Formation (Requena et al., 1963) settles in
conformity over the Coniri Formation, or in unconformity with the
Tiahuanacu and Ballivián formations of the Andean I Cycle, which,
in some localities exceeds a thickness of 2,000 m. This unit is
mostly made up by reddish clays interbedded with levels of
conglomeradic sandstones, and conglomerates that fill alluvial and
fluvial plains. At the conglomeradic levels, there are sandstone,
quartzite, and limestone clasts, and less frequently, lavas and
granites. Swanson et al. (1987) obtained ages of 16.6 ± 0.4 y 18.4
± 0.5 Ma from an overworked tuff at this formation’s base.
The andesitic, dacitic and rhyolitic porphyry complexes of
Comanche-Mariquiri, and de porphyritic, dacitic and rhyolitic
stocks of Cerro Letanías-Cerro Lacahua intruded during this same
time (Pérez-Guarachi et al., 1995). A dacitic porphyry sample of
Cerro Quimsa Chata was dated at 13.4 ± 0.5 Ma (Redwood &
McIntyre, 1989).
Over the sedimentites of the Kollu Kollu Formation, lie
inconformingly the sandstones, arkosic sandstones, bedded gypsum
claystones, and conglomerates of the Caquiaviri Formation
(Ascarrunz et al., 1967), which represents a volcanic-influenced,
fluvial and lacustrine sequence deposited in a backarc and foreland
basin of the Eastern Cordillera. On some of the sandstone and
arkose layers, remanents of fossil plants were collected, and then
studied by Singewald & Berry (1922). Swanson et al. (1987)
established the date of a dacitic lava block found at the base of
this formation at 14.2 ± 0.4 Ma (Middle Miocene). This unit ends
with the Ulloma Tuff (9.1 Ma, Everden et al., 1977), which
becomes a correlation guide level in the North Altiplano.
Over the Ulloma Tuff is the Rosapata Formation (Cherroni et al.,
1969), which is made up by arkosic sandstones, light brown to
reddish claystones, and gypseous claystones. This sequence was
deposited in a fluvial lacustrine plain of the Eastern Cordillera
foreland basin. Remanents of trunks in process of fossilization can
frequently be found in the sandstones (Cherroni, 1974). The
Callapa Tuff (7.47 Ma, Everden et al., 1977) is located within this
formation.
The Pomata Formation (Geobol, 1965) lies in unconformity over
the Rosapata Formation. It is made up by conglomerates and
conglomeradic sandstones with volcanic rock clasts. It deposited in
a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera, in an
alluvial and fluvial plain. This unit is present both in the North and
Central Altiplano, and is correlated to the Crucero Formation.
19

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Umala (Meyer & Murillo, 1961) fue depositada
durante el Plioceno en una llanura aluvial y fluvial de una cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental. Esta constituida por areniscas
arcillosas intercaladas con lutitas. Están presentes también
areniscas conglomerádicas y abundantes niveles tobáceos. La
“Toba-76” constituye la base de la Formación Umala, tiene una
edad de 5,348 ± 0,003 Ma (Plioceno inferior). Los principales
vertebrados fósiles encontrados en la Formación Umala son
Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus bolivianus, Plaina sp.,
Macroeuphractus sp., Megatherium sp., Promacrauchenia sp.,
Praectenomys rhombidens, P. vagus, Posnanskytherium desaguaderoi,
Praectenomys rhombidens, P. vagus, Chapalmatherium
saavedrai (Marshall et al., 1992).
Durante el Plioceno superior, y en discordancia sobre rocas
paleozoicas y oligo-miocenas, se depositaron más de 700 m de
rocas clásticas formadas por conglomerados polimícticos areniscas
y cenizas volcánicas de la Formación Topohoco (Ascarrunz et al.,
1967). Esta unidad fue depositada en una planicie aluvial con
marcada influencia fluvial. Los clastos de los conglomerados de
esta formación están constituidos por rocas paleozoicas, subvolcánicas
y lavas terciarias. Esta formación es equivalente de las
formaciones Pérez, del oeste, y Taraco, del Altiplano norte.
Por debajo de los depósitos pleistocenos fluvioglaciales y glaciales,
se encuentra un depósito de unos 500 m de potencia de sedimentos
plio-pleistocenos clásticos, poco consolidados, pertenecientes a la
Formación La Paz (Gregory, 1913). Estas rocas corresponden a
sedimentitas de origen fluvial y fluviolacustre. Debido a la fuerte
erosión y a la naturaleza de sus sedimentos se forman badlands y
pilares sedimentarios de hasta 20 m de altura (Valle de la Luna).
La formación está compuesta por arcillas, arenas y gravas, por lo
general mal seleccionadas, y en parte pobremente consolidadas por
cementación carbonática. La Formación La Paz yace en discordancia
sobre estratos devónicos, cretácicos y paleógenos. Por
encima de la toba Cota Cota y de la “Toba-76” (5,4 Ma) y por
debajo de las tufitas Chijini y Ayo Ayo (2,8 Ma). Se recolectaron
el mayor número de restos de mamíferos de esta formación:
Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf.
Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium
desaguaderoi y una posible nueva especie de Posnanskytherium
(Marshall et al., 1992). Según Thouveny & Servant (1989), el
estudio magnetoestratigráfico muestra que el depósito de las partes
inferior y media tuvo lugar durante la época Gauss (3,4 – 2,48 Ma).
Sobreyacen unos 6 a 8 m de sedimentos horizontales de edad
pleistocena pertenecientes a la Formación Ulloma (Ahlfeld, 1946),
que rellenan una llanura fluvial y lacustre, en la que es evidente la
influencia volcánica. Estas sedimentitas se depositaron en la cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental. La formación está constituida
por arenas con tobas, intercaladas por limos y gravas. Se considera
que estas rocas corresponden a sedimentitas depositas por el
antiguo Lago Ballivián. La lista completa de la fauna de vertebrados
del Pleistoceno superior, encontrada en estos sedimentos,
puede ser consultada en Marshall et al. (1992). Las principales
especies corresponden a Glyptodon sp., Megatherium cf.
americanum, Pseudomegatherium medinae, Scelidodon chiliense,
Macrauchenia ullomensis, Onohippidium (Parahipparion)
bolivianum y Cuvieronius tarijensis.
The Umala Formation (Meyer & Murillo, 1961) was deposited
during the Pliocene, in a alluvial and fluvial plain of a foreland
basin in the Eastern Cordillera. It is made up by argillaceous
sandstones interbedded with shale. Conglomeradic sandstones and
abundant tuffaceous levels are also present. With an age of 5.348 ±
0.003 Ma (Lower Pliocene), “Tuff-76” makes up the base of the
Umala Formation. The main fossil vertebrate found in the Umala
Formation are Sparassocynus heterotopicus, Microtragulus
bolivianus, Plaina sp., Macroeuphractus sp., Megatherium sp.,
Promacrauchenia sp., Praectenomys rhombidens, P. vagus,
Posnanskytherium desaguaderoi, Praectenomys rhombidens, P.
vagus, Chapalmatherium saavedrai (Marshall et al., 1992).
During the Upper Pliocene, and in unconformity, more than 700 m
of clastic rocks formed by polymictic conglomerates, sandstones
and volcanic ashes of the Topohoco Formation deposited over the
Paleozoic and Oligo-Miocene rocks (Ascarrunz et al., 1967). This
unit was deposited in an alluvial plain with marked fluvial
influence. The conglomerate clasts in this formation are made up
by Paleozoic, sub volcanic rocks and tertiary lavas. This formation
is equivalent to the Pérez Formation, to the West, and the Taraco
Formation of the North Altiplano.
Beneath the fluvial-glaciar and glaciar Pleistocene deposits, there
is a deposit of somewhat consolidated clastic Plio-Pleistocene
sediments, of about 500 m of thickness, belonging to the La Paz
Formation (Gregory, 1913). These rocks relate to sedimentites of
fluvial and fluvial lacustrine origin. Due to the strong erosion and
the nature of its sediments, badlands and sedimentary pillars up to
20 m high were formed (Valle de la Luna). The formation is made
up by clays, sands and pebbles poorly selected, in general, and
poorly consolidated, in part, by carbonate cementation. The La Paz
Formation lies in unconformity over Devonian, Cretaceous and
Paleogene strata. Over the Cota Cota Tuff and “Tuff-76” (5.4 Ma),
and underneath the Chijini and Ayo Ayo tuffites (2.8 Ma), the
largest amount of this formation’s mammalians were collected:
Macroeuphractus aff. moreni; cf. Sclerocalyptus sp., cf.
Plohophoros sp.; cf. Promacrauchenia sp.), Posnanskytherium
desaguaderoi, and likely a new species of Posnanskytherium
(Marshall et al., 1992). According to Thouveny & Servant (1989),
the magnetostratigraphic study shows that the deposit of the lower
and middle parts took place during the Gauss age (3.4 – 2.48 Ma).
Overlying are about 6 to 8 m of horizontal sediments of Pleistocene
age belonging to the Ulloma Formation (Ahlfeld, 1946), which fill
a fluvial and lacustrine plain with evident volcanic influence.
These sedimentites deposited in the foreland basin of the Eastern
Cordillera. The formation is made up tuff sands interbedded with
silt and gravel. These rocks are considered to relate to sedimentites
deposited by the former Lake Ballivián. The complete list of the
Upper Pleistocene vertebrate fauna found in these sediments can be
found in Marshal et al. (1992). The main species relate to
Glyptodon sp., Megatherium cf. americanum, Pseudomegatherium
medinae, Scelidodon chiliense, Macrauchenia ullomensis,
Onohippidium (Parahipparion) bolivianum and Cuvieronius
tarijensis.
20

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Altiplano Occidental Norte
En el sector occidental del Altiplano, sobre la Formación
Berenguela del Oligoceno yace discordantemente la Formación
Mauri (Douglas, 1914), unidad volcanoclástica depositada en una
amplia planicie fluvial y lacustre en cuenca de trasarco. Esta
formación fue dividida en seis miembros (Sirvas & Torres, 1966), e
incluye esencialmente rocas volcánicas detríticas, intercaladas con
coladas volcánicas. Los niveles superiores de la Formación Mauri
proporcionaron una abundante fauna de vertebrados, entre los que
se incluyen marsupiales, edentados, gliptodontes y notoungulados
(Marshall et al., 1992). Las lavas de la parte inferior dieron edades
de alrededor de 25,6 Ma (Evernden et al., 1977), mientras que las
tufitas de la parte superior fueron fechadas con edades próximas a
los 10 Ma (Lavenu et al., 1989). Estos valores indican que esta
unidad se depositó entre el Oligoceno más alto y el Mioceno. La
secuencia Mauri-6 tiene una edad miocena media a superior. En la
zona central del Altiplano Norte, en la región de San Andrés, los 7
miembros de la Formación San Andrés corresponden a los 6
miembros de la Formación Mauri. Los principales vertebrados
fósiles encontrados en el Miembro-6 corresponden entre otros a
Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp.,
Plesiotypotherium achirense, P. majus y Hoffstetterius imperator.
La Formación Abaroa (Sirvas, 1964) está constituida por una
secuencia potente de coladas de lavas andesíticas oscuras
intercaladas con lahares, conglomerados volcanogénicos gruesos,
brechas de flujo de barro y, en menor proporción, areniscas de grano
medio a grueso de color marrón rojizo a azulado (Flores et al., 1994).
Esta unidad ocupa una posición estratigráfica igual al Miembro-5 de
la Formación Mauri. La datación efectuada en lavas de esta unidad
proporcionó edades que varían entre 13,5 Ma a 21,6 Ma (Lavenu et
al., 1989). Estas rocas se depositaron en la misma llanura aluvial y
fluvial que la Formación Mauri.
Discordante sobre la Formación Mauri, y cubierta por flujos
lávicos y depósitos piroclásticos de la formaciones Cerke y Pérez,
se desarrolla la Formación Huaricunca (Sirvas, 1964), que
representa una unidad volcánica depositada durante el Mioceno
superior en la llanura aluvial de una cuenca de intraarco y trasarco.
Esta unidad está constituida por tobas no soldadas de flujo de
composición riolítica; lavas dacíticas, domos intrusivos y diques
dacíticos. La datación de vidrio volcánico contenido en esta unidad
dio una edad de 7,23 ± 0,23 Ma (Bonhomme et al., en Flores et al.,
1994).
Sobre las unidades previas del Altiplano Occidental (Berenguela,
Mauri, Abaroa y las tobas Huaricunca), se asientan las coladas de
lava de la Formación Cerke (Sirvas, 1964) que está constituida por
una serie de flujos de lavas andesíticas emanadas por el volcán
Cerke. Esta formación es considerada de edad Mioceno superior –
Plioceno inferior. Una muestra de lava dio una edad de 7,6 Ma
(Lavenu et al., 1989).
Posteriormente, un magmatismo piroclástico de gran volumen
tomó lugar entre el Plioceno y el Cuaternario derramando extensos
depósitos de tobas de flujo que forman las amplias mesetas de la
parte sur. Estos depósitos corresponden a las formaciones Pérez y
Charaña, constituyéndose en los productos de la actividad
volcánica más joven del área (Flores et al., 1994).
Western North Altiplano
In the Altiplano’s western sector, over the Oligocene’s Berenguela
Formation lies unconformingly the Mauri Formation (Douglas,
1914). This volcanoclastic unit was deposited in a wide fluvial and
lacustrine plain in a backarc basin. The formation was divided in
six members (Sirvas & Torres, 1966), and includes esentially
detritic volcanic rocks, interbedded with volcanic flows. The Mauri
Formation’s upper levels provided plenty of vertebrate fauna,
including marsupials, edentates, gliptodonts and notoungulates
(Marshal et al., 1992). The age of the lower part lavas is around
25.6 Ma (Evernden et al., 1977), while the dates of the upper part
tuffs were established at close to 10 Ma (Lavenu et al., 1989).
These values indicate that this unit was deposited between the
Uppermost Oligocene and the Miocene. The Mauri-6 sequence has
a Middle to Upper Miocene age. In the central portion of the North
Altiplano, in the San Andrés region, the 7 members of the San
Andrés Formation relate to the 6 members of the Mauri Formation.
The main fossil vertebrates found at Member-6 relate to
Borhyaenidium altiplanicus, Chorobates sp., cf. Kraglievichia sp.,
Plesiotypotherium achirense, P. majus and Hoffstetterius
imperator, among others.
The Abaroa Formation (Sirvas, 1964) is made up by a powerful
sequence of dark andesitic lava flows interbedded with lahars,
coarse volcanogenic conglomerates, mud flow breccias, and in
lesser proportion, medium to coarse grained sandstones of reddish
brown to blueish color (Flores et al., 1994). Dating carried out on
this unit’s lavas gave ages ranging between 13.5 Ma and 21.6 Ma
(Lavenu et al., 1989). These rocks deposited in the same alluvial
and fluvial plain as the Mauri Formation.
Covered by lava flows and pyroclastic deposits of the the Cerke
and Pérez formations, the Huaricunca Formation (Sirvas 1964)
develops in unconformity over the Mauri Formation. This
formation represents a voclanic unit deposited during the Upper
Miocene in an alluvial plain of a intra- and backarc basin. This unit
is made up by unwelded flow tuffs on rhyolitic composition;
dacitic lavas, intrusive domes and dacitic dikes. The dating on the
volcanic glass contained by this unit gave an age of 7.23 ± 0.23 Ma
(Bonhomme et al., en Flores et al., 1994).
Over the previous Western Altiplano units (Berenguela, Mauri,
Abaroa, and the Huaricunca tuffs) settle the lava flows of the
Cerke Formation (Sirvas, 1964). This formation is made up by a
series of andesitic lava flows that emanated from the Cerke
volcano. This formation is considered to be of Upper Miocene –
Lower Pliocene age. A lava sample gave an age of 7.6 Ma (Lavenu
et al., 1989).
Later on, a large piroclastic magmatism took place between the
Pliocene and the Quaternary, spilling extensive flow tuff deposits,
which make up the wide plateau in the southern part. These
deposits relate to the Pérez and Charaña formations, and are a
product of the youngest volcanic activity in the area (Flores et al.,
1994).
21

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Por encima del Miembro 6 de la Formación Mauri sobreyacen
discordantemente las ignimbritas del Plioceno superior de la
Formación Pérez (Sirvas, 1964, Sirvas & Torres, 1966). Este
nombre fue dado para una sucesión de 20 a 200 m de espesor, que
se inicia con una brecha volcánica, seguida de tobas de flujo
riolíticas (una de estas capas contiene troncos fósiles). La secuencia
culmina con una capa ignimbrítica pardo amarillenta de 20 m de
espesor. Esta unidad regionalmente descansa sobre rocas de
diferente edad. Las dataciones radiométricas realizadas en estas
rocas dan edades entre 2.2 y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu
et al., 1989). En el Altiplano central, la ignimbrita Pérez sobreyace
a la Formación Umala.
La región occidental del Altiplano, junto a la frontera con Chile, está
cubierta por sedimentos depositados en una llanura fluvial y lacustre,
pertenecientes a la Formación Charaña (Sirvas, 1964). Constituyen
esta unidad un manto de toba de grano grueso, areniscas tobáceas de
grano medio y conglomerados finos. Todo ello cubierto por una
potente capa de caliza arenosa (Núñez, 1964). Estos sedimentos,
rellenados en una cuenca de trasarco, tienen una marcada influencia
volcánica procedente de la actividad ígnea circundante. En las
regiones próximas a las lagunas habitaron uno de los grupos de
vertebrados pleistocenos más antiguos del Altiplano, equivalentes a
los de Ayo Ayo y Purapurani. Los sedimentos de esta última unidad
fueron datados en 1,6 Ma (Lavenu et al., 1989). La fauna incluye
Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis, y
un Cervidae indeterminado (Marshall et al., 1992). En aguas de los
lagos se desarrollaron diatomeas, conocidas por el trabajo de
Servant-Vildary & Blanco (1984).
Over Member 6 of the Mauri Formation lie uncinformingly the
Upper Pliocene ignimbrites of the Pérez Formation (Sirvas, 1964,
Sirvas & Torres, 1966). This name was given to a 20 to 200 m
thick succession which starts a volcanic breccia, followed by
rhyolitic flow tuffs (one of these layers contains fossil trunks). The
sequence ends with a 20 m thick yellowish brown ingnimbritic
layer. Regionally, this unit rests on rocks of different ages. The
radiometric datins carried out on these rocks give ages between 2.2
y 3.3 Ma (Evernden et al., 1977; Lavenu et al., 1989). In the
central Altiplano, the Pérez ingnimbrite lies over the Umala
Formation.
The Altiplano’s western region, next to the Chilean border, is
covered by sediments, belonging to the Charaña Formation, that
deposited in a fluvial and lacustrine plain (Sirvas, 1964). Making
up this unit are a coarse grained tuff mantle, medium grained
tuffaceous sandstones, and fine conglomerates. All the
aforementioned is covered by a powerful sandy limestone layer
(Núñez, 1964). Filled in a backarc basin, these sediments have a
marked volcanic influence resulting from the surrrounding igneous
activity. The regions near the lagoons were inhabited by one of the
oldest Pleistocene vertebrate groups in the Altiplano, equivalent to
those of Ayo ayo and Purapurani. This last unit’s sediments were
dated at 1.6 Ma (Lavenu et al., 1989). The fauna includes
Plaxhoplous sp., Glossotherium sp., Macrauchenia cf. ullomensis,
and an undetermined Cervidae (Marshall et al., 1992). Diatoms,
known from the work if Servant-Vildary & Blanco (1984),
developed in the waters of the lagoons.
En el sector central del Altiplano se han reconocido rocas
proterozoicas únicamente en la faja volcánica occidental (véase más
adelante) donde se han descrito las rocas más antiguas del Altiplano
(neises y charnokitas del Cerro Uyarani entre 1859 ± 200 Ma y
2024 ± 133 Ma) Troeng et al.,1994; Wörner, 1999 en prensa.
Ciclo Tacsariano
Se infiere que la secuencia ordovícica alcanzada en la perforación
de los pozos exploratorios del Altiplano Norte (Santa Lucía y
Toledo) se extienda hacia el Altiplano Centro.
In the Altiplano’s central sector, Proterozoic rocks have been
recognized only at the western volcanic belt (see further ahead),
where the Altiplano’s oldest rocks have been described (gneisses
and charnokites from Cerro Uyarani between entre 1859 ± 200
Ma and 2024 ± 133 Ma) Troeng et al., 1994; Wörner, 1999 in
press.
Tacsariano Cycle
The Ordovician sequence reached during the perforation of the
exploratory wells in the North Altiplano (Santa Lucía and Toledo)
is inferred to extend towards the Central Altiplano.
Ciclo Cordillerano
Las rocas del Ciclo Cordillerano de gran distribución en la
Cordillera Oriental, tienen muy pocos afloramientos en el
Altiplano.
Cordillerano Cycle
Greatly distributed within the Eastern Cordillera, the Cordilleran
Cycle rocks have very few outcrops in the Altiplano.
Sedimentos de la Formación Catavi, del Silúrico superior, afloran
en pequeños cerros aislados al este de Andamarca, allí se observan
aproximadamente 200 m de intercalaciones de areniscas gris
verdosas con niveles de lutitas negras, físiles.
Sediments from the Upper Silurian Catavi Formation outcrop in
small isolated hills to the east of Andamarca. Approximately 20 m
of interbedded greenish gray sandstones with fissil black shale
levels can be observed.
22

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Sedimentos devónicos afloran en los núcleos anticlinales de
Andamarca y San Pedro de Huaylloco. La información
estratigráfica sobre las formaciones Vila Vila, Belén y Sicasica,
presentes en la región, está contenida en diferentes informes
inéditos de YPFB (Hochstatter, 1971; Cadima, 1972; Oller, 1974 y
Jarandilla, 1988).
En Andamarca, 90 m de areniscas cuarcíticas de la Formación Vila
Vila afloran en el núcleo del anticlinal de Titapura. En los niveles
superiores de esta unidad se presenta Australospirifer hawkinsi.
Por encima se desarrollan 170 m de lutitas y limolitas de la
Formación Belén con una abundante fauna compuesta
principalmente por Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N.
pacatus y Chonetes sp.
Finalmente, culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano con 70 m
de areniscas arcillosas y areniscas micáceas de la Formación
Sicasica que se encuentran cortadas por la discordancia cretácica.
En estas rocas fueron recuperados algunos niveles fosilíferos con
Pustulatia pustulosa, Ambocoelia pseudoumbonata y otros
braquiópodos.
En el pozo Colchani, por debajo de una cubierta cenozoicocretácica
de 2140 m, se perforaron lutitas siluro-devónicas.
Sedimentos del Ciclo Subandino no están presentes en la región.
Ciclo Andino I
Los mejores afloramientos de rocas depositadas durante este ciclo
se encuentran en el dominio de la Cordillera Oriental, en la
descripción de esa provincia geológica deberá buscarse una
descripción más completa de estos sedimentos.
En el Cretácico la sedimentación en el Altiplano se realiza en una
cuenca de trasarco. Se inicia con las formaciones Tarapaya-
Orinoca. En el Cenomaniano se produce una corta ingresión marina
de la Formación Miraflores. Prosigue con las formaciones
Aroifilla, Chaunaca y Coroma. La sedimentación cretácica
concluye en el Maastrichtiano con la Formación El Molino. Esta
última secuencia carbonática posiblemente ingresa al Paleoceno en
algunos sectores de la cuenca.
En un ambiente fluvial de ríos meandriformes y llanuras de
inundación se depositaron las formaciones Tarapaya (Lohmann &
Branisa, 1962) y Orinoca (Pérez, 1963) constituidas por areniscas
de color amarillo rosáceo, pasando hacia arriba a limos arcillosos
con esporádicos niveles de areniscas.
A partir del Cretácico superior (Cenomaniano) se produce la
primera ingresión marina, depositando en una plataforma
carbonática somera las rocas de la Formación Miraflores
(Schlagintweit, 1941). Esta unidad está constituida por calizas con
intercalaciones arenosas y pelíticas. Estas rocas son muy
fosilíferas, con numerosas especies de ammonites, pelecípodos,
gastrópodos, equinodermos y otros. Esta secuencia se desarrolla en
el borde oriental del Altiplano central.
Devonian sediments outcrop at the anticline cores of Andamarca
and San Pedro de Huaylloco. Stratigraphic information on the Vila
Vila, Belén and Sica Sica formations, present in the region, is
contained in several unedited YPFB reports (Hochstatter, 1971;
Cadima, 1972; Oller, 1974 and Jarandilla, 1988).
At Andamarca, 90 m of quartzitic sandstones from the Vila Vila
Formation outcrop at the Titapura anticline core. Australospirifer
hawkinsi is present at this unit’s upper levels.
Above the aforementioned, 170 m of shale abd silt from the Belén
Formation develop with abundant fauna consisting mainly of
Palaeoneilo cf. P. elliptica, Nuculites cf. N. pacatus and Chonetes
sp.
Finally, the Cordillerano Cycle sequence ends with 70 m of
argillaceous and micaceous sandstones from the Sica Sica
Formation, which are sheared by the Cretaceous unconformity.
Some fossil levels with Pustulatia pustulosa, Ambocoelia
pseudoumbonata and other brachiopods were recovered from these
rocks.
Underneath the Cenozoic-Cretaceous cover of 2140 m, at the
Colchani well, Silurian-Devonian shales were drilled.
There are no Subandean Cycle sediments in the region.
Andean I Cycle
The best rock outcrops deposited during this cycle are located
within the realm of the Eastern Cordillera. A more complete
description of these sediments can be found in the description of
this geologic unit.
During the Cretaceous, the sedimentation at the Altiplano takes
place in a backarc basin. It starts with the Tarapaya-Orinoca formations.
During the Cenomanian, there is a short sea entry by the
Miraflores Formation. It continues with the Aroifilla, Chaunaca
and Coroma Formations. The Cretaceous sedimentation ends
during the Maastrichtian with the El Molino Formation. Likely, this
last carbonatic sequence enters the Paleocene in some of the
basin’s sectors.
The Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962) and the Orinoca
(Pérez, 1963) formations deposited in a meandering river and flood
plains fluvial environment, and are made up by pinkish yellow
sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silts
with sporadic sandstone levels.
Starting at the Upper Cretaceous (Cenomanian), the first sea entry
occurs, depositing the rocks of Miraflores Formation on a shallow
carbonatic shelf (Schlagintweit, 1941). This unit is made up by
limestones with arenaceous and pelitic interbedding. These rocks
are very fossilipherous and contain a number of species such as:
ammonites, pelecipods, gastropods, echinoderms and others. This
sequence unfolds on the eastern border of the Central Altiplano.
23

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Sobre las calizas marinas de la Formación Miraflores, y en cuenca
de trasarco, se reinicia la sedimentación continental con el depósito
de la Formación Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962). Este
depósito se realiza a través de ríos meandriformes establecidos en
una llanura fluvial de inundación. Esta unidad está constituida por
areniscas conglomerádicas, variando hacia arriba a limolitas
arcillosas, así como esporádicos niveles de areniscas, además de
nódulos calcáreos y pseudocristales de sal (Jarandilla, 1988).
Con la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), a fines
del Campaniano nuevamente se producen ingresos restringidos del
mar sobre playas muy someras y lagunas costeras muy salinas. La
litología depositada corresponde a calizas basales de estratificación
delgada, limolitas y lutitas lacustres. En esta unidad se recolectaron
restos de peces e invertebrados fósiles (capas con Brachidontes aff.
fulpensis).
Continúan los sedimentos transicionales deltaicos y costeros de la
Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962). Representan
secuencias de depósitos calcáreos lacustres y marinos, areniscas,
arcillas y margas. Estas rocas contienen numerosos restos de peces
fósiles, briznas vegetales e invertebrados de edad maastrichtiana.
A partir del Paleoceno la cuenca de trasarco recibe solamente
aportes continentales. Sobre los sedimentos de la Formación El
Molino se asientan las secuencias fluviales y lacustres de la
Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962), constituida
por capas estrato y granocrecientes de areniscas, margas, arcilitas y
fangolitas lacustres. Estas rocas presentan zonas de oxidación y
paleosuelos que indican una larga exposición.
En el Eoceno, bajo el mismo ambiente de depósito, en cuencas de
trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental, se depositan sobre las
sedimentitas de la Formación Santa Lucía las areniscas fluviolacustres
de las formaciones Cayara (Lohmann & Branisa, 1962) y
Tusque (Pérez, 1963), constituidas principalmente por areniscas
arcósicas rojizas, areniscas conglomerádicas, y esporádicas intercalaciones
de limolitas.
Las últimas formaciones pertenecientes al Ciclo Andino I
corresponden a los sedimentos depositados durante el Eoceno y
Oligoceno inferior, correspondientes a las formaciones Turco,
Huayllamarca y Potoco, esta última también con importantes
registros en el Altiplano Sur.
En el área de Azurita-Cuprita aflora la secuencia constituida por las
formaciones Turco (del Ciclo Andino I), Azurita y Huayllapucara
(del Ciclo Andino II). La Formación Turco (Ahlfeld, 1946), del
Mioceno superior, está formada por una potente secuencia
continental, de más de 2000 m de espesor, formada por areniscas,
conglomerados y mantos de toba, depositados en una planicie
aluvial y fluvial, con aporte de cenizas procedentes de una
actividad volcánica cercana.
La Formación Huayllamarca (Meyer & Murillo, 1961) está
constituida por un potente conjunto de areniscas de más de 3.000 m
de espesor, formado por espesos bancos de areniscas macizas
parcialmente entrecruzadas, intercaladas con lutitas. Esta secuencia
presenta una relación estrato y grano creciente, que concluye con
Over the marine limestones of Miraflores Formation, the
continental sedimentation starts again with the deposit if the
Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) in a backarc
basin. This deposit occurs through meandering rivers settled in a
fluvial flood plain. This unit is made up by conglomeradic
sandstones, changing, as they move upwards, to argillaceous silt, as
well as to sporadic sandstone levels, calcareous nodes and salt
pseudocrystals (Jarandilla, 1988).
With the Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), at the
end of the Campanian, restricted entries of the sea over very
shallow beaches and very saline shore lagoons occur again. The
deposited lithology relates to basal limestones with thin
interbedding, silts and lacustrine shale. Fish remanents and fossil
invertebrates (layers with Brachidontes aff. fulpensis) were
collected in this unit.
The deltaic and coastal transitional sediments of El Molino
Formation (Lohmann & Branisa, 1962) continue. They represent
lacustrine and marine calcareous deposits, sandstones, clays and
marls. These rocks contain numerous fossil fish remanents, plant
fragments and invertebrates of Maastrichtian age.
Starting in the Paleocene, the backarc basin receives continental
input only. Settled over the sediments of El Molino Formation are
the fluvial and lacustrine sequences of the Santa Lucía Formation
(Lohmann & Branisa, 1962), which is made up by strata layers and
upward coarsening sandstones, marls, claystones, and lacustrine
mudstones. These rocks show evidence of oxidation areas and
paleosoils indicating a long exposition.
During the Eocene, in backarc and foreland basins of the Eastern
Cordillera, under the same deposit environment, the fluvial –
lacustrine sandstones of the Cayara (Lohmann & Branisa, 1962)
and Tusque (Pérez, 1963) formations deposited over the sedimentites
of the Santa Lucía Formation. These formations are mainly
made up by reddish arkosic sandstones, conglomeradic sandstones,
and sporadic silts interbedding.
The last formations belonging to the Andean I Cycle refer to
sediments deposited during the Eocene and Lower Oligocene,
relating to the Turco, Huayllamarca, and Potoco formations. The
latter formation also presents important records in the South
Altiplano.
In the Azurita-Cuprita area, there is an outcrop made up by the
Turco (from the Andean I Cycle), Azurita and Huayllapucara (from
the Andean II Cycle) formations. The Upper Miocene Turco
Formation (Ahlfeld, 1946) is made up by a powerful continental
sequence, of more than 2000 m of thickness, composed of
sandstones, conglomerates, and tuff mantles, which deposited in an
alluvial and fluvial plain, with ash contributions coming from the
nearby volcanic activity.
The Huayllamarca Formation (Meyer & Murillo, 1961) is made
up by a powerful set of more than 3,000 m thick sandstones, which
is formed by thick, partially crossbedded massive sandstone banks,
interbedded with shale. This sequence presents a strata and upward
coarsening relation, ending with conglomeradic polymictic banks
24

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
bancos conglomerádicos polimícticos con clastos de rocas
paleozoicas.
En la región sur del Altiplano central aflora la Formación Potoco
(Pérez, 1963), unidad que será descrita con mayor detalle al
desarrollar la geología del Altiplano Sur, donde aflora
extensamente. En el Altiplano central está sobrecubierta en
discordancia por la Formación Tambillo que será considerada en el
siguiente ciclo.
Ciclo Andino II
Las rocas de este ciclo fueron depositadas a partir del Oligoceno
superior en una cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental.
En el área de Azurita-Cuprita, por encima de los sedimentos de la
Formación Turco, del ciclo anterior, sobreyacen los conglomerados
de la Formación Azurita (Ahlfeld, 1946), que está constituida por
conglomerados aluviales y fluviales con intercalaciones de
areniscas. Los conglomerados contienen cantos bien redondeados
de rocas proterozoicas graníticas, pegmatitas y de neises. Un
rodado de neis rojizo de esta formación dio una edad absoluta de
647 Ma.
Por encima de la Formación Azurita se sobreponen las areniscas
rojizas y verdosas, parcialmente conglomerádicas de la Formación
Huayllapucara (Geobol, 1965), del Mioceno medio, que representa
secuencias depositadas en la misma llanura aluvial y fluvial
que la anterior unidad. Esta unidad tiene dataciones de 13,5 y 15
Ma.
En el área de Curahuara de Carangas, la Formación Totora (Meyer
& Murillo, 1961) sobreyace discordantemente a la Formación
Huayllamarca del ciclo anterior. Esta unidad es una secuencia
volcanoclástica formada por arcillas rojizas, areniscas arcillosas y
lutitas con numerosas intercalaciones de tobas volcánicas. Son
frecuentes las areniscas cupríferas con restos de plantas y madera
carbonizada o silicificada. La edad de esta formación es
equivalente a la de las formaciones Coniri, Azurita y Tambillo, es
decir Oligoceno superior-Mioceno inferior.
En el área de Tambo-Tambillo sobre la Formación Potoco, y como
evento posterior a la discordancia del Oligoceno superior, se
asientan las lavas de la Formación Tambillo (Pérez, 1963),
depositadas en cuenca de intra-arco y trasarco. Corresponden a
coladas de lava porfídica, melanocrática de textura amigdaloide.
Algunas edades radimétricas obtenidas proporcionan edades entre
25,2 y 15,8 Ma (Mioceno inferior a medio).
Discordantemente sobre diferentes unidades del Mioceno inferior y
medio se asientan los conglomerados, localmente con lentes
tobáceos, de las formaciones Pomata y Crucero, ya descritas al
tratar el sector septentrional.
Sobrepuesta a las anteriores, durante el Mioceno superior y
Plioceno inferior, se depositó la Formación Umala (Meyer &
Murillo, 1961). Esta unidad se inicia con la “Toba-76” (datada en
5,2 Ma), continúa con areniscas de grano fino, arcillas y tobas con
intercalaciones de bancos de cenizas volcánicas y conglomerados.
with Paleozoic rock clasts.
In the Altiplano’s southern region outcrops the Potoco Formation
(Pérez, 1963). This unit will be described in more detail during the
discussion of the geology of the South Altiplano, where it outcrops
extensively. In the Central Altiplano, it is covered unconformingly
by the Tambillo Formation, which will be discussed in the
following cycle.
Andean II Cycle
Starting during the Upper Oligocene, this cycle’s rocks were
deposited in a backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera.
In the Azurita-Cuprita area, over the sediments of the Turco
Formation from the preceding cycle, overlie the conglomerates of
Azurita Formation (Ahlfeld, 1946). This formation is made up by
alluvial and fluvial conglomerates with sandstone interbedding.
The conglomerates contain well rounded boulders of granitic
Proterozoic rocks, pegmatites and gneisses. A reddish gneiss
boulder from this formation gave an absolute age of 647 Ma.
Superimposed over the Azurita Formation are the reddish and
greenish, partially conglomeradic sandstones of the Huayllapucara
Formation (Geobol, 1965), of the Middle Miocene, representing
sequences deposited in the same alluvial and fluvial plain
as the preceding unit. The datings on this unit are 13.5 and 15 Ma.
In the Curahuara de Carangas area, the Totora Formation (Meyer
& Murillo, 1961) lie in unconformity over the Huayllamarca
Formation of the preceding cycle. This unit is a volcanoclastic
sequence made up by reddish clays, argillaceous sandstones, and
shale with a large amount of volcanic tuff interbedding.
Cupriferous sandstones with plant and carbonized or silicified
wood are common. The age of this formation is equal to that of the
Coniri, Azurita and Tambillo formations, that is, Upper Oligocene-
Lower Miocene.
In the Tambo-Tambillo area, as a later event than the unconformity
of the Upper Oligocene, the lavas of the Tambillo Formation
(Pérez, 1963) settle over the Potoco Formation. These lavas were
deposited in an intra-arc and backarc basin. They pertain to
melanocratic, amygdaloid-textured, porphyric lava boulders. Some
of the radiometric ages obtained give ages between 25.2 and 15.8
Ma (Lower to Middle Miocene).
Locally displaying tuffaceous lenses, the conglomerates of the
Pomata and Crucero formations, both of which have already been
described when discussing the northern sector, settle in unconformity
over the different Lower and Middle Miocene units.
During the Upper Miocene and Lower Pliocene, the Umala
Formation (Meyer & Murillo, 1961) deposited over the abovementioned
formations. This unit starts with “Tuff-76” (dated at 5.2
Ma), continuing with fine grained sandstones, clays and tuffs with
volcanic ash banks and conglomerate interbedding.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Remedios (Ponce, 1964) es una unidad depositada
durante el Plioceno (5,2-4,6 Ma). Está constituida por conglomerados,
areniscas y arcillitas poco consolidadas, localmente con
niveles tobáceos y piroclastitas. Esta unidad es parcialmente
equivalente a la Formación Umala. En estas rocas se encontraron
restos de Onohippidium del Pleistoceno que indica una edad más
joven que la proporcionada por las edades radiométricas.
Durante el Cuaternario se desarrollan secuencias lacustres,
fluviales, coluvio-aluviales y eólicas, constituidas por sedimentos
clásticos de distinto tamaño de grano, así como de carbonatitas
lacustres (depósitos del Lago Minchín).
Altiplano Occidental Centro
Las rocas más antiguas descritas en el Altiplano boliviano,
corresponden a los granitos y neises con hornblenda del Cerro
Uyarani (68° 40´W - 18° 30´S), descritos por Tröeng et al. (1994).
Estas rocas forman parte del Macizo de Arequipa-Huarina. 15
muestras de neis proporcionaron una edad de 1.859 ± 200 Ma, y
una muestra de zircón en charnockita dio una edad U/Pb de 2024 ±
133 Ma para la intercepción superior y 1157 ± 62 Ma para la
inferior (Wörner et al., 1999 en prensa), que es equivalente a los
eventos del Ciclo Transamazónico del oriente boliviano.
El registro sedimentario continúa con secuencias volcanosedimentarias
del Oligoceno superior – Mioceno inferior.
Ciclo Andino II
En el Altiplano Occidental central, especialmente en el área de
Carangas, el Ciclo Andino II se inicia con la secuencia volcanoclástica
de las formaciones Negrillos y Carangas que corresponden
a piroclastitas con grado variable de soldadura, coladas de lava
traquiandesítica a riolítica, y rocas volcano-sedimentarias,
localmente asociadas a eventos de caldera (Mobarec & Murillo,
1995).
La Formación Negrillos (Avila, 1965), se depositó en un ambiente
aluvial, de cuenca de intra-arco y trasarco, con influencia
volcánica. Esta formación está constituida por areniscas arcillosas
rojizas, coladas de basalto y andesita, conglomerados, areniscas
arcósicas, tobas riolíticas, y colada de lava andesítico-basáltica.
Finalmente, varias coladas de lava basáltica interestratificadas con
lentes conglomerádicos.
Por encima del basalto superior de la Formación Negrillos
sobreyacen las tobas y lavas plegadas de la Formación Carangas
(Avila, 1965).
En el Mioceno a Plioceno, según Mobarec & Murillo (1995), se
produce la formación de domos, diques y stocks dacíticos a
riolíticos, así como de domos, stocks y necks andesíticos a
riolíticos, localmente asociados a fases de resurgencia de caldera.
Durante el Mioceno superior a Plioceno inferior se desarrolla una
secuencia volcano-sedimentaria denominada Formación Pulltuma
(Mobarec & Murillo,1995). Los autores del nombre definen esta
The Remedios Formation (Ponce, 1964) is a unit that deposited
during the Pliocene (5.2-4.6 Ma). It is made up by conglomerates,
sanstones and rather unconsolidated claystones, displaying locally
tuffaceous levels and pyroclastites. This unit is partially equivalent
to the Umala Formation. Remanents of the Pleistocene
Onohippidium were found in these rocks, indicating a younger age
than that obtained by radiometric ages.
Lacustrine, fluvial, colluvial-alluvial and aeolian sequences were
developed during the Quaternary. They are made up by clastic
sediments with different grain sizes, as well as by lacustrine
carbonatites (deposits of Lake Minchín).
Central Western Altiplano
The oldest rocks described in the Bolivian Altiplano refer to the
granites and gneisses with hornblend from the Cerro Uyarani (68°
40´W - 18° 30´S), described by Tröeng et al. (1994). These rocks
make up part of the Arequipa-Huarina Massif. 15 samples of
gneisss gave ages of 1.859 ± 200 Ma, and a zircon fraction in
charnockite gave a U/Pb age 2024 ± 133 Ma for the upper intercept
and 1157 ± 62 Ma for the lower (Wörner et al., 1999 in press),
which is equivalent to the Transamazonic Cycle events of Eastern
Bolivia.
The sedimentary log continues with the Upper Oligocene-Lower
Miocene volcanic sedimentary sequences.
Andean II Cycle
In the central Western Altiplano, particularly in the Carangas area,
the Andean II Cycle starts with the volcanoclastic sequence of the
Negrillos and Carangas formations, which relate to pyroclastites of
variable welding grade, trachyandesitic to rhyolitic lava flows, and
volcanic sedimentary rocks associated locally to caldera events
(Mobarec & Murillo, 1995).
The Negrillos Formation (Avila, 1965) was deposited in an intraarc
and backarc basin alluvial environment, with volcanic
influence. This formation is made up by reddish argillaceous
sandstones, basalt and andesite flows, conglomerates, arkosic
sandstones, rhyolitic tuffs, and andesitic-basaltic lava flows.
Finally, there are several basaltic lava flows interbedded with
conglomeradic lenses.
The tuffs and folded lavas of the Carangas Formation (Avila,
1965) overlie the upper basalt of the Negrillos Formation.
According to Mobared & Murillo (1995), during the Miocene to
Pliocene, the formation of dacitic to rhyolitic, as well as andesitic
to rhyolitic domes, dikes and stocks takes place, locally associated
to resurgent caldera phases.
During the Upper Miocene to Lower Pliocene, a volcanic
sedimentary sequence called Pulltuma Formation (Mobarec &
Murillo, 1995) unfolds. The authors of the name define this unit as
26

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
unidad como piroclastitas con grado variable de soldadura y
coladas de lava traquiandesítica a riolítica, asociadas a calderas y/o
fisuras. Localmente están presentes conglomerados, areniscas y
arcillitas rojas. En esta época se desarrollan también secuencias
asociadas a edificios de estratovolcanes.
En el Plio-Pleistoceno cubren la región las rocas de la Formación
Pérez (Sirvas, 1964), constituidas por ignimbritas riolíticas con
grado variable de soldadura, asociadas a estructuras de colapso de
caldera (Mobarec & Murillo, 1995).
Finalmente, entre el Pleistoceno y Holoceno se desarrollan coladas
de lava traquiandesítica a traquidacítica, lahares, flujos de detritos y
piroclastitas de estratovolcanes, así como domos de composición
andesítica a riolítica.
pyroclastites with variable welding grade and trachyandesitic to
rhyolitic lava flows associated to calderas or cracks.
Conglomerates, sandstones and red claystones are present locally.
At this time, sequences associated to stratovolcano contructions
also develop.
During the Plio-Pleistocene, the rocks of the Pérez Formation
(Sirvas, 1964) cover the region. These rocks are made up by
rhyolitic ignimbrites with variable welding grade, and associated to
caldera collapse structures (Mobarec & Murillo, 1995).
Finally, between the Pleistocene and the Holocene, the
trachyandesitic to trachydacitic lava flows, lahars, detrital flows
and stratovolcano pyroclastites, as well as andesitic to rhyolitic
composition domes develop.
Se considera como sector sur al territorio ubicado entre el Salar de
Uyuni y la frontera con la República Argentina. El límite oriental
del Altiplano está dado por la falla San Vicente que lo separa de la
Cordillera Oriental.
Ciclo Brasiliano
Según Araníbar (1997), se infiere por estudios sísmicos la
presencia de rocas del basamento precámbrico al W de Julaca y por
debajo de la Cordillera Occidental. Según este autor el basamento
se encontraría a profundidades menores a 100 m (áreas: Inés,
Cobrizos y Río Grande de Lípez). Al este, en la subcuenca de
Vilque se estima que se encuentra a mayor profundidad.
Ciclo Tacsariano
En el Altiplano Sur, rocas tacsarianas han sido descritas en las
estructuras de Pululus, Alota y a lo largo de la falla Uyuni-Keniani
(Araníbar et al., 1995). Estos sedimentos corresponden a rocas
metamorfizadas, pizarras y metacuarcitas. Según los geólogos de
YPFB, están representados por sedimentos turbidíticos,
posiblemente correspondientes al Ordovícico inferior. La ausencia
de fósiles diagnósticos dificulta su datación.
En el Altiplano Sur, Barrios (1991) reconoció tres unidades con
facies que definen una tendencia regresiva, con depósitos de
transición (miembro inferior) sobre los que progradan facies de
playa o próximos a ella representados por el miembro medio. El
miembro superior representa un retorno a facies ligeramente más
profunda y constituye la base de otra secuencia regresiva que está
interrumpida por el fallamiento.
Según Torres-Saravia (1970) en la serranía de las Minas, y sobre la
ruta San Pablo de Lípez - San Cristobal, se han distinguido dos
potentes secuencias de sedimentitas asignadas tentativamente al
Ordovícico. El conjunto está constituido por intercalaciones de
lutitas gris verduzcas que se intercalan con areniscas marrón
verdosas. Las lutitas presentan mucha fisilidad y representan el 60
% del conjunto. Las areniscas de color negruzco en superficie y
gris verduscas en corte fresco, son algo micáceas, de grano fino y
se encuentran muy bien estratificadas. En medio de las lutitas,
The southern sector is considered to be the territory located
between the Uyuni Salar and the Argentine border. The eastern
limit of the Altiplano is set by the San Vicente Fault, separating it
from the Eastern Cordillera.
Brazilian Cycle
According to Araníbar (1997), based on seismic studies, the
presence of rocks from the Precambrian basement, west from
Julaca and beneath the Western Cordillera, is inferred. According
to this author, the basement would be located at depths under 100
m (areas: Inés. Cobrizos, and Río Grande de Lípez). To the east,
in the Vilque subbasin, it is estimated to be at greater depth.
Tacsarian Cycle
In the South Altiplano, Tacsarian rocks have been described in the
Pululus and Alota structures, as well as along the Uyuni-Keniani
Fault (Araníbar et al., 1995). These sediments relate to metamorphized
rocks, slates and metaquartzites. According to YPFB
geologists, they are represented by turbiditic sediments, likely
relating to the Lower Ordovician. The absence of fossil diagnostics
makes it difficult to carry out datings.
In the south Altiplano, Barrios (1991) recognized three units with
facies defining a regressive trend, with transitional deposits (lower
member) over which beach or nearby beach facies, represented by
the middle member, prograde. The upper member represents a
return to slightly deeper facies and constitute the base of another
regressive sequence which is interrupted by the faulting.
According to Torres-Saravia (1970), powerful sediment sequences,
tentatively assigned to the Ordovician, have been recognized in the
Minas range and over the San Pablo de Lípez – San Cristobal route.
This set is made up by interbedding of greenish gray shale with
greenish brown sandstones. The shale is very fissil and represents
60% of the set. The blackish sandstones of the surface and the
greenish gray sandstones of the fresh cut are somewhat micaceous,
fine-grained and are well interbedded. There are also some gray
orthoquartzite levels interbedded among the shale.
27

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
intercalan también algunos niveles de ortocuarcitas grises.
Más al sur, en la Puna argentina, Coira (1996) reconoció un
volcanismo de arco submarino no explosivo, en sus facies cercanas
a las zonas de emisión. Bahlburg (1990) diferenció un complejo
turbidítico de facies marinas profundas granocrecientes en la Puna,
pasando a facies de plataforma hacia la Cordillera Oriental. Según
este último autor, la cuenca ordovícica cambió de trasarco en el
Arenigiano inferior a cuenca de antepaís en el Arenigiano medio a
superior. El arco volcánico posiblemente fue formado por la
colisión del Macizo de Arequipa-Huarina contra el Cratón
Pampeano, y permaneció activo hasta el Arenigiano.
Ciclo Cordillerano
La Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) está constituida
predominantemente por sedimentos marinos retrabajados. En el
Altiplano corresponden a diamictitas, flujo de detritos, depósitos de
talud y depósitos glacimarinos heterogéneos. Estas rocas afloran,
según Torres-Saravia (1970) a lo largo de una línea NE-SO que se
inicia a 8 km al este de Uyuni y termina en la confluencia de los
ríos Alota y Grande de Lípez, al sur de la población de San
Cristóbal.
La Formación Llallagua (Koeberling, 1919) está formada por
paquetes de areniscas cuarcíticas y fangolitas rítmicas gris oscuras,
que corresponde a turbiditas depositadas en abanicos submarinos.
Según Torres-Saravia (1970), estas rocas afloran a lo largo de la
ruta Uyuni - Pulacayo y luego formando el núcleo de una sinclinal
comprimido al este de la población de San Cristóbal de Lípez.
Litológicamente, el conjunto está compuesto por areniscas gris
verduzcas de grano fino, cemento silíceo, bien estratificados en
bancos de hasta 2 m de potencia y que forman farallones
escarpados. No se hallaron fósiles en esta formación, tampoco
niveles pelíticos aptos para las determinaciones palinológicas.
Están también presentes en el sector oriental del Altiplano Sur las
formaciones Uncía (Vargas, 1970) y Catavi (Koeberling, 1919),
que corresponden a secuencias marinas de plataforma somera. Las
primeras constituidas predominantemente por fangolitas gris
oscuras, intercaladas por bancos de areniscas, cuyo número y
espesor aumenta hacia el tope (estrato y grano creciente) hasta que
la secuencia es mayormente arenosa (Formación Catavi).
En la localidad de Islas Grandes aflora una secuencia areno-pelítica
de más de 200 m, correspondiente a las formaciones Catavi y Vila
Vila (Cadima, 1976 a). En el pozo Vilque, por debajo de una
cubierta cenozoico-cretácica de 3200 m, se perforaron lutitas
silúricas.
Ciclo Andino I
Las rocas cretácicas de la región se depositaron, al igual que en la
Cordillera Oriental adyacente, en una cuenca de trasarco, formando
estrechas y alargadas estructuras sinclinales, sobrepuestas a los
sedimentos paleozoicos. No se efectuará una descripción detallada
de estas unidades por cuanto su tratamiento será realizado en el
Capítulo 3 Cordillera Oriental.
Further south, in the Argentine Puna, Coira (1996) recognized a
non-explosive submarine arc volcanism in the facies near the
emission areas. Bahlburg (1990) differentiated a turbiditic complex
with deep, upward coarsening marine facies at the Puna, changing
to shelf facies towards the Eastern Cordillera. According to the
latter author, the Ordovician basin changed during the Lower
Arenigian from a backarc to a foreland basin during the Middle to
Upper Arenigian. It is likely that the volcanic arc was formed by
the collision of the Arequipa-Huarina Massif against the Pampean
Craton, and then remained active until the Arenigian.
Cordilleran Cycle
The Cancañiri Formation (Koeberling, 1919) is made up mainly
by overworked marine sediments. In the Altiplano, they relate to
diamictites, detrital flow, slope deposits and heterogeneous
glaciomarine deposits. According to Torres-Saravia (1970), these
rocks outcrop along the NE-SW line, starting 8 km east of Uyuni
and ending at the confluence of the Alota and Grande de Lípez
rivers, south of the San Cristobal village.
The Llallagua Formation (Koeberling, 1919) is made up by
quartzitic sandstone and dark gray rhythmic mudstone packages,
relating to turbidites deposited in submarine fans. According to
Torres-Saravia (1970), these rocks outcrop along the Uyuni –
Pulacayo route, and later form the core of a compressed anticline,
east of the San Cristobal de Lípez village. Lithologically, the set is
made up by fine-grained greenish gray sandstones, silliceous
cement, both well interbedded in up to 2 m powerful banks, and
forming steep bluffs. No fossils or pellitic levels fit for
palinological determinations were found in this formation.
The Uncía (Vargas, 1970) and Catavi (Koeberling, 1919)
formations are also present in the eastern sector of the South
Altiplano. These formations relate to shallow shelf marine
sequences. The former is made up mainly by dark gray mudstones
interbedded with sandstone banks that increase in number and in
thickness as they move to the top (upward coarsening and
downward fining) until the sequence is mostly arenaceous (Catavi
Formation).
In the Islas Grandes locality, a sandy-pellitic sequence of over 200
m outcrops, pertaining to the Catavi and Vila Vila formations
(Cadima, 1976 a). At the Vilque well, Silurian shale was drilled
underneath the Cenozoic-Cretaceous cover.
Andean I Cycle
Just like in the adjacent Eastern Cordillera, the region’s Cretaceous
rocks were deposited in a backarc basin, forming narrow and
elongated sinclinal structures imposed over the Paleozoic
sediments. A detailed description of these units will be included in
Chapter 3 – Eastern Cordillera.
28

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia se inicia con sedimentos marinos de plataforma
somera de la Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962),
constituidos por limolitas y lutitas lacustres, calizas basales de
estratificación delgada, fosilíferas. Estas rocas están sobrepuestas
en clara discordancia sedimentaria por las secuencias de la
Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962), depositadas en
un ambiente de plataforma carbonatada, lagunar y costero, con
influencia marina. Continúa con las fangolitas, arcillas fluviales y
lacustres de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa,
1962). En algunos sectores de la cuenca están sobrepuestas por las
lutitas, areniscas y conglomerados, de tonos rojizos de la
Formación Cayara, cuyos sedimentos constituyen, según Araníbar
et al. (1995), un excelente reservorio en gran parte del Altiplano
central y oeste de la Cordillera Oriental.
La Formación Potoco (Pérez, 1963) sobreyace en aparente
concordancia sobre los sedimentos de la Formación Cayara. Es una
secuencia continental, fluvial y lacustre. La unidad fue depositada
en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera Oriental. Está
constituida principalmente por areniscas fluviolacustres rojas,
areniscas conglomerádicas, y lutitas. La base está compuesta por
limolitas arcillosas. En la parte media y superior intercalan
areniscas conglomerádicas. Fue depositada en un ambiente
continental de tipo fluvial (ríos meandrantes en facies de llanura de
inundación y con zonas de canales) (Jarandilla, 1988). En varios
tramos, tanto inferiores como superiores, se desarrollan niveles
evaporíticos.
La edad de la Formación Potoco es aún discutida. Se le han
atribuido varias épocas de depósito que van desde el Eoceno al
Oligoceno inferior. En ciertos sectores del sur y oeste del Altiplano
puede superar los 2500 metros de espesor. Es equivalente de la
Formación Tiahuanacu del Altiplano centro.
Ciclo Andino II
El Ciclo Andino II se inicia en el Altiplano sur y la Faja Volcánica,
a fines del Oligoceno superior y el Mioceno basal, en una cuenca
de antepaís de la Cordillera Oriental, con una importante secuencia
de unidades clásticas gruesas, especialmente conglomerádicas, que
rellenan diferentes cuencas distribuidas en diferentes áreas de la
faja volcánica y el Altiplano sur. Las secuencias conglomerádicas
están atravesadas por varios cuerpos volcánicos, sobrepuestas e
intercaladas por diferentes tipos de lava, especialmente andesítica.
Todas estas secuencias volcano-sedimentarias están relacionadas a
la formación de grandes cuerpos volcánicos, desarrollados a lo
largo del Altiplano sur, delimitados al este por el “Lineamiento
Pastos Grandes – Cojina”. Los mayores cuerpos corresponden a las
calderas de Pastos Grandes y Capina, el Escudo Ignimbrítico
Panizo, y la Caldera Guacha, todos relacionados con el volcanismo
Mioceno.
Coira et al. (1996) denominan “Provincia ignimbrítica Cenozoica
de los Andes Centrales” al sector comprendido entre los 16º y 27º
S, caracterizado por un volcanismo explosivo ácido, calcoalcalino
de retroarco, al que se han vinculado conspicuos sistemas de
caldera durante el lapso Oligoceno superior - Plio-Pleistoceno. En
The sequence starts with the shallow shelf marine sediments of the
Chaunaca Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is made
up by lacustrine silt and shale, thinly bedded fossiliferous basal
limestones. These rocks are superimposed in clear unconformity by
the sequences of El Molino Formation (Lohmann & Branisa,
1962), which were deposited in a lake and coastal carbonated shelf
environment, with marine influence. Following are the mudstones
fluvial and lacustrine clays of the Santa Lucía Formation
(Lohmann & Branisa, 1962). In some of the basin’s sectors, they
are superimposed by the reddish tone shale, sandstone and
conglomerates of the Cayara Formation, the sediments of which,
according to Araníbar et al. (1995), make up an excellent reservoir
in a major part of the central Altiplano and Eastern Cordillera.
In aparent conformity, the Potoco Formation (Pérez, 1963) lies
over the sediments of the Cayara Formation. This is a continental,
fluvial and lacustrine sequence. The unit was deposited in a
backarc and foreland basin of the Eastern Cordillera. It is made up
mainly by red fluviolacustrine sandstones, conglomeradic sandstones
and shale. The base is made up by argillaceous silt. Conglomeradic
sandstones interbed in the middle and upper portions. It
was deposited in a fluvial-type continental environment (meandering
rivers in flood plain facies and with canal areas) (Jarandilla,
1988). In several portions, both lower and upper, evaporitic levels
have developed.
There is still argument about the age of the Potoco Formation. It
has been attributed several deposit ages, ranging from the Eocene
to the Lower Oligocene. In some southern and western sectors of
the Altiplano, it can exceed a thickness of 2500 m. It is equivalent
to the Tiahuanacu Formation of the central Altiplano.
Andean II Cycle
At the end of the Upper Oligocene and basal Miocene, the Andean
II Cycle starts in the South Altiplano and the Volcanic Belt, in a
foreland basin of the Eastern Cordillera, with an important
sequence of coarse clastic units, specially conglomeradic ones,
which infill the different basins distributed among the different
areas of the Volcanic Belt and South Altiplano. Overlain and
interbedded by different types of lava, in particular andesitic lava,
the conglomeradic sequences are crossed through by several
volcanic bodies.
All these volcanic sedimentary sequences are related to the
formation of large volcanic bodies that developed along the South
Altiplano, delimited by the “Pastos Grandes-Cojina Lineament”.
The largest bodies pertain to the Pastos Grandes and Capina
calderas, the Panizo Ignimbritic Shield, and the Guacha Caldera, all
of which are related to Miocene volcanism.
Coira et al. (1996) call “Cenozoic Ignimbritic Province of the
Central Andes” referring to the sector comprised between 16º and
27º S, and characterized by an calcoalkaline backarc acidic
explosive volcanism, which has been linked to conspicuous caldera
systems during the Upper Oligocene – Plio-Pleistocene span. The
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
esta provincia incluyen y describen el Complejo caldérico Vilama-
Coruto, localizado en la frontera Bolivia-Argentina.
El Ciclo Andino-II se inicia con los conglomerados polimícticos y
areniscas de la Formación San Vicente (Courty, 1907), que se
disponen de forma discordante sobre las areniscas y limolitas
fluviales de la Formación Potoco del anterior ciclo. La Formación
San Vicente representa a una diversidad de ambientes continentales:
facies progradantes de abanicos aluviales, fluvial de ríos
entrelazados y lacustre. Todas estas facies tienen una marcada
influencia volcánica. Hacia el centro de la cuenca gradan a lutitas y
tufitas. Intercalan también horizontes salinos.
Sobre la Formación San Vicente en el sector oriental del Altiplano
se deposita la Formación Quehua (Geobol, 1963), constituida por
una secuencia fluvial y lacustre, con influencia volcánica,
depositada en cuenca de trasarco y antepaís de la Cordillera
Oriental.
La Formación Chocaya (Ahlfeld, 1946) del Mioceno medio está
representada por clásticos continentales de grano grueso y clásticos
volcánicos, que muestran cambios rápidos de facies hacia lutitas y
tufitas gris claras.
Altiplano Occidental Sur
En el Altiplano Occidental (Faja Volcánica), al igual que en el
sector oriental, la secuencia empieza con los conglomerados de la
Formación San Vicente descritos anteriormente, los que están
sobrepuestos por las formaciones Suri Pujio y Esmoruco.
En el área del Volcán de Ollagüe / San Agustín, Soniquera y la
Serranía de las Minas, la Formación Suri Pujio (Baldellón, 1995)
consiste de flujos de detritos, brechas volcánicas y lavas
andesíticas, acompañadas por conglomerados y areniscas fluviales
(Almendras et al., 1997). Esta unidad tiene un espesor variable que
alcanza los 2700 m (García & Baldellón, 1997). Lavas intercaladas
fueron datadas en 21,93 ± 0,16 Ma (Fornari et al., 1997). La
Formación Suri Pujio está atravesada por diferentes cuerpos
volcánicos.
Más al este, en las áreas de San Pablo de Lípez y Picalto, y a lo
largo del Río San Antonio, la Formación San Vicente está
sobrepuesta por la Formación Esmoruco (Choque & Mamani,
1997), que corresponde a sedimentos de cuencas restringidas en
facies fluviolacustres. Esta unidad está constituida por aglomerados
volcánicos provenientes de las lavas Rondal, así como por arcilitas
yesíferas y areniscas intercaladas con conglomerados polimícticos.
Hacia el tope, la secuencia fluvio-lacustre está intercalada por
aglomerados con líticos volcánicos (García & Baldellón, 1997)
Lavas andesítico-basálticas depositadas en cuenca de intra-arco y
trasarco, fechadas en 22,9 ± 0,9 Ma (Kussmaul et al., 1975),
correspondientes al denominado Evento Rondal (Meave, en
Fernandez et al., 1972) sobreyacen a las formaciones San Vicente y
Esmoruco.
En el sector del Volcán de Ollagüe, los conglomerados de la
Formación Suri Pujio pasan gradualmente a la Formación Julaca
Vilama-Coruto Caldera Complex, located in the Bolivian-
Argentine border, is included and described in this unit.
The Andean II Cycle starts with the polymictic conglomerates and
sandstones of the San Vicente Formation (Courty, 1907), which
are laid in uncomformity over the fluvial sandstones and silt of the
Potoco Formation from the preceding cycle. The San Vicente
Formation represents a diversity of continental environments:
alluvial fan prograding facies, braided river fluvial and lacustrine.
All these facies have marked volcanic influence. Towards the
center of the basin , they grade to shale and tuffites. Saline horizons
are also interbedded.
In the eastern sector of the Altiplano, the Quehua Formation
(Geobol, 1963) is deposited over the San Vicente Formation. It is
made up by a fluvial and lacustrine sequence with volcanic
influence, which deposited in a backarc and foreland basin of the
Eastern Cordillera.
The Middle Miocene Chocaya Formation (Ahlfeld, 1946) is
represented by coarse-grained continental and volcanic clastics
displaying fast facies changes towards shale and light gray tuffites.
South Western Altiplano
Just like in the eastern sector in the western Altiplano (Volcanic
Belt), the sequence starts with the conglomerates of the San
Vicente Formation described above, which are overlain by the Suri
Pujio and Esmoruco formations.
In the area if Ollagüe Volcano/San Agustín, Soniquera and the
Minas Range, the Suri Pujio Formation (Baldellón, 1995) consists
of detrital flows, volcanic breccias, and andesitic lavas, together
with fluvial conglomerates and sandstones (Almendras et al.,
1997). This unit has a variable thickness reaching 2700 m (García
& Baldellón, 1997). The interlayered lavas were dated at 21.93 ±
0.16 Ma (Fornari et al., 1997). Different volcanic bodies cross
through the Suri Pujio Formation.
Further east, in the San Pablo de Lípez and Picalto areas and along
the San Antonio River, the San Vicente Formation is overlain by
the Esmoruco Formation (Choque & Mamani, 1997), which
pertains to restricted basin sediments in fluviolacustrine facies.
This unit is made up by volcanic agglomerates resulting from the
Rondal lavas, as well as gypseous claystones and sandstones
interbedded with polymictic conglomerates. Towards the top, the
fluviolacustrine sequence is interbedded by agglomerates with
volcanic lithics (García & Baldellón, 1997).
Andesitic–basaltic lavas deposited in a intra-arc and backarc basin,
and dated at 22.9 ± 0.9 Ma (Kussmaul et al., 1975), pertaining to
the so-called Rondal Event (Meave, in Fernandez et al., 1972),
overlie the San Vicente and Esmoruco formations.
In the Ollagüe Volcano sector, the conglomerates of the Suri Pujio
Formation gradually cross over to the Julaca Formation (Velasco
30

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
(Velasco & Barrientos, 1967) que corresponde a conglomerados y
areniscas conglomerádicas, lavas, andesitas y basaltos de ca 22 Ma.
Esta unidad es considerada por García & Baldellón (1997) como un
cambio facial de la Formación Suri Pujio.
& Barrientos, 1967), which pertains to conglomerates and conglomerate
sandstones, lavas, andesites, and basalts of c. 22 Ma.
García & Baldellón (1997) consider this unit as a facies change of
the Suri Pujio Formation.
Hacia el area de Soniquera y San Pablo de Lípez, sobreyacen a los
conglomerados de la Formación Suri Pujio, los depósitos
fluviolacustres de la Formación Rodríguez (Choque & Mamani,
1997), que representan limolitas, areniscas, arcilitas y
conglomerados finos, intercalados con areniscas tobáceas y tobas
dacíticas del Mioceno inferior [20,7 ± 0,6 Ma (Choque & Mamani,
1997)].
Al oeste, en el área del Volcán de Ollagüe, sobre las rocas de la
Formación Julaca, y separada por las lavas Marquiri (18 Ma), se
acumularon depósitos fluviales de ríos entrelazados representados
por los conglomerados y areniscas de la Formación Tomaquesa
(Almendras et al., 1997). Un nivel basal de toba proporcionó una
edad de 16,7 ± 1,0 Ma (García-Duarte, inédito)
La Formación Rodríguez está sobrepuesta, especialmente en el area
de Soniquera, por los microconglomerados, areniscas y tobas (12,4
± 0,4 Ma) de la Formación Cruz Vinto (Pacheco & Ramírez,
1997). Esta unidad de aproximadamente 200 m de espesor es
parcialmente equivalente a la parte superior de la Formación
Tomaquesa. Estas rocas fueron peneplanizadas durante el Mioceno
inferior y medio. La secuencia está sobrepuesta por las lavas
andesíticas Crusiña.
A partir del Mioceno medio se inicia una gran actividad volcánica
en la región, con la presencia de importantes cuerpos de lavas y
tobas, relacionadas a las formaciones Churaña y Calcha, y en el
Mioceno superior, a las formaciones Chupu Wayco y Azul
Khuchu.
Tanto sobre rocas ordovícicas como sobre la Formación Rodríguez
se disponen en discordancia las secuencias fluviales de la
Formación Churaña (Choque & Mamani, 1997) contituida por
conglomerados, areniscas tobáceas, estrato y granocrecientes,
intercalados por niveles de aglomerados de pómez y flujos de
pómez dacíticos (García & Baldellón, 1997). De una toba basal se
obtuvo la edad de 13,9 ± 0,5 Ma (Choque & Mamani, 1997).
Más al oeste, sobre rocas de la Formación Tomaquesa, se
desarrollan los sedimentos fluvio-lacustres de la Formación Calcha
(Almendras et al., 1997), equivalente lateral de las formaciones
Churaña y Luntapa. Estas secuencias están formadas por arcillas,
conglomerados y tobas dacíticas, que proporcionaron edades de
11,7 ± 0,6 y 9,2 ± 0,5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García &
Baldellón, 1997), y 12,3 ± 0,6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).
Discordante sobre las anteriores unidades, durante el Mioceno
superior se depositaron facies fluvio-lacustres relacionadas a
centros de calderas (como Pastos Grandes, Guacha, y otros). Estas
facies volcano-sedimentarias corresponden a las formaciones Azul
Khuchu (Pacheco & Ramírez, 1997) de ca 6 Ma, y Chupu
Waykho (Almendras et al., 1997) datada en 6,9 ± 0,4 Ma.
Towards the Soniquera and San Pablo de Lípez area, the
fluviolacustrine deposits of the Rodríguez Formation (Choque &
Mamani, 1997) overlie the conglomerates of the Suri Pujio
Formation. These deposits represent silt, sandstones, claystones
and fine conglomerates, interbedded with tuffaceous sandstones
and dacitic tuffs of the Lower Miocene [20.7 ± 0.6 Ma (Choque &
Mamani, 1997)].
West, in the area of the Ollagüe Volcano, over the rocks of the
Julaca Formation and separated by the Marquiri lavas (18 Ma),
accumulated braided river fluvial deposits, represented by the
conglomerates and sandstones of the Tomaquesa Formation
(Almendras et al., 1997). A tuff basal level gave an age of 16.7 ±
1.0 Ma (García-Duarte, unpublished).
Particularly in the Soniquera area, the Rodríguez Formation is
overlain by microconglomerates, sandstones and tuffs (12.4 ± 0.4
Ma) of the Cruz Vinto Formation (Pacheco & Ramírez, 1997).
This approximately 200 m thick unit is partially equivalent to the
top of the Tomaquesa Formation. These rocks were peneplanated
during the Lower to Middle Miocene. The sequence is overlain by
the Crusiña andesitic lavas.
Starting in the Middle Miocene, great volcanic activity begins in
the region, with the presence of important lava and tuff bodies,
related to the Churaña and Calcha formations, and during the
Upper Miocene, to the Chupu Wayco and Azul Khuchu formations.
Both over Ordovician rocks and over the Rodríguez Formation, the
fluvial sequences of the Churaña Formation (Choque & Mamani,
1997) are laid out in unconformity. These sequences are made up
by conglomerates, downward fining and upward coarsening tuffaceous
sandstones, interbedded with pumice agglomerate and dacitic
pumice flow levels (García & Baldellón, 1997). A basal tuff gave
an age of 13.9 ± 0.5 Ma (Choque & Mamani, 1997).
Furhter west, over the rocks of the Tomaquesa Formation,
fluviolacustrine sediments of the Calcha Formation (Almendras et
al., 1997). This formation is an equivalent lateral of the Churaña
and Luntapa formations. The sequences are made up by clays,
conglomerates, and dacitic tuffs that gave ages of 11.7 ± 0.6 and
9.2 ± 0.5 Ma (Almendras & Baldellón, 1997; García & Baldellón,
1997), and 12.3 ± 0.6 Ma (Pacheco & Ramírez, 1997).
In unconformity over the previous units, during the Upper
Miocene, fluviolacustrine facies related to the caldera centers
developed (such as Pastos Grandes, Gaucha and others). The
volcanic sedimentary facies belong to the Azul Khuchu Formation
(Pacheco & Ramírez, 1997) of c. 6 Ma, and Chupu Waykho
Formation (Almendras et al., 1997) dated at 6.9 ± 0.4 Ma.
31

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Entre los cuerpos volcánicos destacan en el área de San Pedro de
Lípez - Soniquera, las tobas Torrelaire, Champini Loma y Khucho
Mayu, así como las lavas Morokho, Tronchada Lagunillas, además
de las tobas y lavas Lozada. En el área de Quetena se desarrollan
depósitos de tobas, lavas, andesitas, dacitas, y otros cuerpos, en los
centros volcánicos de Aguadita y Kastor, así como en la Caldera
Capina (Pacheco et al., 1966). A estos grandes eventos volcánicos
se deben agregar otros cuerpos y grandes centros volcánicos
definidos por geólogos del Servicio Geológico y Minero, cuya
inclusión en estas páginas ocuparía mucho espacio. La descripción
y nomenclatura de los mismos puede ser consultada en las
descripciones de los mapas de Sergeomin.
Síntesis estructural
Según Martínez (1997 com. pers.) el Altiplano está conformado por
el Macizo noraltiplánico y por tres tipos de cuencas cenozoicas
desarrolladas sobre un sustrato paleo y mesozoico. Adyacente con
el macizo noraltiplánico, estas cuencas conforman un mosaico de
grandes bloques distintos, separados por accidentes mayores: NW-
SE, NE-SW, WNW-ESE y ENE-WSW.
Las cuencas del norte y del centro del Altiplano están relacionadas
con un sobreescurrimiento progresivo hacia el este del Macizo
precámbrico noraltiplánico (mediante la zona de falla de San
Andrés, con vergencia hacia el este).
- La cuenca noraltiplánica está situada entre la zona de falla de San
Andrés y la zona de subducción continental transcurrente de tipo
inverso sinestral, ubicada en la vertical de la zona de fallas de la
Cordillera Real. La geometría de la cuenca noraltiplánica es algo
simétrica, presentando fallas inversas y/o sobreescurrimiento de
vergencias opuestas (hacia el este: falla de San Andrés y fallas
relacionadas; hacia el oeste: falla de Corocoro). El proceso
progresivo de acercamiento de ambos bordes de la cuenca está
marcado en las muchas discordancias sucesivas. Provoca el
hundimiento del centro de la cuenca y el levantamiento de los
bordes con resedimentación progresiva de los productos de erosión:
del Cenozoico inferior y, luego, una vez despejados, del
Mesozoico, del Paleozoico y del Precambrico.
- La cuenca centro-altiplánica (o de Sevaruyo) es disimétrica. El
bloque del Macizo noraltiplánico se superpone al bloque oriental de
Paleozoico / Precámbrico (borde occidental de la Cordillera
Oriental) provocando su inclinación. Así, la cobertura del Cretácico
superior post-Aroifilla de este bloque oriental desliza hacia el
oeste. El deslizamiento es Paleoceno-Eoceno. Luego, se
superponen, como en el norte, las deformaciones sucesivas del
proceso general de acortamiento oligo-mioceno.
- Las cuencas suraltiplánicas corresponden a una sucesión esteoeste
de cuencas sobre bloques imbricados (Lípez, al este; Julaca,
al oeste). Las zonas positivas (horsts paleozoicos) que las separan,
son progresivamente erosionadas y sus productos resedimentados.
Pero, a veces, estas zonas positivas son fosilizadas (región de
Pululus). Las discordancias sucesivas indican, al igual como en el
norte, la continuidad del acortamiento.
Among the volcanic bodies, standing out in this area of San Pedro
de Lípez – Soniquera are the Torrelaire, Champini, and Tronchada
Lagunillas tuffs, as well as the Lozada tuffs and lavas. In the
Quetena area, tuff, lava, andesite, and dacite deposits and other
bodies develop in the Aguadita and Kastor volcanic centers, as well
as in the Capina Caldera (Pacheco et al., 1966). On top of these
large volcanic events, there are other bodies and large volcanic
centers defined by the Bolivian Geological and Mining Survey
(Sergeomin), whose inclusion in these pages would take up much
space. The description and nomenclature of the aforementioned
cand be found in the descriptions of the Sergeomin maps.
Structural Synthesis
According to Martínez (1997, personal communication), the
Altiplano is made up by the North Altiplano Massif, and three
types of Cenozoic basins which developed over the Paleozoic and
Mesozoic bedrock. Adjacent to the North Altiplano Massif, these
basins make up a mosaic of large distinct blocks, separated by
larger accidents: NW-SE, NE-SW, WNW-ESE and ENE-WSW.
The basins in the northern and central Altiplano are related to a
progressive overthrust towards the east of the North Altiplano
Precambrian Massif (through the San Andrés Fault zone, with east
vergence).
- The North Altiplano basin is located between the San Andrés
Fault zone and the reverse sinistral-type transcurrent continental
subduction zone, located in turn on the vertical of the Eastern
Cordillera’s fault zone. The geometry of the North Altiplano basin
is somewhat simmetrical, displaying reverse faults and/or opposite
vergence overthrust (to the east: the San Andrés Fault and the
related faults; to the west: the Corocoro Fault): The progressive
approaching process of both of the basin’s borders is reflected in
the successive unconformities. It causes the sinking of the center
of the basin and the uplifting of the borders with a progressive resedimentation
of the scouring products: first, those of the Cenozoic,
and later, once the former were cleared, those of the Mesozoic,
Paleozoic and Precambrian.
- The Center Altiplano basin (or Sevaruyo basin) is dissimmetrical.
The North Altiplano Massif block is laid over the eastern block of
the Paleozoic/Precambrian (western border of the Eastern
Cordillera), causing its slope. Thus, this eastern block’s Upper
Cretaceous Post-Aroifilla cover slips to the west. It is a Paleocene-
Eocene slip. Then, both successive deformations of the general
Oligo-Miocene shortening process superimpose, just like in the
north.
- The South Altiplano basins relate to a east-west basin succession
over imbricate blocks (Lípez to the east; Julaca to the west). The
positive zones (Paleozoic horsts) separating them are progressively
eroded, and the products re-sediment. Sometimes, however, these
positive zones are fossilized (Pululus region). The successive
unconformities indicate, just like in the north, the continuity of the
shortening.
32

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
El proceso global corresponde a un acercamiento progresivo del
Escudo brasileño y del Macizo noraltiplánico. Por lo tanto, la
compresión en las cuencas es, más o menos, continua,
produciéndose desde el Paleoceno - Eoceno (probablemente ya
desde el Cretácico). En el norte, el acercamiento es oblicuo a la
dirección de los Andes, esto implica una fuerte componente
senestral-inversa en la Cordillera Oriental (Real) y norte del
Altiplano.
Hacia el sur, la dirección de acortamiento es casi perpendicular a la
dirección de las estructuras. Predominan las fallas inversas y los
bloques imbricados. En la zona de subducción continental del
Escudo brasileño, que pasa por las inmediaciones de Sucre, forma
un sobreescurrimiento hacia el este, de escala cortical, el cual
puede compararse al sobreescurrimiento del Macizo noraltiplánico.
Las fallas transversales, ubicadas entre los grandes bloques guían la
deformación (falla Sevaruyo-Incapuquio: FSI, por ejemplo).
(Cl. Martínez, comunicación personal)
Según Araníbar et al. (1995), no es posible mapear en detalle el
basamento, por la resolución de la sísmica adquirida. Anticlinales
con roll overs en rocas cretácicas y terciarias, son muy frecuentes,
como en las estructuras de Vilque, Salinas de Garci Mendoza, San
Andrés, etc. Anticlinales invertidos en el Oligoceno superior,
constituyen trampas estructurales, que según el dominio estructural
en que se encuentran (Araníbar & Martínez, 1990), pueden constituir
trampas de gran interés petrolífero con presencia de roca
madre, reservorios, sellos regionales y locales. Es frecuente
también otro tipo de trampas más complejas, como anticlinales por
transpresión sobre sistemas de fallamiento antiguo, que fueron
afectados por inversión y diapirismo (ej. Domo Wara Sara, en el
Altiplano Norte).
Según Araníbar y Martínez (doc. inédito), el Altiplano de Bolivia
puede ser dividido en los dominios tectónicos norte, centro y sur,
cada uno con su estilo tectónico y evolución estratigráfica
distintiva. Al oeste de la falla Coniri, el sector de Corocoro está
caracterizada por una secuencia espesa de depósitos continentales
del Terciario y estructuras compresivas con vergencia oeste que
involucran al basamento cristalino.
El trazo NNW de la falla Tambillo subdivide el dominio del
Altiplano central en las áreas de Coipasa y Sevaruyo. Al oeste, el
área de Coipasa fue afectada por la falla de rumbo sinistral WNW
del basamento, pero falta el espeso desarrollo de los clásticos
terciarios. Hacia el este, el área de Sevaruyo está caracterizada por
una espesa secuencia cretácica afectada por un sobrecorrimiento de
escamas delgadas de dirección este y oeste.
El dominio del Altiplano sur está caracterizado por un gran cambio
en el trazo estructural desde el noroeste al nordeste. Dos sectores se
separan por la falla Uyuni-Keniani de rumbo NE. Al oeste, el
sector del Salar de Uyuni muestra estructuras transpresionales
dextrales, que incluyen estructuras en flor positivas y escalonamientos.
El sector de los Lípez, al este, está dominado por un
sobrecorrimiento de escamas delgadas pero, en contraste con el
área de Sevaruyo, contiene una sección cretácica con menos de 200
m de espesor.
The global process refers to a progressive approach of the Brazilian
Shield and the North Altiplano Massif. Therefore, the compression
at the basins is more or less continuous, occuring since the
Paleocene – Eocene (probably as early as during the Cretaceous).
Up north, this approach is diagonal to the Andes’ strike; this
implies a strong reverse sinistral component in the Eastern
Cordillera (Real) and in the north of the Altiplano.
To the south, the shortening trend is almost perpendicular to the
structures’ trend. Inverted faults and imbricate blocks prevail. In
the Brazilian Shield’s continental subduction zone –which passes
by the surroundings of Sucre-, it forms a cortical-scale overthrust
towards the east, which can be compared to the overthrust of the
North Altiplano Massif. The crosscutting faults, located between
the large blocks, guide the deformation (Sevaruyo-Incapuquio
Fault, FSI, for instance). (Cl. Martínez, personal communication)
According to Araníbar et al., (1995) it is impossible to map the
basement in detail due to the acquired seismic resolution.
Anticlines with roll overs in Cretaceous and Tertiary rocks are very
frequent, such as the Vilque, Garci Mendoza’s Salinas, and San
Andrés structures and others. Inverted anticlines in the Upper
Oligocene constitute structural traps, which, according to their
structural realm (Araníbar & Martínez, 1990), can constitute oil
bearing traps of great interest, with the presence of parent rock,
reservoirs, regional and local seals. Other type of complex traps are
also common, such as anticlines by old faulting systems
transpressure, which were affected by inversion and diapirism (for
instance: the Wara Sara Dome in the North Altiplano).
According to Araníbar & Martínez (unpublished document), the
Bolivian Altiplano can be divided in the northern, central and
southern tectonic realms, each with its own tectonic style and
distinctive stratigraphis evolution. West of the Coniri Fault, the
Corocoro sector is characterized by a thick sequence of Tertiary
continental deposits and compressive structures involving the
crystalline basement and with west vergence.
The NNW stroke of the Tambillo Fault subdivides the central
Altiplano realm in the Coipasa and Sevaruyo areas. To the west,
the Coipasa area was affected by the basement’s WNW sinistral
trend fault; however, the thick development of Tertiary clastics is
lacking. To the east, the Sevaruyo area features a thick Cretaceous
sequence, affected by the overthrust of thin east and west trend
plumes.
The southern Altiplano realm features a major change in the
structural stroke from the northwest to the northeast. Two sectors
are separated by the NE trend Uyuni-Keniani Fault. To the west,
the Uyuni Salina sector displays dextral transpressure structures,
including positive flower and echelon structures. To the east, the
Lípez sector is dominated by a overthrust of thin plumes; however,
in contrast to the Sevaruyo area, this sector contains a Cretaceous
section less than 200 m thick.
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37

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 3
CORDILLERA ORIENTAL
EASTERN CORDILLERA
Introducción
La Cordillera Oriental de Bolivia es una unidad geográfica,
geomorfológica y geológica bien definida. Se inicia en el noroeste,
como prolongación de la misma cadena en el Perú y continúa hacia
el sur, ingresando en territorio argentino. Está limitada al oeste por
las fallas Coniri y San Vicente, que la separan del Altiplano, y al
este por el Cabalgamiento Frontal Principal como límite con las
Sierras Subandinas. Es la cordillera con las mayores elevaciones
del territorio boliviano, las que alcanzan altitudes cercanas a los
6.500 metros sobre el nivel del mar, presentando sectores con
nieves eternas y desarrollo de glaciares (Apolobamba, Cordillera
Real, , Quimsa Cruz, Karikari, y otras).
Tectónicamente la Cordillera Oriental puede dividirse en dos
sectores, separados por un lineamiento profundo formado por la
Zona de Fallas de la Cordillera Real, y su prolongación hacia el
este de la ciudad de Sucre, y luego con rumbo meridiano por la
Falla Tocloca hasta la frontera con la Argentina. Este lineamiento
posiblemente corresponde a una antigua paleo-sutura, reactivada
continuamente (Martínez, com. pers.). El sector occidental a este
lineamiento corresponde a la “Faja Plegada y Corrida de Huarina”
(Sempere et al., 1988).
Geológicamente, la Cordillera Oriental presenta la secuencia
estratigráfica más completa del país, con afloramientos de rocas
proterozoicas a recientes y con secuencias marinas a continentales.
Las facies son también variadas, mayormente clásticas, pero con
desarrollo de plataformas carbonáticas en el Carbonífero superior y
el Pérmico; volcánicas y volcano-clásticas en diferentes sistemas,
pero preferentemente en el Cenozoico. Durante la mayor parte del
Paleozoico inferior constituyó una cuenca intracratónica, somera a
profunda, con algunas fases compresivas y distensivas separando
los principales ciclos tecto-sedimentarios, para luego conformar
cuencas continentales de antepaís y trasarco, con importantes fases
compresivas con un intenso magmatismo asociado.
Rocas del Ciclo Brasiliano afloran solo en la región del Chapare
(Grupo Limbo) al NE de la ciudad de Cochabamba, y en el área de
Tarija, como prolongación de las facies brasilianas del noreste
argentino.
Introduction
The Bolivian Eastern Cordillera is a well defined geographic,
geomorphological and geological unit. It starts northeast as an
extension of the same chain as in Peru, and continues southwards,
entering into Argentine territory. It is limited to the west by the
Coniri and San Vicente faults, which separate it from the Altiplano,
and to the east by the Main Front Thrust as the limit with the
Subandean Ranges. This cordillera has the highest elevations in the
Bolivian territory, reaching altitudes close to 6,500 meters above
marine level, with the presence of sectors of eternal snows and
glaciar development (Apolobamba, Cordillera Real, Quimsa Cruz,
Karikari and others).
Tectonically, the Eastern Cordillera can be divided into two
sectors, separated by a deep lineament formed by the Cordillera
Real Fault Zone and its extension towards the east of the city of
Sucre, and later, with meridian trend by the Tocloca Fault up to the
Argentine border. This lineament possibly pertains to an old
paleosuture, continuously jostled (Martínez, personal comm.). The
sector west from this lineament pertains to the “Huarina Fold-
Thrust Belt” (Sempere et al., 1988).
Geologically, the Eastern Cordillera holds the country’s most
complete stratigraphic sequence, with Proterozoic to Recent rock
outcrops and marine to continental sequences. The facies are also
varied, mostly clastic, but with the development of carbonates
shelves in the Upper Carbonifeours and Permian; and volcanic and
volcanoclastic in different systems, but preferably in the Cenozoic.
During most of the Lower Paleozoic, it constituted an intracratonic
basin, from shallow to deep, with some compressive and distensive
phases separating the main tectonic sedimentary cycles. It goes on
later to make up foreland and backarc continental basins, with
important compressive phases with intense associated magmatism.
Rocks from the Brazilian Cycle outcrop only in the Chapare region
(Limbo Group), NE from the city of Cochabamba, and in the Tarija
area, as an extension of the Brazilian facies of northeastern
Argentina.
39

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Los sedimentos del Ciclo Tacsariano cubren la mayor extensión
areal aflorante de la Cordillera Oriental, ocupando una posición
longitudinal central, a modo de un gigante anticlinorio, en cuyos
flancos o bordes occidental y oriental, se encuentran sedimentos de
las cuencas de los ciclos Cordillerano y Subandino.
La cuenca del Ciclo Cordillerano subdividida en dos grandes
sectores por el lineamiento de la Cordillera Real–Tocloca, se
caracteriza por el registro de una importante fauna fósil
cosmopolita, así como por una asociación endémica de los reinos
Malvinocáfrico y Gondwánico, presente en una secuencia que
sobrepasa los 6 km de espesor total acumulado (González et al.,
1996).
Los afloramientos del Ciclo Subandino ocupan una menor
extensión areal en la Cordillera Oriental. El mayor desarrollo está
localizado al oeste de la Cordillera Real, en los alrededores del
Lago Titicaca (regiones de Escoma-Cojatapampa, Copacabana,
Cumaná, Yaurichambi, Calamarca y otras). Fuera de esta comarca
están restringidos al núcleo de algunos sinclinales como los del
lineamiento del Paleozoico superior de Morochata-Apillapampa,
Zudañez y otros menores en Chuquisaca y Tarija. La mayor parte
de las secuencias corresponden a sedimentos carbonáticos de la
Formación Copacabana.
Durante el Ciclo Andino, sobre el sustrato paleozoico previo se
formaron alargadas y estrechas cuencas distensivas. La sedimentación
varía desde marina hasta continental, se desarrolla una
intensa actividad volcánica, y se formaron cuencas longitudinales
meso-cenozoicas de trasarco y antepaís. A partir de los 26 Ma,
principalmente por efecto de la acción de la Placa de Nazca, se
inicia el acortamiento, plegamiento y corrimiento de la secuencia
fanerozoica, así como la consecuente formación de cuencas
interiores donde se produce la mayor actividad volcánica en los
Andes.
Estratigrafía
El desarrollo de este tema seguirá un ordenamiento cronológico,
desarrollando las secuencias estratigráficas a lo largo de los
distintos ciclos tectosedimentarios. Dentro de cada uno de los
ciclos se describirán las rocas de acuerdo a diferentes
agrupamientos, teniendo en cuenta sobre todo las características de
su distribución areal, diferenciando la cordillera en sectores
longitudinales (W-E), especialmente por el lineamiento de la
Cordillera Real y su prolongación sur, así como latitudinales (norte,
centro y sur).
Ciclo Brasiliano
En el extremo sur de la Cordillera Oriental de Bolivia, se presentan
afloramientos de rocas pertenecientes al Ciclo Brasiliano, como
prolongación del hundimiento norte de los grandes afloramientos
de estas rocas en territorio argentino. Las rocas más antiguas
aflorantes en el área fueron denominadas Formación San Cristóbal
(López-Murillo, 1978). La posición geográfica y estratigráfica de
esta unidad está definida en las hojas correspondientes a la Carta
Geológica de Bolivia (Choque & García, 1991; Choque et al.,
1991; Fernández et al., 1991) donde se advierte que la unidad
aflora desde el Río Caldera al norte, y se prolonga en territorio
The Tacsarian Cycle sediments cover most of the outcropping area
extension of the Eastern Cordillera, occupying a central
longitudinal position as a giant anticlinorium, displaying sediments
of the Cordilleran and Subandean Cycle basins on its east and west
flanks or borders.
Subdivided in two large sectors by the Cordillera Real–Tocloca
lineament, the Cordilleran Cycle basin features the presence of
important cosmopolitan fossil fauna, as well as the endemic
association of the Malvinokaffric and Gondwanian realms, present
in a sequence that exceeds a total accumulated thickness of 6 km
(González et al., 1996).
The Subandean Cycle outcrops take up a smaller area extension in
the Eastern Cordillera. The largest development is located west of
the Cordillera Real, in the Titicaca Lake surroundings (the Escoma-
Cojatapampa, Copacabana, Cumaná, Yaurichambi, Calamarca
regions and others). Outside this territory, they are restricted to
some syncline cores, such as those of the Upper Paleozoic
lineament of Morochata-Apillapampa-Zudañez, and other smaller
ones in Chuquisaca and Tarija. Most of these sequences correspond
to carbonatic sediments of the Copacabana Formation.
During the Andean Cycle, over the previous Paleozoic bedrock,
elongated and narrow distensive basins were formed. The
sedimentation varies from marine to continental. Intense volcanic
activity took place, and Meso-Cenozoic longitudinal backarc and
foreland basins were formed. Starting at 26 Ma, the shortening,
folding and thrusting of the Phanerozoic sequence gets started,
mainly due to the effect of the Nazca Plate action, as well as the
ensuing formation of internal basins where the largest volcanic
activity in the Andes occurs.
Stratigraphy
The discussion of this topic will follow a chronological order,
elaborating on the stratigraphic sequences along the different
tectonic sedimentary cycles. Within each of the cycles, the rocks
will be described according to the different clusters, and above all
taking into account the characteristic of their areal distribution.
The range will be differentiated by longitudinal sectors (W-E),
particularly by the Cordillera Real lineament and its southern
extension, as well as by latitudinal sectors (north, center, and
south).
Brazilian Cycle
In the southern end of the Bolivian Eastern Cordillera, there are
outcrops belonging to the Brazilian Cycle, as an extension of the
north sagging of large outcrops of these rocks in Argentine
territory. The oldest outcropping rocks in the area were called San
Cristóbal Formation (López-Murillo, 1978). This unit’s geographic
and stratigraphic position is defined in the sheets corresponding
to the Geological Chart of Bolivia (Choque & García,
1991; Choque et al., 1991; Fernández et al., 1991), which point out
that this unit outcrops from the Caldera River up north, and extends
into Argentine territory under the name of Puncoviscana
40

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
argentino con el nombre de Formación Puncoviscana. Estas rocas
corresponden a un depósito marino de plataforma somera, de
margen pasivo, con influencia costera. Según Araníbar (1979)
constituyen un complejo de aproximadamente 800 m de espesor, de
esquistos cuarcíticos y cuarcitas de muy bajo grado de
metamorfismo; presentan coloración variada, entre gris verdosa a
rojiza. Se encuentran discordantes por debajo de las areniscas de la
Formación Camacho, atribuidas al Cámbrico superior. En la
Argentina, las rocas equivalentes a la Formación San Cristóbal son
consideradas de edad cámbrica inferior. No son fosilíferas; la edad
de esta unidad está definida como anterior a la del plutón Cañaní
(Turner, 1964) del Cámbrico medio (519-534 Ma, Bachmann et al.,
1987). Estos granitoides son conocidos en Bolivia como
Granodiorita Condado.
En la región del Chapare cochabambino, en la parte central de la
Cordillera Oriental, existe otro afloramiento de rocas de muy bajo
grado de metamorfismo y de naturaleza semejante a las del sur.
Esta unidad fue denomina Formación Putintiri (Brockmann et al. ,
1972), corresponde a la secuencia inferior del Grupo Limbo (Fig.
3.2). Los mejores afloramientos de esta unidad pueden observarse
en la carretera entre Cochabamba y Villa Tunari, comprenden una
asociación de diferentes litologías, desde areniscas basales a rocas
evaporíticas, cuerpos dolomíticos, fangolitas y paquetes calcáreos.
La Formación Putintiri fue depositada en un ambiente marino de
plataforma somera, con influencia costera y deltaica, en cuenca de
margen pasivo. Esta unidad no es fosilífera y es atribuida al
Cámbrico inferior por su posición estratigráfica y por correlación
litológica con las formaciones San Cristóbal y Puncoviscana del
sur, y la Formación Murciélago del Cratón de Guaporé al este.
Por encima de las rocas evaporítico-calcáreas se desarrolla la
Formación Avispas (Brockmann et al., 1972). Esta unidad está
compuesta en la base por fangolitas litificadas de color verde, que
hacia los términos superiores se intercalan progresivamente con
una potente secuencia diamictitico-conglomerádica, compuesta por
una variedad de clastos, de hasta 90 cm de diámetro, provenientes
de las rocas subyacentes y principalmente de un cercano basamento
metamórfico (neiss, migmatita, granito..). Por sectores estos
bloques se presentan como clastos aislados (dropstones) caídos en
las diamictitas, provenientes glaciales marginales de tipo alpino.
Culmina la secuencia con niveles lenticulares de fangolitas y
cuarcitas. La edad del Grupo Limbo no esta claramente definida.
Formation. These rocks pertain to a shallow shelf sea deposit, with
passive margin and coastal influence. According to Araníbar
(1979), they constitute an approximately 800 m thick complex of
quartzitic schists and quartzites of very low grade metamorphism;
they display a variety of colors, between greenish gray and reddish.
They are unconformingly underneath the sandstones of the
Camacho Formation, attributed to the Upper Cambrian. In Argentina,
the rocks equivalent to the San Cristóbal Formation are
considered to be of Lower Cambrian age. They are not fossiliferous;
this unit’s age is defined as prior to that of the Cañaní
pluton (Turner, 1964) of the Middle Cambrian (519-534 Ma,
Bachmann et al., 1987). These granitoids are known in Bolivia as
the Condado Granodiorite.
In the region of Cochabamba’s Chapare, in the central part of the
Eastern Cordillera, there is another outcrop of rocks of very low
metamorphic grade and similar in nature to those in the south. This
unit was called Putintiri Formation (Brockmann et al., 1972), and
pertains to the lower sequence of the Limbo Group (Fig. 3.2). This
unit’s best outcrops can be seen on the highway between
Cochabamba and Villa Tunari, and they comprise an association of
different lithologies, ranging between basal sandstones to
evaporitic rocks, dolomitic bodies, mudstones, and calcareous
packages. The Putintiri Formation was deposited in a shallow shelf
marine environment, with coastal and deltaic influence, in a passive
margin basin. This unit is not fossiliferous, and is attributed to the
Lower Cambrian due to its stratigraphic position and by
lithological correlation to the the San Cristóbal and Puncoviscana
formations of the south, and the Murciélago Formation of the
Guaporé Craton, to the east.
The Avispas Formation (Brockmann et al., 1972) develops above
evaporitic-calcareous rocks. This unit is composed in the base of
green lithified mudstones, that progresively interbedding through
the upper terms, with a thick diamictitic-conglomerate sequence,
consisting of several kinds of boulders, reaching 3 feet in diameter,
that belong to previous rocks and mainly from a near metamorphic
basement (gneiss, migmatite, granite..). In some sectors, these
blocks are shown as dropstones fallen over diamictites, that came
from marginal glaciers of alpine type. The sequence ends with
lenticular levels of mudstones and quarzites. The age of the Limbo
Group is not precisely established yet.
Ciclo Tacsariano
Sedimentos atribuidos al Cámbrico superior y al Ordovícico
inferior están muy bien desarrollados en la Cordillera Oriental Sur,
desde la frontera con la Argentina hasta la latitud de Culpina, en el
Departamento de Chuquisaca. En la región central, área del
Chapare (Cochabamba), la unidad superior del Grupo Limbo
(Formación Avispas), es atribuida al Cámbrico superior (y
Ordovícico inferior ?) por su litología y posición estratigráfica.
En los sectores central y norte de la Cordillera Oriental, el Ciclo
Tacasariano está representado por rocas del Ordovícico medio y
superior.
Tacsarian Cycle
The sediments attributed to the Upper Cambrian and Lower
Ordovician are well developed in the South Eastern Cordillera,
from the Argentine border to the Culpina latitude, in the Department
of Chuquisaca. In the central region, the Chapare area
(Cochabamba), the upper unit of the Limbo Group (Avispas
Formation) is attributed to the Upper Cambrian (and Lower
Ordovician?) due to its lithology and stratigraphic position.
In the central and northern sectors of the Eastern Cordillera, the
Tacsarian Cycle is represented by Middle and Upper Ordovician
rocks.
41

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Cordillera Oriental Sur
La mayor parte de los afloramientos del sector sur de la Cordillera
Oriental corresponden a rocas del ciclo Tacsariano. Erdtmann et al.
(1995) subdividieron esta región en tres segmentos que, de oeste a
este, denominaron Atocha, Mochará y Yunchará. Según estos
autores el "Segmento Atocha" se caracteriza por presentar una
secuencia caradociana, el "Segmento Mochará", separado del
anterior por la falla de Tocloca, está constituido por afloramientos
del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano inferior),
finalmente el "Segmento Yunchará", separado del anterior por la
falla Camargo-Tojo, se caracteriza por presentar afloramientos
también del Ordovícico inferior (Tremadociano a Arenigiano
medio). Como complemento a esta subdivisión se acota que, a
diferencia con los otros sectores, en el segmento Yunchará se
presentan afloramientos del Ciclo Brasiliano y del Cámbrico
superior.
En el extremo sur del país, en el sector perteneciente al segmento
Yunchará, aflora una espesa secuencia arenosa del Cámbrico
superior, de más de 1200 metros de espesor, desarrollada en un
ambiente marino de plataforma somera, con influencia costera, y
depositada en una cuenca intracratónica.
En Bolivia y Argentina se diferenciaron tres unidades litológicas.
En Bolivia, en las nacientes del Río Camacho, y en el perfil de
Rosario-Rejará, regiones situadas al oeste de Padcaya, fueron
diferenciadas, de base a tope, las formaciones Camacho,
Torohuayco y Sama. En la Argentina fueron agrupadas bajo el
nombre de Grupo Mesón.
La unidad basal, la Formación Camacho (López-Murillo, 1978),
sobreyace discordantemente a las rocas de la Formación San
Cristobal. Esta unidad está constituida por una secuencia
continental integrada principalmente por un conglomerado basal
polimíctico, areniscas arcósicas conglomerádicas y areniscas
cuarcíticas.
Por encima continúan de forma concordante las areniscas y lutitas
bioturbadas de la Formación Torohuayco (Rivas et al., 1969).
Formada por areniscas cuarcíticas de tonos rosados y morados. En
la unidad equivalente del norte argentino se encontraron huellas de
vermes; por intemperismo producen decoloraciones que dan un
aspecto particular a esta unidad.
Culmina la secuencia con las areniscas cuarcíticas de tonos
blanquecinos, rosados y verdosos de la Formación Sama (Ahlfeld
& Branisa, 1960), que tienen un desarrollo areal más extenso que
las anteriores unidades. Esta unidad está bien desarrollada en las
serranías de Yunchará y Tacsara; por lo general tiene un espesor
que sobrepasa los 400 m. La presencia de Scolithos y otras huellas
producidas por vermes, constituye la única evidencia de actividad
biológica en esta unidad.
Western Cordillera South
Most of the outcrops of the Eastern Cordillera’s southern sector
pertain to rocks of the Tacsarian Cycle. Erdtmann et al. (1995)
subdivided this region in three segments which, from west to east,
they called Atocha, Mochará and Yunchará. According to these
authors, the “Atocha Segment” features a Caradocian sequence; the
“Mochará Segment,” separated from the former by the Tocloca
Fault, is made up by Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to
Lower Arenigian); and finally, the “Yunchará Segment,” separated
from the preceding one by the Camargo-Tojo Fault, also features
Lower Ordovician outcrops (Tremadocian to Middle Arenigian).
Complementing this subdivision, it must be mentioned that
contrary to the other sectors, there are Brazilian Cycle and Upper
Cambrian outcrops in the Yunchará segment.
In the southern end of the country, a thick arenaceous sequence of
the Upper Cambrian outcrops in sector belonging to the Yunchará
segment. It has a thickness of over 1,200 m. It developed in a
shallow shelf marine environment, with coastal influence, and was
deposited in a intracratonic basin.
In Bolivia and Argentina, three lithological units were distinguished.
In Bolivia, in the headwaters of the Camacho River and at the
Rosario-Rejará profile, regions located to the west of Padcaya,
from base to top, the Camacho, Torohuayco and Sama formations
were distinguished. In Argentina they were grouped under the
name of Mesón Group.
The basal unit, the Camacho Formation (López-Murillo, 1978),
lies in unconformity over the rocks of the San Cristóbal Formation.
This unit is constituted by a continental sequence made up mainly
by a polymictic basal conglomerate, conglomeradic arkosic sandstones,
and quartzitic sandstones.
In conformity, the sandstones and bioturbated shale of the
Torohuayco Formation (Rivas et al., 1969) go on. This formation
is made up by quartzitic sandstones of pink and purple hues. In the
unit equivalent to northern Argentina, wormprints were found.
Decoloration occurs from weathering, giving this unit a peculiar
appearance.
The sequence ends with the whitish, pink and greenish quartzitic
sandstones of the Sama Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960),
which have a more extensive area development than the preceding
units. This unit is well developed in the Yunchará and Tacsara
ridges; generally, it has a thickness exceeding 400 m. The presence
of Scolithos and other prints produced by worms constitute the only
evidence of biological activity in this unit.
42

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
EDAD
ASHGILLIANO
CARADOCIANO
LLANVIRNIANO
SEGMENTO
ATOCHA SEGMENTO MOCHARA SEGMENTO YUNCHARA
ATOCHA JURCUMA MOCHARA TARAYA CULPINA TACSARA
Tapial B
Tapial A
Kollpani
Angosto
Marquina
Jurcuma
ARENIGIANO
Pircancha
Pircancha
Sella
Agua y Toro
Agua y Toro
Jaricas
HUNNEBERGIANO
Abra Negra
Obispo
Obispo
TREMADOCIANO
Taraya
Cieneguillas
Cieneguillas
Iscayachi
Iscayachi
CAMBRICO SUP. Sama Sama Sama
Fig. 3.1 Correlación estratigráfica de rocas del Ciclo Tacsariano en la Cordillera Oriental Sur
Stratigraphic correlation chart of theTacsarian Cycle rocks in the south of Eastern Cordillera.
Los sedimentos más septentrionales de la Formación Sama están
expuestos al SE de la localidad de Culpina. Corresponden a dos
pequeños afloramientos sobre los ríos Rumi Cruz y La Cueva. Los
más occidentales afloran en el núcleo del Anticlinal de Taraya.
Ninguna de las tres formaciones del Cámbrico superior, descritas
líneas arriba proporcionó restos fósiles en Bolivia. La edad
cámbrica superior, atribuida a esta secuencias, fue establecida por
la posición estratigráfica que ocupa, así como por la identificación
de algunos géneros de ichnitas diagnósticas encontradas en
territorio argentino.
Transicionalmente por encima de esta última unidad se desarrolla
una potente secuencia marina de plataforma, depositada en una
cuenca intracratónica. La serie es predominantemente pelítica y es
atribuida al Ordovícico inferior. Desde el Cámbrico superior hasta
el Ordovícico inferior las condiciones tectónicas de la cuenca
fueron distensivas a gran escala (Rossling & Ballón, 1996).
Esta sucesión se inicia, en el sector oriental de la cuenca, con
limolitas gris verdosas pertenecientes a la Formación Iscayachi
(Rivas et al. , 1969). Esta unidad está sobrepuesta por una potente
secuencia de lutitas y limolitas de color ceniza, denominadas
Formación Cieneguillas (Rivas et al. , 1969). Estas dos unidades se
caracterizan por una abundante fauna de trilobites, graptolitos,
The northernmost sediments of the Sama Formation are exposed
SE of the Culpina locality. They refer to two small outcrops over
the Rumi Cruz and La Cueva rivers. The westernmost sediments
outcrop in the Taraya Anticline core.
None of the three Upper Cambrian formations described above
provided fossil remanents in Bolivia. The Upper Cambrian age
attributed to these sequences was established by the stratigraphic
position it occupies, as well as by the identification of some
diagnostic ichnite genera found in Argentine territory.
Deposited in an intracratonic basin, a powerful shelf sea sequence
develops transitionally over the preceding unit. The series is
predominantly pellitic and is attributed to the Lower Ordovician.
The basin’s tectonic conditions were large-scale distensive
(Rossling & Ballón, 1996).
This succession starts in the basin’s eastern sector with greenish
gray silt belonging to the Iscayachi Formation (Rivas et al., 1969).
This unit is overlain by a powerful ash colored shale and silt
sequence, called the Cieneguillas Formation (Rivas et al., 1969).
These two units feature abundant fauna including trilobites,
graptolites. brachiopods, mollusks, echinoderms and other fossil
43

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
braquiópodos, moluscos, equinodermos y otros grupos fósiles,
pertenecientes a las zonas de Neoparabolina argentina, Kainella
meridionalis y Rhabdinopora tarijensis, del Tremadociano inferior.
Las rocas del Tremadociano inferior en el borde occidental del
Segmento de Yunchara tienen un débil metamorfismo regional,
están constituidas en su mayor parte por pizarras y lutitas gris
oscuras a negras, con subordinadas intercalaciones de areniscas.
Estas rocas fueron denominadas Formación Taraya (Suárez-
Soruco, 1970), y afloran en la región de Salitre en la frontera con la
Argentina, y más al norte en la Quebrada de Taraya en el departamento
de Chuquisaca (Suárez-Soruco, op. cit.). Estas rocas son
muy ricas en trilobites ptychopáridos y agnostidos; están también
presentes colonias graptolitos del género Rhabdinopora. En este
sector la secuencia está cubierta por sedimentos cretácicos.
La secuencia prosigue, hacia la región de Chaupiuno, con las
formaciones Obispo, Agua y Toro y Pircancha, depositadas de
forma continua al oeste de Iscayachi. La Formación Obispo
(Steinmann & Hoek, 1912) constituye una unidad predominantemente
pelítica, con limolitas y lutitas gris oscuras.
Culmina la secuencia tacsariana con el conjunto formado por las
formaciones Agua y Toro y Pircancha, definidas también por
Rivas et al. (1969) al WNW de Iscayachi. La sucesión está
constituida por una monótona alternancia de limolitas, lutitas gris
verdosas a amarillentas, y bancos de areniscas, en las que es
frecuente la presencia de graptolitos, y en menor número, trilobites
y braquiópodos del Ordovícico inferior. Esta secuencia está cortada
hacia el sinclinal de Camargo por la discordancia erosiva del
Cretácico superior.
Al este del Cabalgamiento Andino Principal aflora la Formación
Sella (Justiniano, 1972) representada por dos miembros: el inferior
constituido por una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas, de
color gris oscuro a verde amarillento que contienen abundantes
restos fósiles de graptolitos, braquiópodos y moluscos. El miembro
superior está integrado por una potente secuencia mayormente
arenosa que está discordantemente sobrepuesta por las diamictitas
de la Formación Cancañiri. En esta formación se recolectaron
Cruziana rugosa, C. goldfussii y C. roualti, y otros graptolitos del
Arenigiano, así como el trilobite Incaia (?) sp., y los ostrácodos
Quadrilobella simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?)
angustiolobata y Parapyxion (?) n. sp. (Pribyl, 1984).
En la parte central, Segmento de Mochará, han sido reconocidas
dos secuencias, al oeste la Formación Jurcuma, y al este las
formaciones Abra Negra, Agua y Toro, y Pircancha, que fueron
depositadas entre el Hunnebergiano y el Llanvirniano basal.
(Erdtmann & Suárez, 1999). La formaciones Jurcuma y Abra
Negra aún no han sido debidamente formalizadas.
Finalmente, en el extremo oeste de la Cuenca Tacsariana, se define
el Segmento Atocha ubicado entre Tupiza y San Vicente. Erdtmann
et al. (1995) y Müller et al. (1996) reportaron el hallazgo de
graptolitos caradocianos (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus
sp., Dicranograptus sp. y Orthograptus calcaratus) en una potente
secuencia de más de 5.400 m. Esta potente secuencia, mayormente
turbidítica, con abundantes estructuras de deslizamiento en la parte
superior, fue dividida, de base a tope, en cinco unidades
Marquina Angosto Kollpani Tapial A Tapial
groups belonging to the Lower Tremadocian Neoparabolina
argentina, Kainella meridionalis y Rhabdinopora tarijensis
biozones.
The Lower Tremadocian rocks on the western border of the
Yunchará Segment have a weak regional metamorphism, and are
made up mainly by slates and dark gray to black shale, with
subordinate sandstone interbedding. These rocks were called
Taraya Formation (Suárez-Soruco, 1970), and outcrop in the
Salitre region of the border with Argentina, and further north at the
Taraya gorge in the Department of Chuquisaca (Suárez-Soruco, op.
cit.). These rocks are very rich in ptychoparid and agnostid
trilobites; graptolite colonies of the Rhabdinopora genus are also
present. In this sector, the ordovician sequence is covered by
Cretaceous sediments.
The sequence continues towards the Chaupiuno region with the
Obispo, Agua y Toro and Pircancha formations, which were
deposited continuously to the west of Iscayachi. The Obispo
Formation (Steinmann & Hoek, 1912) constitutes a predominantly
pellitic unit, with silt and dark gray shale.
The Tacsarian sequence ends with a set made up by the Agua y
Toro and Pircancha formations, also defined by Rivas et al.
(1969) to the WNW of Iscayachi. The succession is made up by a
monotonous alternation of silt, greenish to yellowish gray shale,
and sandstone banks, in which the presence of graptolites, and
Lower Ordovician trilobites and brachiopods in lesser number, is
common. Close to the Camargo syncline, this sequence is cut by
the erosive unconformity of the Upper Cretaceous.
East of the Main Andean Thrust outcrops the Sella Formation
(Justiniano, 1972), which is represented by two members: the lower
member, made up by interbedding of sandstones, silt and shale,
dark gray to yellowish green in color, and containing plenty of
fossil remanents including graptolites, brachiopods, and mollusks.
The upper member is made up by a powerful mostly arenaceous
sequence which lies in unconformity under the diamictites of the
Cancañiri Formation. Cruziana rugosa, C. goldfussii and C.
roualti, and other Arenigian graptolites were collected in this
formation, as well as Incaia (?) sp. trilobite and the Quadrilobella
simplicata, Haploprimitia (?) n. sp. Sibirtella (?) angustiolobata y
Parapyxion (?) n. sp. ostracodes (Pribyl, 1984).
In the central part, the Mochará Segment, two sequences have been
recognized: to the west, the Jurcuma Formationa, and to the east,
the Abra Negra, Agua y Toro and Pircancha formations, which
were deposited between the Hunnebergian and the Basal
Llanvirnian (Erdtmann & Suárez, 1999). The Jurcuma and Abra
Negra formations have yet to be duly formalized.
Finally, in the western end of the Tacsarian Basin, the Atocha
Segment, located between Tupiza and San Vicente, is defined.
Erdtmann et al. (1995) and Müller et al. (1996) reported the finding
of Caradocian graptolites (Nemagraptus gracilis, Dicellograptus
sp., Dicranograptus sp. and Orthograptus calcaratus) in a
powerful sequence of more than 5,400 m. From base to top, this
mostly turbiditic powerful sequence, with abundant slip structures
on the top, was divided in five units called Marquina, Angosto,
Kollpani Tapial A Tapial B
44

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
denominadas Marquina, Angosto, Kollpani, Tapial A y Tapial
B. Esta división podría en el futuro corresponder a unidades
formacionales, adecuando nombres de las unidades (Erdtmann et
al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).
Cordillera Oriental Central
La relación estratigráfica entre las formaciones Avispas (Ciclo
Brasiliano?) y Capinota (Ciclo Tacsariano) es discutida, existiendo
a la fecha opiniones en sentido de que el contacto sería de tipo
normal transicional, y otra que sostiene que el contacto es tectónico
producido por una falla inversa que elevó el paquete conglomerádico.
Kollpani, Tapial A and Tapial B. In the future, this division
could correspond to formation units, by adjusting the names of the
units (Erdtmann et al., 1995; Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999).
Central Eastern Cordillera
There is still argument on the stratigraphic relation between the
Avispas (Brazilian Cycle?) and Capinota (Tacsarian Cycle). To
date, some argue that the contact is nornal transitional type, while
others claim that contact is tectonic, produced by a reverse fault
that lifted the conglomeradic package.
ASHGILLIANO INF.
FORMACION SAN BENITO
CARADOCIANO
LLANVIRNIANO
GRUPO
COCHABAMBA
FORMACION ANZALDO
FORMACION CAPINOTA
BRASILIANO ?
GRUPO LIMBO
FORMACION AVISPAS
FORMACION PUTINTIRI
Fig. 3.2 Estratigrafía de los grupos Limbo (Brasiliano) y Cochabamba (Tacsariano).
Stratigraphy of the Limbo (Brasilian) and Cochabamba (Tacsarian) groups.
En la parte central de la Cordillera Oriental solo están expuestas
rocas del Ordovícico medio y superior, que corresponden al Grupo
Cochabamba, integrado de base a tope por las formaciones
Capinota, Anzaldo y San Benito.
Las rocas más antiguas de este grupo corresponden a las lutitas y
limolitas de color gris oscuro de la Formación Capinota (Rivas,
1971), cuya base no es visible en la región. Esta unidad fue
depositada durante el Ordovícico medio en un ambiente marino, de
plataforma profunda. Las lutitas de la Formación Capinota tienen
un desarrollo areal extenso, son rocas fosilíferas depositadas en
ambientes marinos relativamente profundos, con un alto contenido
de sulfuros, que actualmente al diluirse con las lluvias, ocasiona un
empobrecimiento de los suelos fértiles del valle cochabambino.
Las unidades del Ordovícico superior son sedimentos marinos más
someros. En la base se disponen areniscas y limolitas de color gris
verdoso a amarillento, con abundantes restos de Cruziana furcifera,
C. rugosa, y restos de braquiópodos inarticulados. Estos
sedimentos constituyen la Formación Anzaldo (Rivas, 1971). En
estas areniscas está presente una abundante fauna de la Zona de
Bistramia elegans asociada a Dignomia boliviana, Sacabambaspis
janvieri, Huemacaspis bistrami y otros fósiles de edad no bien
definida, generalmente atribuida al Caradociano basal. Entre los
palinomorfos han sido citados los acritarcos Villosacapsula?
rosendae–helenae, Veryhachium? sp. y Veryhachium europaeum
(Gagnier et al., 1996).
In the central part of the Eastern Cordillera, only the Middle and
Upper Ordovician rocks are exposed, pertaining to the
Cochabamba Group which, from base to top is made up by the
Capinota, Anzaldo and San Benito formations.
This group’s oldest rocks are dark gray shale and silt from the
Capinota Formation (Rivas, 1971), the base of which is not visible
in the region. This unit was deposited during the Middle
Ordovician, in a deep shelf marine environment. The shale of
Capinota Formation has an extensive area development; the
fossiliferous rocks were deposited in relatively deep marine
environments, with a high sulphur content. Currently, when these
get diluted with rainwater, it causes the fertile soils of the
Cochabamba valley to become poor.
The Upper Ordovician units are shallower marine sediments. At the
base, greenish to yellowish gray sandstones and silt, with abundant
Cruziana furcifera, C. rugosa remanents, as well as inarticulate
brachiopod remanents are laid out. These sediments make up the
Anzaldo Formation (Rivas, 1971). Abundant fuana of the
Bistramia elegans Zone, associated to Dignomia boliviana,
Sacabambaspis janvieri, Huemacaspis bistrami and other fossils of
age not well defined, but generally attributed to the Basal Caradocian,
are present in these sandstones. Among the palinomorphs, the
Villosacapsula? rosendae–helenae, Veryhachium? sp. and
Veryhachium europaeum acritarchs (Gagnier et al., 1996) have
been quoted.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Transicionalmente, estas rocas gradan a ortocuarcitas muy duras,
gris azuladas a blanquecinas, con esporádicos lentes calcáreos.
Corresponden a la Formación San Benito (Ahlfeld & Branisa,
1960), y al igual que la anterior formación, se trata de depósitos de
plataforma somera, pero con mayor influencia costera. Estas rocas
son fosilíferas, especialmente los niveles superiores próximos al
contacto con la Formación Cancañiri, tal como sucede en la
Cordillera del Tunari (Cochabamba) donde se reportaron los
braquiópodos Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp. (Suárez-
Soruco & Benedetto, 1996), y el bivalvo Lyrodesma sp. (Sanchez
& Suárez-Soruco, 1996). Esta fauna corresponde al intervalo
Caradociano tardío – Ashgilliano temprano.
Cordillera Oriental Norte
En el sector septentrional, afloran solamente rocas del Ordovícico
medio y superior, representadas por las formaciones Coroico y
Amutara.
La unidad más antigua de la región, la Formación Coroico (Suárez-
Soruco, 1992), corresponde a una potente secuencia pelítica
depositada en un ambiente marino de plataforma profunda, en una
cuenca de rift. Según Santivañez et al. (1996), la Formación
Coroico está constituída mayormente por lutitas negras, aflora
principalmente en el núcleo de amplias estructuras anticlinales. Sin
embargo, el rasgo característico de estas rocas es la notoria
disminución del tamaño del grano de la base al tope, es decir, en la
base presenta areniscas de grano fino de color gris marrón con
laminación horizontal y que pasan gradualmente hacia el tope a
lutitas negras carbonosas. En estos sedimentos se recolectaron
algunos trilobites, graptolitos y braquiópodos que sugieren una
edad llanvirniana. El pase de la Formación Coroico a la Formación
Amutara es transicional por incremento de los bancos arenosos.
El Ciclo Tacsariano concluye en la Cordillera Oriental Norte, con
una alternancia de areniscas y areniscas cuarcíticas de varios
cientos de metros de espesor, intercaladas con delgados niveles
pelíticos. Estas rocas son consideradas de edad ordovícica superior
y fueron denominadas Formación Amutara (Voges, 1962).
Corresponden a rocas marinas de plataforma profunda depositadas
en una cuenca de antepaís. En estas rocas se encontraron restos de
braquiópodos inarticulados, entre los que sobresale por su
abundancia la especie Dignomia boliviana Emig, 1996.
Más al sur, en algunas localidades en el sector entre Cochabamba y
Oruro, y sobre diferentes niveles de la Formación Amutara, se
desarrolla una secuencia cuspidal del Ciclo Tacsariano denominada
Formación Tokochi (Sempere et al., 1991), y constituida por 50 a
200 m de lutitas negras ricas en materia orgánica y pirita, que
presentan por meteorización un color gris-ceniza característico. En
estas rocas se recolectaron restos de Schizocrania filosa Hall y
cefalópodos. En la región de Lampaya (Cochabamba) se recolectó
una graptofauna de edad ashgilliana (Toro & Salguero, 1996)
Más al noroeste, entre Caranavi y Apolo, continúan los afloramientos
ordovícicos, mayormente en facies pelíticas del
Ordovícico medio (Zona de Didymograptus murchisoni), aunque
conservando por sectores, en los niveles superiores, secuencias con
Transitionally, these rocks grade to very hard orthoquartzites,
blueish gray to whitish in color, with sporadic calcareuos lenses.
They correspond to the San Benito Formation (Ahlfeld & Branisa,
1960), and same as the the preceding formation, these are shallow
shelf deposits, but with greater coastal influence. These rocks are
fossiliferous, particularly the upper levels close to the contact with
the Cancañiri Formation, just like in the Tunari Range (Cochabamba),
where the Drabovinella cf. erratica e Hirnantia? sp.
brachiopods (Suárez-Soruco & Benedetto, 1996), and the
Lyrodesma sp. bivalve (Sanchez & Suárez-Soruco, 1996) were
reported. This fauna pertains to the Late Caradocian–Early
Ashgillian interval.
North Eastern Cordillera
In the northern sector, only Middle and Upper Ordovician rocks,
represented by the Coroico and Amutara formations, outcrop.
The region’s oldest unit, the Coroico Formation (Suárez-Soruco,
1992), refers to a powerful pellitic sequence, deposited in a deep
shelf marine environment in a rift basin. According to Santivañez
et al. (1996), the Coroico Formation is made up mainly by black
shale, and outcrops mainly at the core of wide anticline structures.
Nevertheless, these rocks’ typical feature is the notorious decrease
from base to top in the grain size; that is, the base displays
brownish gray fine grained sandstones with horizontal lamination,
shifting gradually to carbonous black shale towards the top. Some
trilobites, graptolites, and brachiopods, suggesting Llanvirnian age,
were collected in these sediments. The pass from the Coroico
Formation to the Amutara Formation is transitional by the increase
of arenaceous banks.
The Tacsarian Cycle ends at the North Eastern Cordillera with an
alternation of sandstones and quartzitic sandstones of several
hundreds of meters of thickness, interbedded with thin pellitic
levels. These rocks are considered to be of Upper Ordovician age,
and were called the Amutara Formation (Voges, 1962). They
pertain to deep shelf marine rocks, deposited in a foreland basin.
Inarticulate brachiopod remanents were found in these rocks,
standing out for its abundance the species Dignomia boliviana
Emig, 1996.
Further south, in some of the localities in the sector between
Cochabamba and Oruro, a Tacsarian Cycle cuspidal sequence
develops over the different levels of the Amutara Formation. This
sequence is called Tokochi Formation (Sempere et al., 1991), and
is made up by 50 to 200 m of black shale, rich in organic matter
and pyrite, displaying a typical ash gray color due to weathering.
Remanents of Schizocrania filosa Hall and cephalopods were
collected from these rocks. In the Lampaya region (Cochabamba),
graptofauna of Ashgillian age was collected (Toro & Salguero,
1996).
Further northwest, between Caranavi and Apolo, the Ordovician
outcrops continue, mostly with pellitic facies of the Middle
Ordovician (Didymograptus murchisoni Zone), although at the
upper levels, sequences with arenacous interbedding attributed to
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
intercala-ciones arenosas atribuidas al Ordovícico superior. La
fauna recolectada por Nordenskiold, y en particular los graptolitos,
fue estudiada por Bulman (1931). En la actualidad estas secuencias
son incluidas en las formaciones Coroico y Amutara (Suárez &
Díaz, 1996).
Las rocas ordovícicas aflorantes a lo largo y próximos a los
intrusivos de la Cordillera Real, presentan una alteración a metasedimentitas.
Estas rocas fueron diferenciadas por geólogos de
Servicio Geológico de Bolivia (Pérez-Guarachi, com. pers.) en tres
unidades: la primera, de espesor no definido por no conocer su
base, constituida por filitas, esquistos y metalimolitas, gris
negruzcas (Formación Coroico?). La unidad intermedia de 800 a
1000 m de espesor, compuesta por metalimolitas de color verde
olivo, con alteración pardo rojiza, intercaladas con niveles
arenosos, y finalmente la unidad superior, en el núcleo de los
sinclinales, constituida por la intercalación de areniscas cuarcíticas
y capas pelíticas, con un espesor mínimo estimado de 60 a 80 m
(Formación Amutara?). Estas secuencias, al igual que las de la
región de Pata-Apolo, son fosilíferas.
La Fase Oclóyica
Tawackoli et al. (1996) dataron el metamorfismo de dos muestras
foliadas ordovícicas de la Cordillera Oriental Sur, en 310.2 ± 6.5 y
374.8 ± 8.0 Ma. Este hecho, junto a otros argumentos estructurales,
evidencia que la fase Oclóyica, que separa los ciclos Tacsariano y
Cordillerano, no tuvo en Bolivia un importante efecto deformante
sobre las rocas ordovícicas, por cuanto esta acción tectónica se
produjo recién a fines del Ciclo Cordillerano (fase Chiriguana o
eohercínica). Consiguientemente, durante la Fase Oclóyica
aparentemente no se formó un orógeno plegado, ni tuvo la
magnitud atribuida, y correspondió solamente a la formación de un
arco magmático producido en territorio argentino por la colisión de
la placa de Arequipa contra el Macizo Pampeano, como se indicó
en el capítulo de introducción. Esta colisión y consiguiente
subducción ocasionó la intrusión de cuerpos granitoides. En
Bolivia, no hay registros que evidencien esa acción magmática por
cuanto las cuencas del Paleozoico inferior fueron intracratónicas.
Como consecuencia de ese levantamiento, ocurrido a fines del
Ordovícico y/o principios del Silúrico, toda la secuencia inferior
del Ciclo Tacsariano (Cámbrico superior y Ordovícico inferior) fue
dislocada y expuesta en el sur del país y los sedimentos
sobrepuestos, parcialmente consolidados, fueron erodados,
removidos y rellenaron la cuenca de la Formación Cancañiri. Por
este motivo, en la actualidad no están preservados en el área de
Tarija.
Ciclo Cordillerano
Sedimentos del Ciclo Cordillerano están ampliamente distribuidos
en la Faja Plegada de Huarina y en la Faja Andina-Subandina,
desde la frontera con el Perú hasta el límite con la Argentina.
Fueron depositados como relleno de una amplia cuenca intracratónica,
con material procedente del sur y oeste.
Se han diferenciado dos sectores de afloramientos cordilleranos,
ambos con secuencias similares y nominaciones diferentes. Un
sector occidental (o Faja Plegada de Huarina) ubicado al W y SW
the Upper Ordovician are preserved by sectors. The fauna collected
by Nordenskiold, particularly the graptolites, was studied by
Bulman (1931). At present, these sequences are included in the
Coroico and Amutara Formations (Suárez & Díaz, 1996).
The Ordovician rocks outcropping along and next to the Cordillera
Real’s intrusives display a shift to metasedimentites. These rocks
were differentiated by geologists from the Bolivian Geological
Survey (Pérez-Guarachi, personal comm.) in three units: the first -
of undefined thickness since its base is unknown - is made up by
blackish gray phyllites, schists and metasilts (Coroico Formation?).
The 800 to 1000 m thick intermediate unit is made up by olive
green metasilts, with a reddish brown alteration, and interbedded
by arenaceous levels. Finally, the upper unit, located at the
synclines core, is made up by quartzitic sandstone interbedding and
pellitic layers, with a minimum estimated thickness of 60 to 80 m
(Amutara Formation?). Just like those of the Pata-Apolo region,
these sequences are fossiliferous.
The Ocloyic Phase
Tawackoli et al. (1996) dated the metamorphism of two Ordovician
foliated samples from the South Eastern Cordillera at 310.2 ± 6.5 y
374.8 ± 8.0 Ma. Together with the structural arguments, this fact is
evidence that the Ocloyic phase, which separates the Tacsarian and
Cordilleran Cycles, did not have a significant deformation effect
over the Ordovician rocks in Bolivia, since this tectonic action did
not occur until the end of the Cordilleran Cycle (Chiriguano or
eohercynic phase). Consequently, no folded orogen was formed
during the Ocloyic Phase, nor did it have the attributed magnitude,
but it did pertain to the formation of a magmatic arc produced in
Argentine territory by the collision of the Arequipa Plate against
the Pampean Massif, as indicated in the introduction chapter. This
collision, and the ensuing subduction, caused the intrusion of
granitoid bodies. In Bolivia, there are no records attesting to that
magmatic action, since the Lower Paleozoic basins were
intracratonic.
As a result of this uplifting, which took place at the end of the
Ordovician and/or at the beginning of the Silurian, the entire lower
sequence of the Tacsarian Cycle (Upper Cambrian and Lower
Ordovocian) was wrenched and exposed in the southern part of the
country, and the overlying sediments, partially consolidated, were
eroded and mixed, and infilled the Cancañiri Formation’s basin.
Therefore, they are not preserved at present in the Tarija area.
Cordilleran Cycle
The Cordilleran Cycle sediments are widely distributed in the
Huarina Fold Belt and in the Andean – Subandean Belt, from the
Peruvian border to the Argentine border. These sediments were
deposited as infill of a wide intracratonic basin, with material
coming from the south and west.
Two sectors of Cordilleran outcrops have been distinguished, both
with similar sequences and different names: a western sector (or
Huarina Fold Belt), located W and SW of the lineament formed by
47

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
del lineamiento formado por la zona de fallas de la Cordillera Real,
y su prolongación hacia la ciudad de Sucre, y luego hacia el sur a
través de la falla de Tocloca. En este sector están comprendidas las
cuencas de Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana,
Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, y Tica Tica al SW de Potosí.
La secuencia estratigráfica de este sector está representado por las
formaciones Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía y Catavi, para el
Silúrico, y Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho y Grupo Ambo,
para el Devónico y Carbonífero inferior.
El sector oriental (o Faja Andina-Subandina), comprende a los
afloramientos cordilleranos desarrollados al noroeste y este de la
zona de fallas de la Cordillera Real y el lineamiento señalado en el
párrafo anterior, y comprende las cuencas de Aiquile-Vallegrande
en la parte central, y luego con rumbo meridiano las cuencas
Zudañez-Azurduy, Tarija-Padcaya, y las correspondientes al norte
argentino. En este sector se definieron las formaciones Cancañiri,
Kirusillas y Tarabuco, para el Silúrico, y Santa Rosa, Icla,
Huamampampa, Los Monos, Iquiri y Saipurú, para el Devónico y
Carbonífero inferior. Las tres últimas formaciones presentan
escasos y reducidos afloramientos en este sector de la Cordillera
Oriental, pero tienen amplio desarrollo en la región subandina
adyacente.
FAJA PLEGADA
DE HUARINA
the Cordillera Real fault zone and its extension into the city of
Sucre, and later to the south through the Tocloca fault. This sector
includes the Puerto Acosta-Escoma, Península de Copacabana,
Sicasica-Belén, Huanuni-Chayanta, and Tica Tica basins, to the
SW of Potosí. This sector’s stratigraphic sequence is represented
by the Cancañiri, Huanuni, Llallagua, Uncía and Catavi formations,
for the Silurian, and the Vila Vila, Belén, Sicasica, Collpacucho
and Ambo Group formations, for the Devonian and Lower
Carboniferous.
The eastern sector (or Andean-Subandean Belt) comprises the
Cordilleran Cicle outcrops that developed northeast and east of the
Cordillera Real fault zone and the lineament indicated in the
paragraph above. In the central part, it comprises the Aiquile-
Vallegrande basins, and then, towards the meridian, the Zudañez-
Azurduy and Tarija-Padcaya basins, as well as those belonging to
northern Argentina. In this sector, the Cancañiri, Kirusillas and
Tarabuco formations were defined for the Silurian, and the Santa
Rosa, Icla, Huamampampa, Los Monos, Iquiri and Saipurú
formations for the Devonian and Lower Carboniferous. The last
three formations display scarce and reduced outcrops in the Eastern
Cordillera sector, but are widely developed in the adjacent
Subandean region.
FAJA ANDINA-
SUBANDINA
C I C L O C O R D I L L E R A N O
GRUPO AMBO
SAIPURU
IQUIRI
COLLPACUCHO
LOS MONOS
SICASICA
HUAMAMPAMPA
BELEN
ICLA
VILA VILA
SANTA ROSA
CATAVI
TARABUCO
UNCIA
KIRUSILLAS
LLALLAGUA ? ? ?
HUANUNI
CANCAÑIRI
CANCAÑIRI
Fig. 3.3 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Cordillerano en la Cordillera Oriental de Bolivia.
Stratigraphy of the Cordilleran Cycle sediments in the Bolivian Eastern Cordillera.
Faja plegada de Huarina
Los movimientos oclóyicos, relacionados con plutonismo en el
norte argentino, produjeron en el sur del país, como se indicó al
desarrollar el ciclo anterior, dos efectos: primero la elevación de la
secuencia tacsariana, y la consiguiente exposición de rocas cambroordovícicas,
y la formación de una cuenca distensiva asimétrica,
con un sector occidental profundo (cuencas de Chayanta y Tica
Tica de hasta 1500 m de espesor), separado por medio de una
The Huarina Fold Belt
As discussed in the development of the previous cycle, in the south
of the country, the ocloyic movements related to the plutonism in
northern Argentina caused two effects: first, the uplifting of the
Tacsarian Cycle sequence, and the ensuing exposition of the
Cambro-Ordovician rocks, and the formation of an assymmetrical
distensive basin, with a deep western sector (the Chayanta and Tica
Tica basins of up to a 1,500 m thickness), separated from the
48

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
profunda falla normal (lineamiento Cordillera Real–Falla Tocloca)
del sector oriental de plataformas someras ( 20 a 100 m).
El principal relleno de esta cuenca se efectuó con material
procedente de la erosión de los niveles aflorantes de rocas del
Ordovícico y Brasiliano. Este material denudado y acumulado en
una cuenca profunda, formó una secuencia de estratos macizos,
pobremente estratificados, grandes bloques caídos, capas
deslizadas y abundantes clastos de diferentes materiales y
procedencia, que constituye la Formación Cancañiri (Koeberling,
1919). Estas diamictitas desarrollan cuerpos macizos, sin ninguna
estratificación, con cuerpos arenosos deslizados e incorporados en
los sedimentos. Esta unidad se asienta con una discordancia erosiva
regional sobre rocas ordovícicas de distinta edad, desde rocas
tremadocianas y arenigianas al sur, hasta rocas del Ordovícico
superior en la región de Cochabamba (Suárez-Soruco, 1995). En la
región de Independencia – Inquisivi - Milluni las diamictitas
descansan sobre rocas caradocianas. Para el análisis de la edad de
esta unidad debe referirse a lo indicado a continuación, para el
sector de Cochabamba, única región del país con fósiles
diagnósticos. Los mayores espesores de esta formación (sobre los
1000 m) se presentan en las cuencas de Tica Tica y Chayanta.
Las metasedimentitas del Miembro Huanuni (Turneaure, 1960) de
la Formación Cancañiri, alcanzan un espesor máximo de 470 m en
la región de Pulacayo, y hacia el este disminuyen a unos pocos
metros de potencia. Esta unidad de facies de turbiditas asociadas a
procesos de flujo de detritos, es considerada por los geólogos de
Geobol como el miembro superior, localmente metamorfizado, de
la Formación Cancañiri (véanse los mapas de Machacamarca,
Huanuni, Uncía y Challapata). Del perfil de Río Blanco,
Vanguestaine (en Gagnier et al., 1996) describe una asociación de
acritarcos de la zona de Neoveryhachium carminae.
Sobreyaciendo concordantemente a la Formación Cancañiri (y por
amplios sectores del área de Huanuni, sobre el anterior miembro),
se desarrollan los depósitos turbidíticos de la Formación Llallagua
(Koeberling, 1919) constituidos por cuarcitas gris claras a marrones,
areniscas, limolitas y lutitas gris verdosas, diferenciadas en
tres miembros característicos. Estas rocas disminuyen bruscamente
de espesor hacia el este de la cuenca, desde un máximo de 1700 m
en el sector occidental, a unos pocos metros en la parte oriental de
la misma (Sacaca-Chayanta y Pocoata).
De mayor extensión areal, la Formación Uncía (Vargas, 1970) se
sobrepone normalmente a las anteriores. La Formación Uncía está
constituida por sedimentos pelíticos, marinos de plataforma
somera. Si bien no son muy frecuentes, los fósiles diagnósticos de
esta formación corresponden a las zonas de Saetograptus-
Phragmolites-Dualina y Harringtonina, que indican una edad
ludloviana (Suárez-Riglos et al., 1994). Esta unidad es equivalente
a la Formación Kirusillas de la Faja Andina-Subandina. A
diferencia de las anteriores unidades y en general del Ordovícico, a
partir de esta formación adquiere importancia la microflora, su
registro es mayor, tanto en cantidad de ejemplares como en calidad
de la materia orgánica, así como el numero y variedad de especies.
Caracteriza al Ludloviano la asociación palinológica de
Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus.
eastern sector of shallow shelves ( 20 a 100 m) by means of a
normal deep fault (the Cordillera Real lineament-Tocloca Fault).
This basin’s main infill took place with material coming from the
erosion of the Ordovician and Brasilian rocks outcropping levels.
Denudated and accumulated in a deep basin, this material formed a
poorly bedded massive strata sequence, large fallen blocks, slipped
layers and abundant clasts of different materials and origins, which
make up the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919). These
diamictites develop completely unbedded massive bodies with
arenaceous bodies that slipped and got incorporated within these
sediments. This unit is settled in regional erosive unconformity
over Ordovician rocks of different ages, from Tremadocian and
Arenigian to the south, to Upper Ordovician rocks in the
Cochabamba region (Suárez-Soruco, 1995). In the Independencia
–Inquisivi–Milluni region, the diamictites rest upon the Caradocian
rocks. For an age analysis on this unit, reference to the nextmentioned
should be made for the Cochabamba sector, which is the
only region of the country with diagnostic fossils. The major
thickness of this formation (upon the 1000 m) occurs in the Tica
Tica and Chayanta basins.
The metasedimentites of the Huanuni Member (Turneaure, 1960)
of Cancañiri Formation, reach a maximum thickness of 470 m in
the Pulacayo region, and diminish to the east, to a few meters in
thickness. This unit, with facies of turbidites associated to detrital
flow processes, is considered by Geobol geologists to be the locally
metamorphized upper member of the Cancañiri Formation (see the
Machacamarca, Huanuni, Uncía and Challapata maps). From the
Blanco River profile, Vanguestaine (in Gagnier et al., 1996)
describes an acritarc association from the Neoveryhachium
carminae biozone.
Lying in conformity over the Cancañiri Formation (and over wide
sectors of the Huanuni area also over the preceding member),
develop the turbiditic deposits if the Llallagua Formation
(Koeberling, 1919), made up by light gray to brown quartzites,
sandstones, silt, and greenish gray shale, all differentiated in the
three typical members. In the western sector, the thickness of these
rocks decreases abruptly from a maximum of 1,700 m towards the
east of the basin, to a few meters in the eastern part of the basin
(Sacaca-Chayanta and Pocoata).
With a larger areal extension, the Uncía Formation (Vargas, 1970)
normally lies over the former. The Uncía Formation is made up by
shallow shelf marine pellitic sediments. Although not very
common, this formation’s diagnostic fossils pertain to the
Saetograptus-Phragmolites-Dualina and Harringtonina zones,
which indicate a Ludlovian age (Suárez-Riglos et al., 1994). This
unit is equivalent to the Kirusillas Formation of the Andean-
Subandean Belt. Contrary to the preceding and generally
Ordovician units, starting with this formation, the microflora gains
importance. There is more evidence of its presence, both in number
of samples and in quality of the organic matter, as well as in the
number and variety of the species. The palynological
Neoveryhachium carminae – Ambitisporites avitus association is
typical of the Ludlowian age.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Gradacionalmente, hacia el tope son más frecuentes las
intercalaciones arenosas, y con el primer banco importante de
arenisca, generalmente portador del braquiópodo Clarkeia
antisiensis, se inicia la Formación Catavi (Koeberling, 1919),
depositada durante el Silúrico superior (Pridoliano) en una
plataforma somera con influencia costera. Como se indicó líneas
arriba, en esta unidad está presente Clarkeia que es un fósil guía de
la asociación integrada además por especies de los géneros
Heterorthella y Harringtonina, entre los más importantes. Otros
géneros diagnósticos de esta unidad son Kazachstania y
Andinacaste. En Huacani-Condo, la Formación Catavi presenta la
asociación palinológica de Pterochitina pterivelata y Urochitina
urna (Liachenko en Limachi et al., 1996). Esta unidad es
equivalente de la Formación Tarabuco del sector oriental.
En el sector occidental, sobre todo en el borde de la Cordillera Real
(Yani - Huayna Potosí), las rocas cordilleranas fueron sometidas a
un proceso de metamorfismo dinamotérmico originando una
aureola metamórfica. Este metamorfismo afectó a los sedimentos
de las formaciones Catavi, Uncía y Cancañiri, e incluso a rocas
ordovícicas de la región: formaciones Coroico y Amutara. (Pérez-
Guarachi, 1980). A este conjunto de rocas alteradas por el
metamorfismo, Kozlowski (1923) denominó "Pizarras de la
Cordillera Real".
En algunas localidades, la Formación Catavi concluye con un
horizonte pelítico denominado Ventilla por Koeberling (1919).
Este nivel es atribuido a la base del Devónico. Sin embargo, lo más
frecuente es que este horizonte no esté presente y que la secuencia
continúe de forma transicional con la Formación Vila Vila (Fricke
et al., 1964), constituida por areniscas rosadas entrecruzadas, de
ambiente costero a deltaico. Debido a su proximidad a la costa, es
muy reducida la presencia de restos de invertebrados fósiles. No
obstante, se recolectaron, especialmente en los niveles superiores
de la unidad, Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae y
Australocoelia intermedia, fósiles malvinocáfricos endémicos que
corresponden a la base del Devónico. Más frecuente es la presencia
de briznas vegetales de plantas vasculares primitivas atribuidas al
género Rhynia.
Prosiguen sedimentos de relativa mayor profundidad,
inframareicos, y por lo tanto con mayor contenido fosilífero que la
anterior. Este depósito se realizó en un ambiente marino de
plataforma somera a profunda que caracteriza a la mayor parte del
Ciclo Cordillerano. Estas rocas corresponden a la Formación Belén
(Fricke et al., 1964), unidad que junto con la superpuesta
Formación Sicasica, sirve de referencia para el estudio de la fauna
de invertebrados malvinocáfricos. La Cuarcita Condoriquiña divide
a la Formación Belén en dos miembros, y concluye con la Cuarcita
Cruz Loma en la base de la Formación Sicasica. El miembro
superior de la Formación Belén tiene una mayor influencia costera
y deltaica, hecho que se refleja en la naturaleza de la fauna fósil
presente. La biozona inferior se caracteriza por la presencia de
Scaphiocoelia boliviensis. En cambio, la superior por la biozona
asociada a Conularia quichua, en la que sobresalen por su
abundancia Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata.
Continúa normalmente la secuencia con la Formación Sicasica
(Kozlowski, 1923), con la Cuarcita Cruz Loma en la base, que la
separa de la anterior formación. Los sedimentos de esta unidad
Gradationally, arenaceous interbedding is more frequent towards
the top. The Catavi Formation (Koeberling, 1919) starts with the
first important sandstone bank, generally carrier of the Clarkeia
antisiensis brachiopod. This formation was deposited during the
upper Silurian (Pridolian) in a shallow shelf with coastal influence.
As indicated above, present in this unit is Clarkeia, a guide fossil
of the association also made up by species of the Heterorthella and
Harringtonina genera, among the most important. Other diagnostic
genera in this unit include the Kazachstania and Andinacaste. In
Huacani-Condo, the Catavi Formation presents the Pterochitina
pterivelata and Urochitina urna palinological association
(Liachenko in Limachi et al., 1996). This unit is equivalent to the
Tarabuco Formation of the eastern sector.
In the western sector, over the entire border of the Cordillera Real
(Yani – Huayna Potosí), the cordilleran rocks were subjected to a
dynamothermal metamorphic process, producing a metamorphic
aureole. This metamorphism affected the sediments of the Catavi,
Uncía and Cancañiri formations, and even the Ordovician rocks in
the region: the Coroico and Amutara formations (Pérez-Guarachi,
1980). This set of rocks altered by metamorphism was called
“Cordillera Real Slates” by Kozlowski (1923).
In some localities, the Catavi Formation ends with a pellitic
horizon called Ventilla by Koeberling (1919). This level is
attributed to the base of the Devonian. However, the absence of this
horizon is most frequent, and the sequence continues transitionally
with the Vila Vila Formation (Fricke et al., 1964). This formation
is made up by crossbedded sandstones from a coastal to deltaic
environment. Due to its proximity to the coast, the presence of
fossil invertebrate remanents is reduced. Nonetheless,
Proboscidina arcei, Sanjuanetes dalenzae and Australocoelia
intermedia, which are endemic Malvinokaffric fossils
corresponding to the base of the Devonian, were collected
particularly in the upper levels of this unit. Attributed to the Rhynia
genus, the presence of plant fragments from primitive vascular
plants is frequent.
Continuing are infratidal sediments of relative greater depth, and
therefore, with a greater fossiliferous content than the preceding
one. This deposit occured in a shallow to deep shelf marine
environment which is typical of most of the Cordilleran Cycle.
These rocks pertain to the Belén Formation (Fricke et al., 1964), a
unit that together with the overlying Sicasica Formation, serves as
reference for the study of Malvinokaffric invertebrate fauna. The
Condoriquiña Quartzite splits the Belén Formation into two
members, and ends with the Cruz Loma Quartzite at the base of the
Sicasica Formation. The upper member of the Belén Formation has
greater coastal and deltaic influence, a fact that reflects the nature
of the present fossil fauna. The lower biozone features the presence
of Scaphiocoelia boliviensis. The upper, in turn, features the
biozone associated to Conularia quichua, in which Australospirifer
hawkinsi and Australocoelia palmata stand out for their abundance.
The sequence of the Sicasica Formation (Kozlowski, 1923),
continues normally with the Cruz Loma Quartzite at the base,
which separates it from the previous formation. This unit’s
50

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
reflejan también un ambiente marino costero, de plataforma
somera. Caracterizan a esta unidad especies de la zona de Dipleura
dekayi boliviensis, del Devónico medio.
Cubriendo a las areniscas de la Formación Sicasica, se inicia una
secuencia estrato y grano creciente, la Formación Collpacucho
(Fricke et al., 1964), depositada en el mismo ambiente marino que
las anteriores. Esta formación está dividida por la Arenisca Santari
(Givetiano/Frasniano) en dos miembros, el inferior de alrededor de
500 m de lutitas y limolitas, intercaladas por areniscas, y un
miembro superior de aproximadamente 700 m, de sedimentos de
mayor tamaño de grano, constituidos en su mayoría por areniscas y
limolitas. Los sedimentos por lo general no son fosilíferos. Fueron
recolectados sin embargo restos de goniatites y de peces artrodiros.
Esta unidad fue depositada del Givetiano al Fameniano.
En la parte central, región de Sicasica-Belén, la Formación
Collpacucho está cubierta discordantemente por depósitos
cretácicos y cenozoicos, pero en el área de influencia del Lago
Titicaca sobreyace de forma normal, o con discordancia erosiva, la
secuencia del Grupo Ambo (Newell et al., 1949), que reune a las
formaciones Cumaná, Kasa y Siripaca, con un registro que se inicia
en el Devónico más alto (Fameniano) y concluye en el Carbonífero
inferior (Serpukhoviano). El Grupo Ambo se depositó en una
plataforma siliciclástica somera dominada por el oleaje y las
tormentas (Díaz-Martínez, 1991)
La parte alta del Ciclo Cordillerano en la región del Lago Titicaca,
fue dividida por Ascarrunz & Radelli (1964) en dos unidades, las
formaciones Cumaná y Kasa. Posteriormente, Díaz-Martínez
(1991) separó la Formación Kasa, de los autores señalados, en dos
unidades, manteniendo el nombre de Formación Kasa para la parte
inferior, y denominando Formación Siripaca a la parte superior,
que contiene carbones y areniscas, con la flora de Nothorhacopteris
- Triphyllopteris.
Este depósito se inicia en aparente continuidad sobre la Formación
Collpacucho, con las diamictitas, areniscas y conglomerados de la
Formación Cumaná (Ascarrunz & Radelli, 1964), en las que es
frecuente observar bloques resedimentados y clastos con abrasión
glaciar (Díaz, 1991), posiblemente relacionada a una actividad
tectónica sinsedimentaria (Díaz et al., 1996). Esta unidad puede
alcanzar los 300 metros de espesor. De los sedimentos de esta
formación solo se recuperaron palinomorfos fameniano–
tournaisianos característicos de la zona de Retispora lepidophyta –
Umbellasphaeridium saharicum (Vavrdová et al., 1991).
De forma continua y concordante prosiguen las areniscas y lutitas,
con intercalación menor de diamictitas, de la Formación Kasa
(Ascarrunz & Radelli, 1964), que corresponde a un depósito
marino de plataforma somera con evidencias de resedimentación.
Esta secuencia pertenece a un ambiente de progradación deltaica
(Díaz-Martínez, 1991). Estos sedimentos se acumularon durante el
Tournaisiano y Viseano inferior.
Díaz-Martínez (1991) separó de la Formación Kasa, en el sentido
de Ascarrunz & Radelli (1964), la parte superior clástica con capas
de carbón y restos vegetales, como Formación Siripaca,
considerando que corresponde a otro ambiente sedimentario, con
mayor influencia continental, transicional deltaico y fluvial. Los
sediments also reflect a shallow shelf coastal marine environment.
This unit features species from the Middle Devonian Dipleura
dekayi boliviensis zone.
Covering the sandstones of the Sicasica Formation, begins a
downward fining and upward coarsening sequence, the
Collpacucho Formation (Fricke et al., 1964), which was deposited
in the same marine environment as the preceding formations. This
formation is divided into two members by the Santari Sandstone
(Givetian/Frasnian): the lower member, with about 500 m of shale
and silt, interbedded by sandstones, and an upper member with
approximately 700 m of larger grain sediments, made up mostly by
sandstones and silt. Generally, the sediments are non-fossiliferous.
However, goniatitids and arthrodira fish remanents were collected.
This unit was deposited from the Givetian to the Famennian.
In the central part, in the Sicasica-Belén region, the Collpacucho
Formation is covered in unconformity by Cretaceous and Cenozoic
deposits; in the Lake Titicaca influence area, however, the Ambo
Group (Newell et al., 1949) sequence overlays in normal way, or
with erosive unconformity, assembling the Cumaná, Kasa, and
Siripaca formations, with records starting in the uppermost
Devonian (Famennian) and ending in the Lower Carboniferous
(Serpukhovian). The Ambo Group was deposited in a shallow
siliciclastic shelf, dominated by the waves and storms (Díaz-
Martínez, 1991).
In the Lake Titicaca region, the highest part of the Cordilleran
Cycle was divided by Ascarrunz & Radelli (1964) into two units:
the Cumaná and Kasa formations. Later on, Díaz-Martínez (1991)
split the Kasa Formation, of the authors quoted above, into two
units, keeping the name of Kasa Formation for the lower part, and
calling the upper part Siripaca Formation. The latter formation
contains coals and sandstones with Nothorhacopteris-
Triphyllopteris flora.
This deposit starts with apparent continuity over the Collpacucho
Formation, with the diamictites, sandstones and conglomerates of
the Cumaná Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964), where resedimented
blocks and clasts with glacier abbrassion (Díaz, 1991)
are frequently observed, possibly related to a syn-sedimentary
tectonic activity (Díaz et al., 1996). This unit can reach a thickness
of 300 meters. Only typical Famennian-Tournaisian palynomorphs
of the Retispora lepidophyta – Umbellasphaeridium saharicum
Zone (Vavrdová et al., 1991) were recovered from this formation’s
sediments.
Continuously and in conformity, the sandstones and shale of the
Kasa Formation (Ascarrunz & Radelli, 1964) follow, with minor
diamictite interbedding, and corresponding to a shallow shelf
marine environment with evidence of re-sedimentation. This
sequence pertains to a deltaic progradation environment (Díaz-
Martínez, 1991). These sediments were accumulated during the
Tournaisian and Lower Visean.
Díaz-Martínez (1991) split from the Kasa Formation, in the sense
as Ascarrunz & Radelli (1964), the upper clastic part with coal
layers and plant remanents, as Siripaca Formation, considering
that it pertains to another sedimentary environment, one with
greater continental, transitional, deltaic and fluvial influence. This
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
niveles carbonosos de esta unidad son portadores de restos de
plantas como Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-
Soruco, “Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites
sp., Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium
(Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf.
Tomiodendron sp., y restos de caules y fructificaciones de licófitas,
así como fructificaciones de esfenófitas y pteridospermófitas, hojas
de pteridófilas, asociación florística característica del Viseano
superior - Serpukhoviano inferior. Las especies vegetales de este
bosque del Carbonífero inferior tienen una estrecha relación con la
Flora de Paracas del Perú y de Paranaiba de Brasil. (Iannuzzi et al.,
1998,a, b)
Faja Andina-Subandina
El borde oriental de la Cordillera Oriental y del Interandino, tanto
en la parte central como sur, presenta un ordenamiento
estratigráfico similar al sector occidental (cuenca de Belén-Sica
Sica). Si bien rocas de este ciclo están bien expuestas en toda la
Cordillera Oriental, los afloramientos más completos de rocas
silúricas están distribuidos por el área de El Potrero-Tarabuco-Icla-
Supaymayu, en el departamento de Chuquisaca, y en la región de
Cajas-Jarcas Yesera y Angosto de Alarache, en el departamento de
Tarija (Mendoza & Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi &
Suárez-Soruco, 1982). En estos departamentos no afloran rocas
silúricas al este del meridiano 64°15’.
Al igual que en el resto de la cuenca, el Ciclo Cordillerano se inicia
en el sector oriental con la Formación Cancañiri (Koeberling,
1919), con la diferencia de que los espesores son notoriamente más
reducidos con espesores entre 20 y 200 m, valores mínimos si se
comparan con el sector occidental (cuencas de Tica Tica y
Chayanta de la Faja Plegada de Huarina) que presenta espesores
mayores a los 1000 m. La Formación Cancañiri está constituida en
este sector por sedimentos marinos de plataforma menos profunda.
La litología predominante corresponde a diamictitas de matriz
limosa, con abundantes y relativamente uniformes clastos
redondeados de areniscas cuarcíticas en la parte central, y mayor
variedad de rocas y diámetro de los clastos hacia el sur, sector en el
que también se presentan clastos estriados y facetados, indicando
una relación con alguna glaciación de valle hacia el sur -tipo
alpino- (Crowell et al., 1980, 1981). En cambio en la parte central,
la cuenca es más somera, con desarrollo carbonático en la parte
superior (Caliza Sacta) cuya relación estratigráfica es tema de
discusión. Las limolitas (Lampaya y Pojo), calizas y areniscas
limosas (Cordillera del Tunari) contienen una abundante fauna de
trilobites, corales, braquiópodos y moluscos del Llandoveriano
(Zona de Paraencrinurus boliviensis) y la asociación de
Ozarcodina sagitta rhenana, del Wenlockiano basal (Pozo Ichoa-
X1). En la sección de “La Cumbre” (camino La Paz a Los Yungas),
se encontró un quitinozoario de la parte alta del Llandoveriano
medio (Grahn et al., en prensa). Al margen de esta información, la
edad de la Formación Cancañiri es aún discutida debido a que la
posición cronológica de algunos taxones no es suficientemente
clara (Suárez Soruco & Benedetto, 1996).
La Formación Cancañiri reduce considerablemente su espesor
hacia el oriente boliviano. No obstante, está también presente en el
borde occidental del subandino meridional, especialmente en los
ríos Condado y Negro, con espesores que alcanzan sólo pocas
unit’s carbonous layers carry plant remanents such as
Nothorhacopteris kellaybelenensis Azcuy & Suárez-Soruco,
“Triphyllopteris” boliviana Iannuzzi et al., Paracalamites sp.,
Paulophyton sommeri Dolianiti, Sphenopteridium intermedium
(Feistmantel), Diplothmena bodenbenderi (Kurtz), cf.
Tomiodendron sp., and caulid and lycophyte remanents, as well as
sphenophyte and pteridospermophyte fructifications, a floral
association typical of the Upper Visean – Lower Serpukhovian.
This Lower Carboniferous forest’s plant species are closely related
to the Paracas Flora in Peru and Paranaiba Flora in Brazil (Iannuzzi
et al., 1998,a, b).
Andean-Subandean Belt
Both in the central and western sectors, the eastern border of the
Eastern Cordillera and Interandean displays a stratigraphic
arrangement similar to that of the western sector (Belén-Sicasica
basin). Although the rocks in this cycle are well exposed in the
entire Eastern Cordillera, the most complete Silurian rock outcrops
are distributed in the El Potrero-Tarabuco-Icla-Supaymayu area, in
de Department of Chuquisaca, and in the Cajas-Jarcas Yesera and
Angosto de Alarache region, in the Department of Tarija (Mendoza
& Suárez-Soruco, 1981; López-Pugliessi & Suárez-Soruco, 1982).
In these departments, no Silurian rocks outcrop east of the 64°15’
meridian.
Just like in the rest of the basin, the Cordilleran Cycle starts in the
eastern sector with the Cancañiri Formation (Koeberling, 1919).
The only difference is that the thicknesses are notoriously reduced,
with thicknesses ranging between 20 and 200 m, minimum values
when compared with the western sector (Tica Tica and Chayanta
basins of Huarina Fold Belt), which displays thicknesses exceeding
1000 m. In this sector, the Cancañiri Formation is made up by
shallower shelf marine sediments. The predominant lithology
pertains to silty matrix diamictites, with abundant and relatively
uniform quartzitic sandstone rounded clasts in the central part, and
a greater variety if rocks, and clast diameters towards the south. In
this latter sector, there are also straited and faceted clasts,
indicating a relation with some alpine-type valley galciation to the
south (Crowell et al., 1980, 1981). In the central part, in turn, the
basin is shallower and displays development of carbonatic rocks in
the upper part (Sacta Limestone), of which the stratigraphic
relation is still being debated. The silts (Lampaya and Pojo),
limestones and limey sandstones (Tunari Cordillera) contain
abundant fauna of Llandoverian trilobites, corals, brachiopods, and
mollusks (Paraencrinurus boliviensis Zone) and the basal
Wenlockian Ozarcodina sagitta rhenana association (Ichoa-X1
well). In the “La Cumbre” section (road La Paz to Los Yungas), a
chitinozoan of the high part of the Middle Llandoverian was found
(Grahn et al., in press). This information aside, the age of the
Cancañiri Formation is still under debate, since the chronological
position of some of the taxons is not clear enough (Suárez Soruco
& Benedetto, 1996).
The thickness of the Cancañiri Formation is considerably reduced
towards eastern Bolivia. Nonetheless, this formation is also present
at the western border of the meridional Subandean, particularly in
the Condado and Negro rivers, with thicknesses reaching only up to
52

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
decenas de metros de potencia. Sus sedimentos están constituidos
por la misma litología del occidente del país, pero con la gran
diferencia de que en los clastos incorporados en la matriz de las
diamictitas, preferentemente en los rodados de granodioritas y
cuarcitas, son más evidentes las marcas producidas por una acción
glaciar, como facetas pulidas y estriadas. La Formación Cancañiri
en esta región sobreyace a sedimentos del Ordovícico inferior.
Continúa la Formación Kirusillas (Ahlfeld & Branisa, 1960), que
corresponde a una unidad esencialmente pelítica depositada en un
ambiente marino somero. Esta unidad tiene una amplia distribución
a lo largo de todo el sector este de la Cordillera Oriental. La base
de la Formación Kirusillas es portadora en el área de Cochabamba
de graptofauna del Wenlockiano superior al Ludloviano inferior.
Esta graptofauna está por lo general asociada a la palinofacies de
Neoveryhachium carminae del Silúrico superior (Cramer et al.,
1974; Lobo et al., 1976). El pelecípodo Dualina, presente en estas
rocas, no es conocido en rocas anteriores al Ludloviano (Pojeta et
al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994). En esta unidad, en el área de
Jarkas, Tarija, se regista por primera vez en Sudamérica la
presencia de plantas vasculares primitivas ludlovianas como
Cooksonia y Steganotheca (Suárez-Soruco, 1982; Petriella &
Suárez-Soruco, 1989). Recientemente Toro et al. (1998) reportaron
la presencia de Cooksonia y otras plantas vasculares en la región de
la Angostura, Cochabamba.
Gradualmente, hacia el tope de la Formación Kirusillas se
incrementa el porcentaje y espesor de arenas, y pasa
transicionalmente a la Formación Tarabuco (Steinmann, en Ulrich,
1892), que es una unidad en la que predominan las areniscas sobre
las otras litologías clásticas intercaladas en menor proporción.
Corresponde a depósitos marinos de plataforma somera con
influencia costera. La presencia de abundantes restos de plantas
vasculares primitivas (Cooksonia sp.) indica la existencia de
lagunas costeras de muy baja profundidad que eran erosionadas
parcialmente por tormentas, y trasladadas y retrabajadas mar
adentro. Es frecuente en los planos de estratificación la presencia
de estructuras sedimentarias como marcas de oleaje, tempestitas y
bioturbación. Esta formación se caracteriza, al igual que su
homóloga (Fm. Catavi), por la presencia de una abundante fauna
bentónica de braquiópodos de la Zona de Clarkeia antisiensis. La
zona fosilífera citada por Dalenz (en Limachi et al., 1996) incluye a
Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia australis,
Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia antisiensis,
Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp., Loxoplocus
(Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta sp. y
Nuculoidea? sp.
La Formación Tarabuco desarrolla en muy pocos lugares un
miembro superior pelítico, denominado Jumbate (Oller, 1992) o
Chululuyoj (Racheboeuf, 1993), que corresponde a un cambio de
facies. Estos sedimentos están por lo general cubiertos o ausentes.
En esta unidad pelítica fueron recolectados restos fósiles de
Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., así
como Cingulochitina ervensis, asociación que indica una edad
lochkoviana basal (Racheboeuf et al. , 1993; Limachi et al., 1996).
En resumen, la Formación Tarabuco inició su depósito en el
Pridoliano y concluyó en el Lochkoviano basal, quedando
delimitado el pase Silúrico-Devónico dentro de esta formación, y
a power of a few tenths of meters. Its sediments are made up by the
same lithology as in the west of the country, but with the great
difference thatthe marks produced by the glaciar action, such as
polished and striated facets, are more visible in the clasts that are
incorporated into the diamictite matrix, preferably in the
granodiorite and quartzite boulders. In this region, the Cancañiri
Formation lays over sediments of the Lower Ordovician.
The Kirusillas Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960) continues,
corresponding to a esentially pellitic unit deposited in a shallow
marine environment. This unit is widely distributed along the entire
eastern sector of the Eastern Cordillera. In the Cochabamba area,
the Kirusillas Formation base is carrier of upper Wenlockian to
upper Ludlowian graptolites. This graptofauna is generally
associated to an Upper Silurian Neoveryhachium carminae
palynofacies (Cramer et al., 1974; Lobo et al., 1976). Present in
these rocks, the Dualina pelecipod is not known in the rocks prior
to the Ludlovian (Pojeta et al. , 1976; Suárez-Riglos et al., 1994).
In the Jarkas area of Tarija, at this unit, the presence of Ludlovian
primitive vascular plants, such as Cooksonia and Steganotheca
(Suárez-Soruco, 1982; Petriella & Suárez-Soruco, 1989) is
recorded for the first time in South America. Toro et al. (1998)
recently reported the presence of Cooksonia and other vascular
plants in the Angostura region in Cochabamba.
Towards the top of the Kirusillas Formation, the sand percentage
and thickness gradually increases, and passes transitionally to the
Tarabuco Formation (Steinmann, en Ulrich, 1892). This is a unit
where sandstones over other less interbedded clastic lithologies
perdominate. It pertains to shallow shelf marine deposits with
coastal influence. The presence of abundant primitive vascular
plant remanents (Cooksonia sp.) indicates the existence of very
shallow coastal ponds which were partially eroded by storms, and
carried and overworked seaward. At the bedding planes, the
presence of sedimentary sequences is frequent, such as wave
marks, tempestites and bioturbation. Just like its homologue
(Catavi Formation), this formation features the presence of
abundant bentonian brachiopod fauna of the Clarkeia antisiensis
Zone. The fossiliferous zone quoted by Dalenz (in Limachi et al.,
1996) includes Salopina ? sp., Heterorthella tacopayana, Anabaia
australis, Andinacaste legrandi, A. chojnacotensis, Clarkeia
antisiensis, Orthoceras sp., Tentaculites sp., Loxonema sp.,
Loxoplocus (Lophospira?) sp., Palaeoneilo sp. A, Praectenodonta
sp. and Nuculoidea? sp.
In very few places, the Tarabuco Formation develops a upper
pellitic member called Jumbate (Oller, 1992) or Chululuyoj
(Racheboeuf, 1993). This member pertains to a facies change. The
sediments are generally covered or missing. Fossil remanents of
Amosina tarabucensis, "Pleurodictyum" sp. y Palaeoneilo sp., were
collected at this pellitic unit, as well as Cingulochitina ervensis, an
association that indicates a basal Lochkovian age (Racheboeuf et
al. , 1993; Limachi et al., 1996).
To summarize, the Tarabuco Formation initiated its deposit during
the Pridolian, which ended during the basal Lochkovian; thus the
Silurian-Devonian passage was delimited within this formation,
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
situado en el tope del miembro arenoso con Clarkeia antisiensis.
Por encima se sobrepone la Formación Santa Rosa (Ahlfeld &
Branisa, 1960), que corresponde a una unidad predominantemente
arenosa, depositada en un ambiente marino de plataforma somera,
con influencia costera y deltaica o fluvial. El ambiente de playa de
alta energía no es apto para el desarrollo de una comunidad
bentónica, motivo por el que esta unidad se caracteriza, sobre todo
en los dos tercios inferiores, por una marcada ausencia de
macrofósiles. La microflora recuperada en laboratorio no es
abundante, ni diversa, y está principalmente constituida por
quitinozoarios que permiten asignarle una edad lochkoviana. Esta
unidad se asienta sobre la Formación Tarabuco. En muchas
localidades, debido al carácter arenoso de las dos unidades, no es
fácil ubicar el límite entre ellas. En las pocas localidades donde el
miembro superior de la Formación Tarabuco (Jumbate o
Chululuyoj) fue conservado, la separación es definida. Lobo (1970)
estableció la Zona de Dictyotriletes sp. como representativa de esta
unidad. Sin embargo, Liachenko (en Limachi et al., 1996) propone
un nuevo nombre para esta asociación: Zona de Urochitina loboi /
Sphaerochitina densibaculata, y cita en este conjunto, además de
las especies señaladas, a Cingulochitina sp. , Hoegisphaera sp. y
Dictyotriletes sp. Racheboeuf et al. (1993) refieren que
recolectaron en estos sedimentos restos vegetales y raros palinomorfos
marinos como Eisenachitina cf. bohemica. La Formación
Santa Rosa, hacia los niveles superiores, corresponde a un
ambiente más alejado de la costa, donde se desarrolló una
abundante comunidad bentónica compuesta principalmente por
Proboscidina arcei y Scaphiocoelia boliviensis. Están también
presentes en estos niveles otros braquiópodos y trilobites, comunes
tanto a esta unidad como a la suprayacente Formación Icla. Esta
última asociación caracteriza al Pragiano basal, en que se inicia la
mayor transgresión del Devónico (Racheboeuf et al. , 1993)
De forma continua y transicional, por encima de las areniscas de la
Formación Santa Rosa se desarrolla una secuencia de sedimentos
más finos: limolitas, lutitas y areniscas de grano fino, muy
fosilíferas, que fueron denominadas por Ulrich (1892) Lutitas Icla.
Esta secuencia representa una profundización de la cuenca en la
base y una paulatina somerización de la plataforma hacia el tope.
Los sedimentos contienen una abundante fauna de invertebrados
marinos, entre los que sobresalen por su abundancia Scaphiocoelia
boliviensis, Australospirifer hawkinsi y Australocoelia palmata,
asociados a variadas formas de trilobites, moluscos, equinodermos,
y otros grupos fósiles, que indican una edad próxima al límite
Pragiano-Emsiano. La asociación palinológica de Schizocystia
saharica / pilosa caracteriza a la formación.
and then located at the top of the arenacous member together with
Clarkeia antisiensis.
Over the previous formation overlays the Santa Rosa Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to a predominatly arenaceous
unit which was deposited in a shallow shelf marine environment,
with coastal and deltaic or fluvial influence. The high energy beach
environment is not fit for the development of a bentonian
community; thus, this unit is characterized, particularly at the two
lower thirds, by a marked absence of macrofossils. The microflora
recovered at the lab is neither abundant nor diverse, and is mostly
made up by chitinozoans, making possible to assign it a
Lochkovian age. This unit is settled over the Tarabuco Formation.
Due to the arenaceous nature of both units, it is difficult to locate
the boundary between them in some localities. In the few localities
in which the upper member of the Tarabuco Formation (Jumbate or
Chululuyoj) was preserved, the separation is defined. Lobo (1970)
established de Dictyotriletes sp. Zone as being representative of
this unit. However, Liachenko (in Limachi et al., 1996) proposes a
new name for this association: the Urochitina loboi / Sphaerochitina
densibaculata Zone, and adds Cingulochitina sp.,
Hoegisphaera sp. and Dictyotriletes sp. to this set, together with
the above-mentioned species. Racheboeuf et al. (1993) report that
they collected plant remanents and rare marine palynomorphs such
as Eisenachitina cf. bohemica, in these sediments. Towards the
upper levels, the Santa Rosa Formation pertains to an more
offshore environment, where it developed an abundant benthonic
community, composed mainly of Proboscidina arcei and
Scaphiocoelia boliviensis. At these levels, there are also other
brachipods and trilobites that are common to this unit as much as to
the overlying Icla Formation. This latter association is typical of
the basal Pragian, in which the largest Devonian transgression gets
started (Racheboeuf et al. , 1993).
Continuously and transitionally over the sandstones of the Santa
Rosa Formation, there is a sequence of finer sediments: very
fossiliferous siltstones, shale, and fine grained sandstones, which
were called Icla Shale by Ulrich (1892). This sequence represents
the basin’s deepening at the base, and the shelf gradually
becoming shallower towards the top. The sediments contain
abundant marine invertebrate fauna, standing out among them the
Scaphiocoelia boliviensis, Australospirifer hawkinsi and
Australocoelia palmata , associated to a variety of trilobite,
mollusk, echinoderm forms, and other fossil groups, indicating an
age close to the Pragian-Emsian limit. The palynological
association of Schizocystia saharica / pilosa is typical of this
formation.
Con un rápido incremento en el espesor y tamaño de grano de los
bancos de areniscas, se inicia una nueva secuencia en la que se
advierte una mayor influencia costera y deltaica. Esta formación
fue también definida por Ulrich (1892) y denominada “Areniscas
Huamampampa”. La asociación de invertebrados marinos más
representativa está formada por Viaphacops orurensis,
Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua y los palinomorfos de la
zona de Evittia sommeri y Emphanisporites annulatus, del
Emsiano.
Increasing rapidly in thickness and grain size of the sandstone
banks, a new sequence starts, displaying greater coastal and deltaic
influence. This formation was also defined by Ulrich (1892) and
called “Huamampampa Sandstones.” The most representative
marine invertebrate association is made up by Viaphacops
orurensis, Wolfartaspis cornutus, Conularia quichua and Emsian
palynomorphs of the Evittia sommeri and Emphanisporites
annulatus zone.
54

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia superior del Ciclo Cordillerano se conserva en muy
pocos lugares de la Cordillera Oriental, como en Pojo
(Cochabamba) o en Cha-kjeri (Chuquisaca). En estas localidades
resulta difícil reconocer las formaciones Los Monos e Iquiri del
Subandino. En consecuencia, la mayoría de los autores opta por
denominar incorrectamente “Complejo Los Monos-Iquiri”. Otros
como Chamot, la denominó con diferentes nombres formacionales,
como Pojo y Cha-kjeri. De todas formas, al igual que en el
Subandino, corresponde a una secuencia marina de plataforma
somera con influencia costera y fue depositada en una cuenca de
antepaís.
Ciclo Subandino
En el extremo noroeste de la Cordillera Oriental (zona del Lago
Titicaca, Península de Copacabana y sector de Puerto Acosta), los
depósitos correspondientes al Ciclo Subandino están representados
por el Grupo Titicaca (Chamot, 1965), constituido por las
formaciones Yaurichambi, Copacabana, Chutani y Tiquina. El
grupo está desarrollado íntegramente en el sector occidental (Faja
Plegada de Huarina en el área de influencia del Lago Titicaca),
mientras que en el sector oriental (Cochabamba-Sucre) sólo está
presente la secuencia inferior, es decir, las formaciones
Yaurichambi, Copacabana, y ocasionalmente Chutani. Estas
unidades reflejan el importante desplazamiento latitudinal que
sufrió Gondwana en el Carbonífero, durante el cual la zona
correspondiente a Bolivia pasó de latitudes altas (subpolares) en el
Devónico superior, a latitudes bajas (tropicales) a partir del
Carbonífero superior y Pérmico (Díaz et al., 1993).
La Formación Yaurichambi (d’Orbigny, 1835 y Chamot, 1965)
representa la unidad basal del grupo, y está constituida por
areniscas, intercalaciones delgadas de conglomerados y lutitas.
Contiene también intercalaciones delgadas de calcedonia y dolomía
sobre todo en la parte superior. Según Díaz & Dalenz (1995), se
depositó en un contexto transgresivo, con predominio de
retrogradación de las facies continentales. Dentro de esta unidad se
observan depósitos de sistemas de isla barrera (foreshore y
backshore) y lagoon, así como depósitos de llanura de mareas, todo
ello como resultado de la sedimentación en un ambiente costero y
fluviodeltaico dominado por el oleaje y las mareas. Estos mismos
autores describen una abundante fauna de invertebrados, y la
relacionan a la asociación de Composita subtilita, Lophophyllidium
sp. y Fenestella sp., asociación que Dalenz & Merino (1994)
según la fauna de conodontos, asignaron tentativamente al
Virgiliano-Wolfcampiano. El contacto con la unidad suprayacente
(Formación Copacabana) es transicional.
Estas areniscas están sobrepuestas por los sedimentos de
plataforma carbonática de la Formación Copacabana (Cabrera La
Rosa & Petersen, 1936), constituidos por calizas con nódulos de
sílice, margas, y lutitas y areniscas subordinadas, depositadas en
una cuenca de trasarco y bajo un ambiente marino de plataforma
somera, con influencia costera. Las calizas y margas tienen un
abundante contenido de invertebrados fósiles de la asociación de
Neospirifer condor. Estas rocas fueron depositadas durante el
Carbonífero superior y Pérmico inferior (Dalenz Farjat & Merino
Rodo, 1994; Isaacson et al., 1993, 1995; Mamet, 1996).
The Cordilleran Cycle upper sequence is preserved in very few
places in the Eastern Cordillera, such as at Pojo (Cochabamba) or
at Cha-kjeri (Chuquisaca). Recognizing the Subandean Los Monos
and Iquiri formations at these localities is difficult. Consequently,
most authors prefer to call it incorrectly the “Los Monos-Iquiri
Complex.” Chamot, among other authors, call it by different
formation names, including Pojo and Cha-jkeri. Anyway, just
like in the Subandean, it corresponds to a shallow shelf marine
sequence, with coastal influence, which was deposited in a foreland
basin.
Subandean Cycle
In the northwestern end of the Eastern Cordillera (Lake Titicaca,
Copacabana Peninsula area and Puerto Acosta sector), the deposits
corresponding to the Subandean Cycle are represented by the
Titicaca Group (Chamot, 1965), which is made up by the
Yaurichambi, Copacabana, Chutani and Tiquina formations. The
group is completely developed in the western sector (Huarina Fold
Belt in the Lake Titicaca influence area), while in the eastern sector
(Cochabamba-Sucre), only the lower sequence is present; that is,
the Yaurichambi, Copacabana and occasionally Chutani formations.
These units reflect the significant sidewise displacement
experienced by the Gondwana during the Carboniferous. During
this time, the area pertaining to Bolivia went from high latitudes
(sub polar) during the Upper Devonian, to low latitudes (tropical)
starting at the Upper Carboniferous and Permian (Díaz et al.,
1993).
The Yaurichambi Formation (d’Orbigny, 1835 and Chamot, 1965)
represents the group’s basal unit, and is made up by sandstones,
thin conglomerate interbedding and shale. It also contains thin
chert and dolomite interbedding, particularly at the top. According
to Díaz and Dalenz (1995), it was deposited in a transgressive
context, with predominance of retrogradation of the continental
facies. Within this same unit, the deposit of the barrier island
systems (foreshore and backshore) and lagoon can be observed, as
well as the deposits if the tidal plain, all of the aforementioned
resulting from the sedimentation in a coastal and fluviodeltaic
environment dominated by the waves and tides. The same authors
describe an abundant invertebrate fauna, and relate it to the
Composita subtilita, Lophophyllidium sp. and Fenestella sp.,
association, which Dalenz & Merino (1994) tentatively assigned to
the Virgilian-Wolfcampian, according to the conodont fauna. The
contact with the overlying unit is transitional (Copacabana
Formation).
These sandstones are overlain by the carbonatic shelf sediments of
the Copacabana Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936).
These sediments are made up by limestones with silica, and shale
nodules, and subordinate sandstones deposited in a backarc basin
under a shallow shelf marine environment with coastal influence.
The limestones and marls have a large content of fossil
invertebrates of the Neospirifer condor association. These rocks
were deposited during the Upper Carboniferous and Lower
Permian (Dalenz Farjat & Merino Rodo, 1994; Isaacson et al.,
1993, 1995; Mamet, 1996).
55

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Copacabana constituye una potente secuencia de
calizas con nódulos de sílice, y margas, intercaladas por algunos
niveles de lutitas y areniscas, que contienen una rica y abundante
asociación de braquiópodos, corales, moluscos, foraminíferos y
otros grupos fósiles de la zona de Neospirifer condor. Merino
(1987; Merino & Blanco, 1990) reconoció once asociaciones de
conodontos en esta formación, desde el Bashkiriano (zona de
Rachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de
Neostreptognathus pequopensis).
Por encima se desarrolla la Formación Chutani (Oviedo, 1962),
que corresponde a una alternancia de areniscas feldespáticas,
limolitas calcáreas y dolomías. Esta unidad fue dividida en los
miembros Collasuyo y San Pablo. El ambiente de depósito fue
transicional, deltaico y costero, con influencia eólica y fluvial. Esta
unidad fue depositada, en opinión de la mayoría de los autores,
durante el Pérmico superior (y Triásico inferior?). En el miembro
calcáreo San Pablo se recolectaron restos de plantas fósiles
Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. y briznas vegetales. Esta
formación (o su equivalente) está también presente en otras
localidades del sector oriental, como Morochata y Zudañez.
De forma seudoconcordante continúa una sucesión de más de 200
m de conglomerados y areniscas rojas feldespáticas continentales, e
intecalaciones de arcilitas y horizontes volcánicos hacia el tope.
Estas rocas no son fosilíferas, son atribuidas al Triásico por su
posición estratigráfica. Fueron denominadas Formación Tiquina
(Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); estos sedimentos no tienen
una gran distribución areal, corresponden a un ambiente fluvial y
eólico, con influencia volcánica, que rellenó la cuenca de rift de
trasarco.
A partir del Jurásico inferior la actual Cordillera Oriental de
Bolivia estuvo sometida a esfuerzos tensionales que originaron la
apertura de varias fosas tectónicas (grabens), en distintos tiempos,
así como de diferente longitud y amplitud. Los sedimentos que
rellenaron estas cuencas en la región central del país fueron
inicialmente denominados “Grupo Puca” por Steinmann y
colaboradores de la Universidad de Friburgo, nombre atribuido al
predominante color rojo de las rocas. En consideración a que el
nombre no era reconocido por el Código de Nomenclatura
Estratigráfica, Rivas-Valenzuela (1968) propuso denominar a estos
sedimentos Grupo Potosí, nombre que es utilizado a la fecha. La
historia geológica de este grupo puede ser dividida en dos grandes
períodos: la etapa de synrift que afectó principalmente a las
regiones del Lago Titicaca y a la de Miraflores-Potosí, y otra etapa,
más amplia, de postrift que rellenó la mayoría de las cuencas
cretácico-paleocenas del país.
Las sucesiones estratigráficas son ligeramente diferentes en el
norte, centro y sur de la Cordillera Oriental. En este sentido se
desarollará el tema siguiendo esta subdivisión geográfica.
Sector Norte de la Cordillera Oriental
Ciclo Andino I
Sobre las rocas permo-triásicas se depositó una importante
secuencia equivalente al Grupo Potosí del sector central y sur.
Estos sedimentos fueron denominados inicialmente siguiendo la
The Copacabana Formation is made up by a powerful sequence of
limestones with sillica nodules and marls, interbedded by some
shale and sandstone levels. It also contains a rich and abundant
association of brachipods, corals, mollusks, foraminifers, and other
fossil groups of the Neospirifer condor zone. Merino (1987;
Merino & Blanco, 1990) recognized eleven conodont associations
in this formation, from the Bashkirian (Rachistognathus muricatus
zone) to the Kungurian (Neostreptognathus pequopensis zone).
The Chutani Formation (Oviedo, 1962) unfolds over the preceding
one, pertaining to an alternation of feldspathic sandstones,
calcareous siltstones, and dolomites. This unit was divided in the
Collasuyo and San Pablo members. The deposit environment was
transitional, deltaic and coastal, with aeolian and fluvial influence.
According to most authors, this unit was deposited during the
Upper Permian (and Lower Triassic?). At the calcareous member,
San Pablo, Dizeugotheca branisae, Glossopteris sp. fossil plant
remanents and plant fragments were collected. This formation (or
its equivalent) is also present at other localities in the eastern
sector, such as Morochata and Zudañez.
A sequence of over 200 m of conglomerates and continental
feldspathic sandstones, and claystone and volcanic horizon
interbedding continues in pseudoconformity towards the top.
These rocks are non-fossiliferous and were attributed to the
Triassic due to their stratigraphic position. They were named
Tiquina Formation (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936); these
sediments are not widely distributed, and pertain to a fluvial and
aeolian environment, with volcanic influence, which infilled the
back-arc rift basin.
Starting in the Lower Jurassic, the current Bolivian Eastern
Cordillera was subejected to tensional stress that gave place to the
opening of several grabens at different times, and of different
length and width. The sediments that infilled these basins in the
central region of the country, were esentially named “Puca Group”
by Steinmann and his assistants from the Freiburg Unversity. This
name is attributed to the reddish color of the rocks. Taking into
consideration that the name is not recognized by the Stratigraphic
Nomenclature Code, Rivas-Valenzuela (1968) proposed calling
these sediments Potosí Group, a name that is used to this date.
This group’s geological history can be subdivided into tow large
periods: the synrift stage that affected mainly the Lake Titicaca
and Miraflores-Potosí regions, and the other, more extensive
postrift stage, which infilled most of the country’s Cretaceous-
Paleocene basins.
The stratigraphic successions are slightly different in the north,
center and south of the Eastern Cordillera. In this sense, the topic
will be discussed according to this geographic subdivision.
Northern Sector of the Eastern Cordillera
Andean I Cycle
Over the Permian-Triassic rocks, an important sequence was
deposited, equivalent to the Potosí Group in the central and
southern sectors. These sediments were initially name according to
56

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
nomenclatura estratigráfica del Perú. Luego, con la finalidad de
establecer localidades tipo en el país, Barrios (1989) propuso
nuevos nombres y localidades para la secuencia jurásico-cretácica
del noreste del Lago Titicaca.
Sobre los sedimentos paleozoicos del área se sobrepone
discordantemente la Formación Puerto Acosta (Barrios, 1989),
unidad depositada en cuenca de trasarco y con la que se inicia el
Ciclo Andino en el sector norte de la Cordillera Oriental.
Representa un depósito de plataforma marina somera, con
influencia costera y deltaica. Según el autor del nombre, se definen
dos secuencias: la inferior caracterizada por un importante nivel
deslizado, sobrepuesto por arcillitas y lutitas, y por encima la
intercalación de lutitas con delgados niveles de calizas y areniscas.
La segunda secuencia está constituida por areniscas
granocrecientes en la base y granodecrecientes en el tope.
De forma concordante prosigue la Formación Pacobamba
(Barrios, 1989), depositada bajo un régimen fluvial de ríos
entrelazados, con una dirección preferencial SW-NE. Las
secuencias son granodecrecientes, en la base parcialmente
conglomerádicas, gradando a areniscas finas y arcillitas. Esta
formación sería equivalente de las areniscas Condo, La Puerta y
Sucre del sector central-sur.
Prosigue la Formación Carabuco (Barrios, 1989), depositada
también en una llanura fluvial, próxima a la costa. El autor definió
dos secuencias, la inferior grano y estratocreciente y la segunda con
relaciones decrecientes. Esta unidad es equivalente de la Formación
Tarapaya del sector central y sur.
Se sobrepone un delgado horizonte carbonático marino, de
aproximadamente 20 m de espesor, denominado Formación
Matilde (Barrios, 1989), que corresponde a calizas y dolomías
marinas de plataforma somera, en la que es evidente la influencia
costera. Es equivalente de la Formación Miraflores del sur y de la
Caliza Ayavacas del sur del Perú. El contenido paleontológico y la
correlación con la Formación Miraflores, permite asignarle una
edad cenomaniana.
Continúa otra delgada unidad de 35 m de espesor, constituida por
lutitas intercaladas por areniscas y yeso. Esta secuencia fue
denominada Formación Ancoraimes (Barrios, 1989). Los
sedimentos corresponden a depósitos continentales, fluviales y
lacustres. La presencia de abundantes niveles de yeso en la
secuencia, indica según el autor del nombre, la finalización de un
ciclo de depositación. Equivale a la Formación Aroifilla del sur del
país.
Un nuevo horizonte de plataforma marina somera se depositó en el
sector septentrional. Está representado por una sucesión de más de
200 m de lutitas y arcillas varicoloreadas, intercaladas por
areniscas calcáreas y calizas, denominadas Formación Huarachani
(Barrios, 1989). Esta formación es equivalente de la Formación
Chaunaca (y El Molino?) de la Cordillera Oriental sur.
Continúa la Formación Ococoya (Rivas, 1968), depositada en un
ambiente transicional deltaico y costero, con influencia marina.
Esta formada por lutitas abigarradas silicificadas con pocas y
the stratigraphic nomenclature of Peru. Later on, with the purpose
of establishing type localities in the country, Barrios (1989)
proposed new names and localities for the Jurassic-Cretaceous
sequence northeast of Lake Titicaca.
Over the area’s Paleozoic sediments, the Puerto Acosta Formation
(Barrios, 1989) lies in unconformity. This unit was deposited in a
back-arc basin which starts the Andean Cycle in the northern sector
of the Eastern Cordillera. It represents a shallow shelf marine
deposit, with coastal and deltaic influence. According to the author
it was named after, two sequences can be defined: the lower one
features an important slip level, overlain by claystones and shale,
and interbedding of shale with thin limestone and sandstone levels
on top. The second sequence is made up by upward coarsening
sandstones at the base, and downward coarsening at the top.
The Pacobamba Formation (Barrios, 1989) follows in conformity,
having been deposited under a braided river fluvial regime, with a
preferential SW-NE trend. The sequences are downward coarsening;
at the base, they are partially conglomeradic, gradually
changing to fine sandstones and claystones. This formation would
be equivalent to the Condo, La Puerta and Sucre formation is the
south-central sector.
The Carabuco Formation (Barrios, 1989) follows, which was also
deposited in a fluvial plain close to the coast. The author defined
two sequences: the lower sequence is upward coarsening and
downward fining, and the second one has decreasing relations.
This unit is equivalent to the Tarapaya Formation in the south and
central sector.
A thin marine carbonatic horizon approximately 20 m thick, lays
on top. It is called the Matilde Formation (Barrios, 1989), and
pertains to limestones and shallow shelf marine dolomites, in
which the coastal influence is evident. It is equivalent to the
Miraflores Formation in the south, and the Ayavacas Limestones in
the southern part of Peru. The paleontological content and the
correlations with the Miraflores Formation make it possible to
assign it a Cenomanian age.
Another thin unit continues, with a thickness of 35 m and made up
by sandstones and gypsum. This sequence was called Ancoraimes
Formation (Barrios, 1989). The sediments pertain to continental,
fluvial and lacustrine deposits. According to the author of this
name, the presence of abundant gypsum levels in the sequence
indicates the ending of a deposition cycle. It is equivalent to the
Aroifilla Formation in the south of the country.
A new shallow shelf marine sediment was deposited in the northern
sector. It is represented by a succession of over 200 m of shale an
varicolored clays, interbedded by calcareous sandstones and
limestones, called Huarachani Formation (Barrios, 1989). This
formation is equivalent to the Chaunaca Formation (and El
Molino?) of the southern Eastern Cordillera.
The Ococoya Formation (Rivas, 1968) follows, having been
deposited in a transitional deltaic and coastal environment, with
marine influence. It is made up by variegated silicified shale, with
57

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
delgadas intercalaciones de cuarcitas. Esta unidad es equivalente de
la Formación El Molino del sur.
few thin quartzite interbedding. This unit is equivalent to the El
Molino Formation in the south.
Finalmente, concluye el depósito en este sector de la cuenca con la
Formación Piñami (Barrios, 1989), que se dispone discordante
sobre la Formación Ococoya. Está caracterizada por sedimentitas
clásticas granodecrecientes. El tramo basal, predominantemente
arenoso y con ligero entrecruzamiento, grada hacia arriba a un
tramo con material fino. Dentro de éste se intercalan niveles
tabulares de areniscas finas con microlaminación entrecruzada y en
partes ondulada. El tramo inferior fue depositado por ríos
entrelazados, mientras que el superior, donde el material pelítico es
predominante, el sistema podría corresponder a ríos meandrantes.
Estos sedimentos son equivalentes de las formaciones Tiahuanacu,
Potoco, Camargo y Cayara.
Ciclo Andino II
A partir de los 26 Ma, al final del Oligoceno, se inició una nueva
etapa en la historia geológica de los Andes, que como se indicó en
el capítulo de introducción, produjo la formación de un arco
magmático al oeste. En algunos sectores del territorio como en el
norte de la Cordillera Oriental se formó una cuenca de tipo piggy
back en la que se depositaron las formaciones Luribay y Salla.
Inicia este depósito la Formación Luribay (Ahlfeld, 1946), que
corresponde a un conjunto de conglomerados gruesos con
intercalación de arenas. Estos sedimentos rellenaron la cuenca bajo
un régimen aluvial y fluvial, cubriendo discordantemente a los
sedimentos mesozoicos y paleozoicos precedentes.
Sobre los conglomerados de Luribay se depositaronn los estratos
fosilíferos de la Formación Salla (Hoffstetter, 1968), que representan
el relleno de la cuenca por arcillas y limolitas fluviales y
lacustres, intercalados de numerosos niveles de toba, así como de
yeso y caliza. La fauna encontrada tiene una edad deseadense
temprana (24 - 28,5 Ma), y está constituida por más de 40 especies
de vertebrados fósiles que han sido estudiados por destacados
paleontólogos (Hoffstetter, Patterson, Villarroel, Marshall, Petter,
McFadden, y otros). De esta localidad provienen los holotipos de
varios nuevos géneros y especies, como el primate Branisella
boliviana, los marsupiales Paraborhyaena boliviana, Andinagalle
sallensis, Proargyrolagus bolivianus, y el condrylartro Salladolodus
deuterotheroides, entre otros.
En los sectores septentrionales de la Cordillera Oriental se
desarrolla otra cuenca de piggy back en la que el depósito principal
esta formado por sedimentos de la Formación Cangallí (Muñoz-
Reyes, 1931), que representa a secuencias aluviales y fluviales de
cuenca de antepaís, en las que resulta evidente la influencia
volcánica. Estos sedimentos contienen oro aluvial que es
intensamente explotado en diferentes localidades, como Tipuani.
Finally, the deposit ends in this basin sector with the Piñami
Formation (Barrios, 1989), which is laid out in unconfromity over
the Ococoya Formation. This formation features downward coarsening
clastic sediments. The predominatly arenaceous and slightly
crossbedded basal portion shif to towards the top to a fine material
portion. Therein, fine tabular sandstone levels with crossbedded
microlamination and rippled parts are interbedded. The lower
portion was deposited by braided rivers, whil the upper portion,
with predominantly pellitic material, the system could pertain to
meandering rivers. These sediments are equivalent to the
Tiahuanaco, Potoco, Camargo and Cayara Formations.
Andean II Cycle
Starting at 26 Ma, at the end of the Oligocene, a new stage in the
geological history of the Andes started. As indicated in the introductory
chapter, this stage caused the formation of a magmatic arc
in the west. In some of the territory’s sectors, such as north of the
Eastern Cordillera, a piggy back type basin was formed, in which
the Luribay and Salla formations were deposited.
This deposit starts with the Luribay Formation (Ahlfeld, 1946),
corresponding to a set of coarse conglomerates with sand
interbedding. These sediments infilled a basin under an alluvial
and fluvial regime, covering the preceding Mesozoic and Paleozoic
sediments in unconformity.
On top of the Luribay conglomerates, the fossiliferous strata of the
Salla Formation (Hoffstetter, 1968), were deposited. They represent
the basin infill by fluvial and lacustrine clays and siltsones,
interbedded with numerous tuff , as well as gypsum and limestone
levels. The fauna found is of an Early Deseadian age (24 – 28.5
Ma), and is made up by over 40 species of fossil vertebrates studied
by well-known paleontologists (Hoffstetter, Patterson, Villarroel,
Marshall, Petter, McFadden, and others). The holotypes of several
new genera and species, including the Branisella boliviana
primate, the Paraborhyaena boliviana, Andinagalle sallensis,
Proargyrolagus bolivianus marsupials and the Salladolodus
deuterotheroides, condylarth, among others, come from this
locality.
In the Eastern Cordillera´s northern sectors, another piggy back
basin develops, in which the main deposit is made up by sediments
of the Cangallí Formation (Muñoz-Reyes, 1931). This formation
represents alluvial and fluvial sequences of a foreland basin, in
which the volcanic influence is evident. These sediments contain
alluvial gold that is intensely exploited in different localities such
as Tipuani.
58

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Sector Central de la Cordillera Oriental
Ciclo Andino I
En la región occidental de Cochabamba y Sucre, se desarrolló una
cuenca rift de trasarco, rellenada de sedimentos continentales no
fosilíferos, atribuidos al Triásico-Jurásico, y representada por las
areniscas de las formaciones Sayari (Sempere, 1986), de origen
fluvio - lacustre, y Ravelo (Sempere, 1986), depositada en un
ambiente fluvial y eólico, con influencia volcánica y lacustre. La
secuencia presenta mantos basálticos intermedios. Estas unidades
están bien expuestas en el sector Sayari-Parotani en Cochabamba,
así como en Sucre y Potosí.
El Cretácico se inicia con el relleno sedimentario en llanuras
aluviales y fluviales con sedimentos de tamaño grueso
pertenecientes a la Formación Condo (Cherroni, 1963). La unidad
está constituida por conglomerados formados esencialmente por
clastos angulares de diversa naturaleza, entre los que predominan
rocas provenientes de unidades paleozoicas.
Transicionalmente los conglomerados de la Formación Condo
pasan a las arcilitas color rojo ladrillo, intercaladas en los niveles
superiores por areniscas de la Formación Kosmina (Cherroni,
1968), su espesor es superior a los 1000 m, representa a sedimentos
depositados en una llanura fluvial.
Con el fín de evitar una relación repetitiva, la descripción de las
formaciones Tarapaya y Aroifilla (Lohmann & Branisa, 1962)
presentes en este sector, debe consultarse en la página 63 (“La
Cuenca de Miraflores - Potosí”)
La Formación El Molino (Lohmann & Branisa, 1962) será tratada
con más detalle al referirse a la cuenca de Miraflores de Potosí.
Esta formación es por lo general muy rica en fósiles en la región de
Cochabamba. En la localidad de La Cabaña, 33 km al oeste de
Cochabamba, tiene un buen desarrollo en facies lagunares,
proporcionó restos de peces siluriformes, dientes de Pucapristis
branisi, así como restos de plantas en mal estado de preservación.
En la región de Pajcha Pata (Cochabamba), junto a restos de peces
se recolectaron dos dientes de dinosaurio, el primero de un
carnívoro terópodo y el segundo, de reciente hallazgo, de un
herbívoro saurópodo (Marshall y Gayet, com. pers.). Huellas de
dinosaurios son conocidas en Torotoro, Parotani y Sucre (cantera
de la Fancesa).
La Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa, 1962) tiene un
buen desarrollo en el sector de Vila Vila, Cochabamba. La edad de
estas rocas, basada en correlaciones faunísticas realizadas por
Bonaparte et al. (1993) y Muizon & Brito (1993), indican que la
fauna de mamíferos tiene una edad posterior a 63 Ma, lo que
corresponde a la base del Paleoceno inferior. En base a nuevos
resultados paleomagnéticos, fue calibrada en 60,0 - 58,5 Ma
(Marshall et al., 1997). Sin embargo, en consideración a nuevos
hallazgos paleontológicos (mamíferos) tanto en Bolivia como en
Argentina, Muizon (en prensa) en contraposición a los datos
paleomagnéticos, confirma la edad paleocena inferior propuesta en
Muizon & Brito (1993). La localidad de Tiupampa, en
Cochabamba, es considerada como la localidad fosilífera más
importante de esta formación, debido a que proporcionó una
Central Sector of the Eastern Cordillera
Andean I Cycle
In the western region of Cochabamba and Sucre, a back-arc rift
basin developed, infilled with non-fossiliferous sediments that are
attributed to the Triassic-Jurassic, and represented by the
sandstones of the fluviolacustrine Sayari Formation (Sempere,
1986) and Ravelo Formation (Sempere, 1986). The latter formation
was deposited in a fluvial and aeolian environment with volcanin
and lacustrine influence. The sequence displays intermediate
basaltic mantles. These units are well exposed in the Sayari-
Parotani sector in Cochabamba, as well as in Sucre and Potosí.
The Cretaceous starts with the sedimentary infill in alluvial and
fluvial plains, with coarse sediments of the Condo Formation
(Cherroni, 1963). The unit is made up by conglomerates formed
esentially by angular clasts of different nature, among which rocks
coming from Paleozoic units prevail.
The conglomerates of the Condo Formation pass transitionally
through brick red claystones, interbedded in the upper levels by the
sandstones of the Kosmina Formation (Cherroni, 1968). This
formation’s thickness exceeds 1000 m, and it is represented by
sediments deposited in a fluvial plain.
To prevent a repetitive relation, the description of the Tarapaya
and Aroifilla formations (Lohmann & Branisa, 1962), both present
in this sector, must be looked up in the page 63 (“The Miraflores–
Potosí Basin”).
The El Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) will be
discussed in more detail when discussing the Miraflores basin of
Potosí. This formation is generally rich in fossils of the
Cochabamba region. In the La Cabaña locality, 33 km west of
Cochabamba, it is well developed in lagoon facies, and provided
siluriform fish remanents, Pucapristis branisi teeth, as well as
poorly preserved plant remanents. In the Pajcha Pata region
(Cochabamba), two dinosaur teeth were collected together with the
fish remanents. The first tooth belonged to a theropod carnivor,
and the second, a recent finding, belonged to an herbivorous
sauropod (Marshall & Gayet, personal comm.). Dinosaur footprints
are well known in Torotoro, Parotani, and Sucre (Fancesa Quarry).
The Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is well
developed in the Vila Vila sector in Cochabamba. Based on fauna
correlations performed by Bonaparte et al. (1993) and Muizon &
Brito (1993), the age of this rocks indicates that the mamalian
fauna is from an age later than 63 Ma, which refers to the base of
the Lower Paleocene. On the basis of new paleomagnetic results, it
was set at 60.0 - 58.5 Ma (Marshall et al., 1997). Nonetheless,
taking the new paleontological findings (mammals) into account,
both in Bolivia and Argentina, contrary to paleomagnetic data,
Muizon (in press) confirms the Lower Paleocene age proposed by
Muizon & Brito (1993). The Tiupampa locality in Cochabamba is
considered as the most important fossiliferous locality in this
formation since it provided varied and abundant fauna, studied in
more than twenty publications of Marshall and Muizon on
59

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
variada y abundante fauna, estudiada en más de una veintena de
publicaciones de Marshall y Muizon en mamíferos, Gayet en peces,
y otros investigadores franceses y argentinos, en la identificación
de los reptiles y batracios. Tres miembros son reconocidos en la
Formación Santa Lucía: el inferior de limolitas con moldes de
gastrópodos, de ambiente aluvial distal a lacustre; el miembro
medio, en el que se encontraron la mayoría de los vertebrados
fósiles, es de mayor tamaño de grano, constituido por areniscas de
grano medio a conglomerádicas, con paleosuelos, correspondiendo
a un ambiente fluvial de ríos meandrantes. Esta formación
concluye con el miembro superior, formado por fangolitas
lacustres.
Ciclo Andino II
En la región de Caracollo-Soledad, Oruro, en el límite de la
Cordillera Oriental y el Altiplano, se desarrollaron más de un
centenar de conglomerados fluviales pertenecientes a la Formación
Khollpana (Lizeca et al., 1990) del Mioceno medio. Estas rocas se
superponen discordantemente sobre los sedimentos silurodevónicos
de la región, y están sobrepuestos por las tobas de la
caldera colapsada Formación Soledad (Redwood, 1987) del
Mioceno superior (4,5 - 5,2 Ma, Lavenu, 1986)
En el borde occidental de la parte central de la Cordillera Oriental
de Bolivia, desde el oeste de Cochabamba hasta la Meseta de
Mororcocala al NE de Oruro, y hacia el sur hasta el sinclinal de
Miraflores, se depositaron durante el inicio del Ciclo Andino II,
una secuencia conglomerádica de varios cientos de metros de
potencia, rellenando fosas y valles sinclinales. Estas cuencas
miocenas son estrechas y alargadas, relacionadas a fallas
longitudinales, las que tienen una dirección general NW-SE.
Según Pacheco & Fernández (1994), al este del Cabalgamiento
Principal, y en forma paralela, se instalaron antefosas, seguidas de
un tectonismo compresivo dando lugar al depósito inicial de facies
fluviales con una dirección de paleocorriente longitudinal SE-NW
y un depocentro contiguo al sector NE del Cabalgamiento
Altiplánico Principal.
Los sedimentos que rellenan estas cuencas de antepaís a lo largo
del borde oeste de la Cordillera Oriental, han recibido diferentes
nombres formacionales de acuerdo a su posición geografica. De
norte a sur se reconocen cuatro formaciones Morochata, Parotani,
Bolívar y Mondragón. En este Compendio se considera que las
cuatro formaciones son aproximadamente sincrónicas, y que
marcan el inicio del Ciclo Andino II en esta región de la Cordillera
Oriental.
Sobrepuestas a la Formación Santa Lucía, se desarrolla una
estrecha cuenca de sedimentos de origen fluvial, cuyos sedimentos
fueron denominados localmente como Formación Morochata
(Jordán, 1967). Esta secuencia está constituida por conglomerados
polimícticos y areniscas rojizas de origen fluvial y de abanicos
aluviales de más de 500 m de potencia.
Más al sur, en la localidad de Parotani y en los valles de Capinota,
se desarrolla otra cuenca miocena de origen fluvio lacustre, cuyos
sedimentos fueron denominados Formación Parotani (Pérez-
Guarachi, 1982). Esta secuencia de color rojizo, está constituida
mammals, Gayet on fish, and other French and Argentine
researcherson the identification of reptiles and batrachians. Three
members are recognized in the Santa Lucia Formation: the lower
member, with siltstones with gastropod molds, and pertaining to a
distal to lacustrine alluvial environment; the middle member, in
which most of the fossil vertebrates were found, has larger grain
size, made up by medium grain to conglomeradic sandstones, and
with paleosoils pertaining to a meandering river fluvial environment.
This formation ends with the upper member, made up by
lacustrine mudstones.
Andean II Cycle
In the Caracollo-Soledad, Oruro region, at the Eastern Cordillera
and Altiplano boundary, more than a hundred fluvial conglomerates
developed, corresponding to the Middle Miocene Khollpana
Formation (Lizeca et al., 1990). These rocks lie in unconformity
over the region’s Silurian-Devonian sediments, and are overlain by
the tuffs of the collapsed caldera of the Soledad Formation
(Redwood, 1987) of Upper Miocene age (4.5 – 5.2 Ma, Lavenu,
1986).
At the western border of the central part of the Bolivian Eastern
Cordillera, from the west of Cochabamba to the Morococala
Plateau NE of Oruro, and in the south up to the Miraflores
syncline, a conglomeradic sequence with a power of several
hundreds of meters was deposited at the beginning of the Andean II
Cycle, filling syncline trenches and valleys. These Miocene basins
are narrow and elongated, and are related to sidewise faults that
have a general NW-SE trend.
According to Pacheco & Fernández (1994), east of the Main
Thrusting and parallel to it, several foredeeps were installed,
follwed by a compressive tectonism, giving place to the initial
deposit of fluvial facies in a SE-NW sidewise paleocurrent
direction, and with a depo-center adjacent to the NE sector of
Main Altiplano Thrusting .
The sediments filling this foreland basin, along the western border
of the Eastern Cordillera, have been given different formation
names, depending on their geographic position. From north to
south, four formations are recognized, namely the Morochata,
Parotani, Bolivar and Mondragón formations. This Compendium
considers that all four formations are approximately synchronic,
and mark the initiation of the Andean II Cycle in this Eastern
Cordillera region.
Lying on top of the Santa Lucía Formation, a narrow sediment
basin of fluvial origin develops, the sediments of which were
locally called Morochata Formation (Jordán, 1967). This sequence
is made up by polymictic conglomerates and reddish sandstones of
fluvial origin, and alluvial fans of a thickness exceeding 500 m.
Further south, in the locality of Parotani and in the Capinota
valleys, another Miocene basin of fluviolacustrine origin develops,
the sediments of which were called Parotani Formation (Pérez-
Guarachi, 1982). This reddish sequence is made up by polymictic
60

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
por conglomerados polimícticos intercalados con niveles arcillosos,
areniscas conglomerádicas, arcillas, margas yesíferas y tobas, que
alcanzan un espesor de 210 m.
Otra importante cuenca miocena se desarrolla más al sur, en la
provincias de Arque (Cochabamba), y norte de Ibáñez (Potosí).
Estos sedimentos, denominados Formación Bolívar (Gumucio,
1967), constituyen al igual que los anteriores, depósitos aluviofluviales
y lacustres con facies evaporíticas, constituidos por
conglomerados basales polimícticos, pelitas y areniscas con
intercalaciones de tobas hacia el tope que reflejan el acortamiento
de una cuenca de antepaís. (García et al., 1993; Pacheco et al.,
1994). Estas rocas fueron datadas en 17,4 ± 0,11 Ma (Gubbels et
al., 1993).
Posteriormente, en el Mioceno terminal y en el sector occidental,
las superficies erodadas tanto de la Formación Bolívar como de
toda la secuencia paleozoica y mesozoica, fueron cubiertas por las
ignimbritas de la Formación Morococala (Ahlfeld & Branisa,
1960). Las volcanitas de esta formación constituyen flujos de
ceniza diferenciadas en dos unidades de enfriamiento: la primera
de composición riolita andalucítica (8,4 Ma) y la segunda riolita
cordierítica (6,8 Ma). Estas rocas corresponden a tres emisiones
ignimbríticas con flujos de cenizas soldadas a no soldadas (Pacheco
et al., 1992, 1994; García et al., 1993)
Finalmente, mucho más al sur se desarrolló otra cuenca del
Mioceno temprano, con el relleno de depósitos conglomerádicos
volcanogénicos de la Formación Mondragón (Lohmann & Branisa,
1962), equivalente temporal de las formaciones Morochata,
Parotani y Bolívar. El análisis de esta unidad será efectuado más
adelante al considerar la región del Sinclinal de Miraflores en
Potosí (p. 64).
Sedimentos neógenos y cuaternarios rellenan la mayor parte de las
cuencas, como las de Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile y otras
menores. La mayoría de ellas son cuencas de piggy back y pullapart.
Algunas tobas próximas al valle de Santiváñez proporcionaron
valores de aproximadamente 2,21 ± 0,42 Ma. Estas edades
indican que las fallas con rumbo ESE asociadas se encuentran
activas desde el Mioceno temprano (Kennan et al., 1995). Las
formaciones Loromayu y Sacaba (Lavenu & Ballivián, 1979),
rellenan una cuenca pull-apart con sedimentos fluviales y lacustres,
en los que se observa una marcada influencia volcánica. La
Formación Sacaba tiene aproximadamente 300 m de espesor. En
estos sedimentos se encontraron restos de gliptodontes en el valle
del Río Rocha.
Más al sur, entre Cochabamba y Sucre, se desarrolla la cuenca de la
Formación Aiquile (Oller, 1992), que representa el relleno de
sedimentos aluviales y fluviales en el valle de Mizque-Aiquile.
conglomerates interbedded with argillaceous levels, conglomeradic
sandstones, clays, gypseous marls and tuffs, reaching a thickness of
210 m.
Another important Miocene basin develops further south, in the
provinces of Arque (Cochabamba), and north of Ibañez (Potosí).
Just like the preceding ones, these sediments, called Bolívar
Formation (Gumucio, 1967), constitute alluvial-fluvial and lacustrine
deposits with evaporitic facies, made up by tuff interbedding
at the top, reflecting the shortening of the foreland basin (García et
al., 1993; Pacheco et al., 1994). These rocks were dated at 17.4 ±
0.11 Ma (Gubbels et al., 1993).
Later on, in the western sector and during the terminal Miocene,
the eroded surfaces of both the Bolivar Formation and the whole
Paleozoic and Mesozoic sequence were covered by the ignimbrites
of the Morococala Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960). This
formation’s volcanites make up ash flows that can be differentiated
in two cooling units: the first on has a rhyolite-andalucite composition
(8.4 Ma), and the second one a rhyolite-cordierite composition
(6.8 Ma). These rocks pertain to three ingnimbritic emissions with
welded to unwelded ash flows (Pacheco et al., 1992, 1994; García
et al., 1993).
Finally, further south, another Early Miocene basin developed, with
the volcanogenic congolomeradic deposit infill of the Mondragón
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which is a temporal
equivalent of the Morochata, Parotani and Bolivar formations. This
unit’s analysis will be carried out later, when considering the
Miraflores Syncline region in Potosí (p. 64).
Neogene and Quaternary sediments fill most of the basins,
including the Parotani, Sacaba, Mizque-Aiquile, and other smaller
bains. Most of them are piggy back and pull-apart basins Some of
the tuffs close to the Santivañez valley gave values of
approximately 2.21 ± 0.42 Ma. These ages indicate that the related
ESE trend faults are active since the Early Miocene (Kennan et al.,
1995). The Loromayu and Sacaba Formations (Lavenu &
Ballivián, 1979) fill a pull-apart basin with fluvial and lacustrine
sediments displaying a marked volcanic influence. The Sacaba
Formation has an approximate thickness of 300 m. In the Rocha
River valley, gliptodont remanents were found in these sediments.
Further south, between Cochabamba and Sucre develops the
Aiquile Formation (Oller, 1992), which represents the alluvial and
fluvial sediment infill in the Mizque-Aiquile valley.
La Cuenca de Miraflores-Potosí
Ciclo Andino I
Sedimentos del Grupo Potosí (Rivas-Valenzuela, 1968) rellenan
diferentes fosas tectónicas del centro y sur. Estas se disponen en
tres grandes fajas: la occidental de Atocha-Tatasi, otra central que
The Miraflores-Potosí Basin
Andean I Cycle
The Potosí Group (Rivas-Valenzuela, 1968) sediments fill
different rift grabens from the center and south. These rifts are laid
out in three big belts: the western Atocha-Tatasi belt, the central
61

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
corresponde al Sinclinal de Miraflores, y finalmente el lineamiento
oriental correspondiente al Sinclinal de Camargo. La fosa más
antigua de la región corresponde al Sinclinal de Miraflores que
tuvo un relleno sedimentario continuo, posiblemente desde el
Jurásico tardío hasta el Paleoceno. Las fosas occidentales y
orientales tuvieron una actividad de relleno posterior a la apertura
del rift cretácico, desde el Cretácico superior hasta el Paleoceno.
Miraflores Syncline belt, and finally, the western lineament,
pertaining to the Camargo Syncline. The region’s oldest trench
corresponds to the Miraflores Syncline, which underwent a
continuous sedimentary infill, probably from the Late Jurassic to
the Paleocene. The western and eastern trenches underwent an
infill activity later than the opening of the Cretaceous rift, from the
Cretaceous to the Paleocene.
FASES
TECTONICAS
AREA DE
ATOCHA
sector occidental
AREA DE
MIRAFLORES
sector central
AREA DE
CAMARGO
sector oriental
C a y a r a
I m p o r a
POST S a n t a L u c í a
RIFT E l M o l i n o
conglomerados
C h a u n a c a
A r o i f i l l a
T o r o t o r o
SYNRIFT
M i r a f l o r e s
T a r a p a y a
L a P u e r t a
B a s a m e n t o
P a l e o z o i c o
Fig. 3.4 Estratigrafía de los sedimentos del Ciclo Andino I en la Cordillera Oriental.
Stratigraphy of the Andean Cycle I sediments in the Eastern Cordillera.
La base de la secuencia está formada por potentes depósitos rojizos
(conglomerados y lutitas rojas) correspondientes a las formaciones
Condo (Cherroni, 1963) de facies aluvial y fluvial, y Kosmina
(Cherroni, 1968) depositada en un ambiente fluvial, de las mismas
características que sus equivalentes arenosos, las formaciones La
Puerta (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente fluvial y Sucre
(Lohmann & Branisa, 1962), fluvial y transicional deltaico.
En el area de Cornaca, en la región de Camargo, se desarrollaron
brechas basálticas con olivino y cromita-magnetita, que según
Tawacoli (1993) constituyen una evidencia del magmatismo
máfico del rifting de trasarco. Rossling & Ballón (1996) refieren
que la intrusión del gabro de Cerro Grande, también en el area de
Camargo, de edad 120,5 ± 0,5 Ma, puede representar el evento más
antiguo del rifting cretácico.
Mertmann & Fiedler (1997) afirman que las formaciones La
Puerta, Tarapaya, Miraflores y Aroifilla, deben ser atribuídas a una
fase sinrift que estuvo caracterizada por una tectónica extensional
activa. En el sur, la sedimentación clástica terrígena está confinada
a un segmento pequeño de graben, limitado por la falla Tocloca al
este y otra falla al oeste, localizada posiblemente entre Atocha y
Tupiza. Según estas autoras, el segmento del graben fue mucho
más amplio en el área de Potosí-Betanzos-Otavi.
The sequence base is made up by thick reddish deposits
(conglomerates and red shale) pertaining to the Condo Formation
(Cherroni, 1963), with alluvial and fluvial facies, and the Kosmina
Formation (Cherroni, 1968), deposited in a fluvial environment,
with the same features as its arenaceous equivalents, the La Puerta
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of fluvial environment,
and the fluvial, and transitional deltaic Sucre Formation (Lohmann
& Branisa, 1962).
In the Cornaca area, in the Camargo region, basaltic breccia with
olivine and chromite-magnetite developed, which, according to
Tawackoli (1993) constitute evidence of the mafic magmatism of
the back-arc rifting. Rossling & Ballón (1996) report that, with an
age of 120.5 ± 0.5 Ma, the gabbro intrusion of Cerro Grande, also
in the Camargo area, could represent the oldest event of the
Cretaceous rifting.
Mertmann & Fiedler (1997) state that the La Puerta, Tarapaya,
Miraflores and Aroifilla formations must be attributed to a synrift
phase that featured active extensional tectonics. In the south, the
terrigenous clastic sedimentation is confined to a small graben
segment, limited by the Tocloca fault to the east, and another fault
to the west, which is possibly located between Atocha and Tupiza.
According to these authors, the graben segment was much wider in
the Potosí-Betanzos-Otavi area.
62

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Continúa una secuencia de areniscas y pelitas rojas y violáceas, con
niveles conglomerádicos. Este conjunto corresponde a la
Formación Tarapaya (Lohmann & Branisa, 1962), que fue
depositado bajo un régimen fluvial, lacustre, y transicional deltaico.
Prosiguen de forma transicional las calizas grises fosilíferas de la
Formación Miraflores (Schlagintweit, 1941), representada por
facies marinas de plataforma somera, con marcada influencia
costera y mareal. Esta formación constituye un excelente nivel guía
de referencia estratigráfica que representa una importante
transgresión marina y formación de una plataforma carbonatada
somera. Esta unidad es muy rica en invertebrados marinos
cenomanianos: moluscos, equinodermos, ostrácodos y otros grupos
de la zona de Neolobites sp.
Inmediatamente después se produjo la reactivación de los procesos
distensivos, acompañados con numerosas efusiones basálticas, así
como la deposición de facies de abanicos aluviales que se
encuentran asociados a estas últimas, fenómenos que indican la
presencia de verdaderos escarpes de fallas en un proceso de rifting.
Esta nueva secuencia se inicia con depósitos de pelitas rojizas,
localmente con base conglomerádica, areniscas rojizas y coladas
basálticas en su parte inferior, así como presencia de yeso en la
parte superior pertenecientes a la Formación Aroifilla (Lohmann &
Branisa, 1962) que corresponden a depósitos fluviales y lacustres,
relacionados con actividad volcánica.
Continúa la secuencia con un relleno de postrift con un horizonte
calcáreo de 10 a 35 m de espesor, que corresponde a la base de la
Formación Chaunaca (Lohmann & Branisa, 1962), que evidencia
una segunda transgresión marina. Esta unidad corresponde a facies
marinas de plataforma somera, con influencia costera, continúa con
pelitas rojas, margas y niveles evaporíticos, así como también
areniscas finas subordinadas.
Lateralmente, hacia los bordes de cuenca y/o lugares adyacentes a
escarpes de falla, se desarrollan las areniscas y areniscas
conglomerádicas con limolitas y arcillitas subordinadas, de las
formaciones Toro Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) y/o Chaupiuno
(Vargas, 1963), que representan depósitos de ambiente fluvial con
influencia volcánica y lacustre. En el sur del país (Camargo,
Culpina, Chaupiuno y otras comarcas), estas areniscas
continentales sobreyacen en discordancia angular a rocas
paleozoicas, principalmente ordovícicas.
Tanto sobre las arenas de la Formación Toro Toro en el sector
oriental, como sobre los sedimentos de las formaciones Chaunaca y
Coroma en la parte central, se asienta una secuencia transgresiva
compuesta principalmente de calizas grises, margas verdes, pelitas
rojas y areniscas calcáreas blancas de la Formación El Molino
(Lohmann & Branisa, 1962) que corresponde a una secuencia
transicional, deltaico-costera, con facies aluviales y lacustres. Es
remarcable la influencia marina (varias transgresiones rápidas). Su
depósito se inició en el Maastrichtiano temprano y concluyó en el
Paleoceno bajo (Daniano). Es una unidad de amplia distribución en
el Altiplano y Cordillera Oriental, con equivalentes cronoestratigráficos
en el Subandino, Perú y Argentina. A lo largo de su
secuencia se desarrollan facies y litologías diferentes: calizas,
calizas estromatolíticas (Pucalithus), margas vari-coloreadas,
areniscas, limolitas, fangolitas y varios niveles de paleosuelos.
Continuing is a sequence of sandstones and red and purple pellites
continues with conglomeradic levels. This set pertains to the
Tarapaya Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which was
deposited under a fluvial, lacustrine and transitional deltaic regime.
The gray fossiliferous limestones of the Miraflores Formation
(Schlagintweit, 1941) continue transitionally, which is represented
by shallow shelf marine facies with marked coastal and tidal
influence. This formation makes an excellent guide level for stratigraphic
reference, representing an important marine transgression
and the formation of a shallow carbonated shelf. This unit is very
rich in Cenomanian marine invertebrates: mollusks, echinoderms,
ostracodes and other groups of the Neolobites sp. zone.
Immediately after, the jostling of distensive processe took place,
accompanied by numerous basaltic effusions, as well as the
deposition of alluvial fan facies that are related to such effusions.
These phenomena indicate the presence of true fault scarpments in
a rifting process. This new sequence starts with red pellite deposits,
locally with a conglomeradic base and reddish sandstones and
basaltic flows in the lower portion. In addition, gypsum of the
Aroifilla Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is present at the
top, pertaining to fluvial and lacustrine deposits related to
volcaninc activity.
The sequence continues with a postrift infill with a calcareous
horizon 10 to 35 m thick, pertaining to the base of the Chaunaca
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), which displays evidence of
a second marine transgression. This unit pertains to shallow shelf
marine facies with coastal influence. It goes on with red pellites,
marls and evaporitic levels, as well as with subordinate fine
sandstones.
Sidewise, towards the basin borders and/or places adjacent to the
fault escarpments develop the sandstones and conglomeradic
sandstones with siltstones and subordinate claystones of the Toro
Toro (Ahlfeld & Branisa, 1960) and/or Chaupiuno (Vargas, 1963)
formations, representing a fluvial environment with volcanic and
lacustrine influence. In the southern part of the country (Camargo,
Culpina, Chaupiuno, and other territories), these continental
sandstones lie in angular unconformity over the Paleozoic, mainly
Ordovician, rocks.
A transgressive sequence made up mainly by gray limestones,
green marl, red pellites, and white calcareous sandstones of the El
Molino Formation (Lohmann & Branisa, 1962) is settled on top of
the Toro Toro Formation sands in the eastern sector, as well as over
the sediments of the Chaunaca and Coroma formations in the
central part. The El Molino Formation corresponds to a transitional,
deltaic-coastal sequence with alluvial and lacustrine facies. The
marine influence is remarkable (several quick transgressions). Its
deposit started during the Early Maastrichtian and ended during the
Lower Paleocene (Danian). This unit is widely distributed in the
Altiplano and Eastern Cordillera, and has stratigraphic equivalents
in the Subandean, Peru and Argentina. Different facies and
lithologies develop along this sequence, including stromatolithic
limestones (Pucalithus), varicolored sandstones, siltstones,
mudstones and several paleosol levels. Other than the
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Caracterizan a esta unidad, además de las algas estromatolíticas
mencionadas, una variedad grande de vertebrados e invertebrados
fósiles, como Gasteroclupea branisae y Pucapristis branisi, restos
de cocodrilos y tortugas, huellas de dinosaurios (Toro Toro y
Sucre), moluscos, restos de plantas, y charáceas. Esta asociación
indica una edad maastrichtiana. Esta unidad tiene equivalentes de
facies proximales con areniscas calcáreas y paleosuelos de la
Formación Cajones del Subandino Centro, las formaciones Eslabón
y Flora del Subandino Norte, y los conglomerados de la Formación
Tobité del borde del Cratón de Guaporé.
De forma transicional, o con una ligera seudoconcordancia,
prosiguen las fangolitas y arcillas, así como limolitas y areniscas
pardo rojizas de la Formación Santa Lucía (Lohmann & Branisa,
1962), depositada en ambientes aluviales, fluviales y lacustres. Los
sedimentos de esta unidad están intercalados con algunos niveles
de tobas y areniscas conglomerádicas. En el desarrollo de la unidad
pueden observarse también varios niveles de paleosuelos. El
conjunto fue depositado en una cuenca paleógena de trasarco. En la
descripción de esta unidad, efectuada líneas arriba, sobre la región
de Tiupampa (Cochabamba) (p. 59-60), se proporciona mayor
información sobre la litología, facies y edad de estos sedimentos.
Por encima sobreyacen los sedimentos de la Formación Impora
(Sempere et al., 1988), que representan un ambiente fluvial y
lacustre. Esta formación es considerada como un equivalente del
miembro superior de la Formación Santa Lucía en el área de
Camargo.
La secuencia concluye con un conjunto de formaciones paleógenas
(Paleoceno superior a Oligoceno inferior), representadas por la
Formación Cayara (Lohmann & Branisa, 1962), de ambiente
fluvial y lacustre, y la Formación Potoco (Pérez-Mendieta, 1963),
depositada en una planicie fluvial y lacustre pero con influencia
volcánica. Las dos unidades fueron depositadas en cuencas de
trasarco y antepaís., y finaliza con las facies fluviales y lacustres de
la Formación Camargo (Vargas-Flores, 1963), en una cuenca
piggy back de la Cordillera Oriental.
La transición de la Formación Potoco a la Formación Camargo
indica un cambio de facies gruesas de origen aluvial proximal a
facies de grano fino de origen aluvial distal (Marshall et al. ,
1997).
Ciclo Andino II
La gran discontinuidad en los Andes se produce en el límite
Oligoceno-Mioceno, debido a la formación, en territorio peruanochileno,
de un complejo arco volcánico. La sedimentación durante
el Ciclo Andino II está estrechamente relacionada al volcanismo
mioceno, especialmente en centros como Potosí, Tupiza, Atocha,
Uyuni y San Cristobal (Wolter & Siebel, 1998). La mayor parte de
esta actividad está localizada sobre los grandes lineamientos
tectónicos, como Uyuni-Khenyani.
En el área de Miraflores (Potosí), durante el Mioceno inferior se
inicia el registro de los Conglomerados Mondragón (Lohmann &
Branisa, 1962), depositados en una cuenca de piggy back de la
Cordillera Oriental, y que sobreyacen de forma discordante sobre
distintas unidades de distinta edad. Estos conglomerados
aforementioned stromatolitic algae, his unit features a great variety
of fossil vertebrates and invertebrates, including Gasteroclupea
branisae and Pucapristis branisi, crocodile and turtle remanents,
dinosaur footprints (Toro Toro and Sucre), mollusks, plant remanents
and charophytes This association indicates a Maas-trichtian
age. This unit has proximal facies equivalents, with calcareous
sandstones and paleosols of the Cajones Formation of the Central
Subandean, the Eslabón and Flora formations of the North
Subandean, and the conglomerates of the Tobité Formation of the
Guaporé Craton’s border.
Transitionally, or with a slight pseudoconformity continue the
mudstones and clays, as well as the siltsones and reddish brown
sandstones iof the Santa Lucía Formation (Lohmann & Branisa,
1962) which was deposited in alluvial, fluvial, and lacustrine
environments. This unit’s sediments are interbedded with some tuff
and conglomeradic sandstone levels. Several paleosol levels can
also be seen in this unit’s development. The set was deposited in a
Paleogene back-arc basin. In this unit’s description above, regarding
the Tiupampa region (Cochabamba) (p. 59-60), greater
information on the lithology, facies and age of these sediments is
provided.
On top lie the sediments of the Impora Formation (Sempere et al.,
1988), representing a fluvial and lacustrine environment. This
formation is considered to be the equivalent of Santa Lucía Formation’s
upper member, in the Camargo area.
The sequence ends with a set of Paleogene formations (Upper
Paleocene to Lower Oligocene), represented by the Cayara
Formation (Lohmann & Branisa, 1962), of a fluvial and lacustrine
environment, and the Potoco Formation (Pérez-Mendieta, 1963),
deposited in a fluvial and lacustrine plain, yet with volcanic
influence. Both units were deposited in back-arc and foreland
basins. The set ends with the fluvial and lacustrine facies of the
Camargo Formation (Vargas-Flores, 1963), deposited in a Eastern
Cordillera piggy back basin.
The transition of the Potoco Formation to the Camargo Formation
indicates a shift from coarse, proximal alluvial origin facies to fine
grained, distal alluvial origin facies (Marshall et al. , 1997).
Andean II Cycle
The large discontinuity in the Andes occurs in the Oligocene-
Miocene limit, due to the formation of a complex volcanic arc in
Peruvian-Chilenian territory. During the Andean II Cycle, the sedimentation
is closely linked to the Miocene volcanism, particularly
in centers such as Potosí, Tupiza, Atocha, Uyuni and San Cristobal
(Wolter & Siebel, 1998). Most of the activity is located over the
large tectonic lineaments such as Uyuni-Khenyani.
In the Miraflores area (Potosí), the Mondragón Conglomerates
(Lohmann & Branisa, 1962) record starts during the Lower
Miocene. These conglomerates were deposited in an Eastern
Cordillera piggy back basin, and lie in unconformity over different
units of different ages. They correspond to alluvial, fluvial and
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
corresponden a depósitos aluviales, fluviales y volcánicos
(ignimbritas y basaltos). La mayoría de los clastos corresponden a
rocas paleozoicas. Sin embargo, una tercera parte pertenece a
rocas cretácicas del Grupo Puca. Una muestra de toba recolectada
cerca de la base de la Formación Mondragón proporcionó una edad
absoluta de 20 Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995)
refieren la datación de una ignimbrita de la base de la unidad en 19
Ma. Una detallada descripción secuencial de esta formación fue
realizada por Jarandilla (1988).
En la región de Potosí, sobreyacen a estos conglomerados,
aparentemente en seudoconcordancia, rocas volcanoclásticas de la
Formación Agua Dulce (Turneaure & Marvin, 1947) relacionadas
a la caldera de Kari Kari.
Un corte actualizado del Cerro Rico de Potosí (Cunningham et al.,
1996, fig. 2) muestra una secuencia neógena, desarrollada de forma
discordante sobre filitas y areniscas ordovícicas, integrada por los
conglomerados de la Formación Pailaviri (Evans, 1940) de origen
aluvial y fluvial, y concluye con tobas volcánicas y lutitas fluviolacustres
de la Formación Caracoles (Turneaure & Marvin, 1947),
todas ellas relacionadas con la caldera de Kari Kari. Todo lo
anterior se halla intruido por las dacitas del Cerro Rico.
volcanic deposits (ignimbrites and basalts). Most of the clasts
pertain to Paleozoic rocks. However, one third of them belongs to
Cretaceous rocks of the Puca Group. A tuff sample collected near
the base of the Mondragón Formation gave an abolute age of 20
Ma (Everden et al., 1977). Kennan et al. (1995) report the date of
an ignimbrite from the unit’s base at 19 Ma. A detailed sequential
description of this formation was carried out by Jarandilla (1988).
In the Potosí region, these conglomerates are overlain by
volcanoclastic rocks of the Agua Dulce Formation (Turneaure &
Marvin, 1947), which are related to the Kari Kari caldera.
An updated cut of the Cerro Rico of Potosí (Cunningham et al.,
1996, fig. 2) shows a Neogene sequence that developed in
unconformity over Ordovician phyllites and sandstones, and that is
integrated by conglomerates of the Pailaviri Formation (Evans,
1940), of alluvial and fluvial origin. It ends with the volcanic tuffs
and fluviolacustrine shale of the Caracoles Formation (Turneaure
& Marvin, 1947), all of them related to the Kari Kari caldera. All
of the above is intruded by the Cerro Rico dacites.
Fig. 3.5 Magmatismo Mioceno en el borde oeste de la Cordillera Oriental
Miocene magmatism in western border of Eastern Cordillera
(Modificado de / Modified from Grant et al., 1979; Schneider, 1981, 1985; Schneider & Halls, 1985; Koeppen et al., 1987;
Ort, 1991, 1991; Gubbels, 1993)
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Sector Sur de la Cordillera Oriental
Las Cuencas Cenozoicas de Tupiza, Nazareno y Estarca
Las cuencas de Tupiza, Nazareno y Estarca, conforman estrechas
franjas de dirección N-S rellenas con sedimentos continentales de
edad cenozoica; están restringidas al sector sur de la Cordillera y
abarcan desde la localidad de Tupiza por el norte hasta la frontera
con la Argentina por el sur, algunas de ellas ingresan a territorio
argentino.
La cuenca de Tupiza fue generada durante un período que
comenzó al final del Oligoceno, cerca de los 29 Ma y finaliza en el
Mioceno tardío entre 10 y 9 Ma. Durante 29 y 21 Ma la cuenca se
abre como una cuenca pull-apart, relacionada a fallas N-S de
desgarre sinestral. El cambio del marco tectónico coincide con el
gran aumento en la velocidad de convergencia entre la placa de
Nazca y Sudamérica produciendo cabalgamientos y fallamientos.
Estos fenómenos producen las geometrías de las cuencas de
Estarca y Nazareno que se desarrollan como cuencas de piggyback,
mientras que la cuenca de Tupiza adquiere una geometría
característica con cabalgamiento marginal de vergencia centrípeta.
El relleno sedimentario en las tres cuencas es un tanto distinto, en
Tupiza se inicia con el depósito de brechas rojas de conos
aluviales que pasan gradualmente a facies de arcillas rojas con
yeso Formación Palala/Catati, (Blanco,1990; Herail,1991) estas
últimas están restringidas únicamente a las partes más profundas
de la cubeta; es frecuente encontrar también por sectores facies
arenosas de ríos entrelazados. Todo este conjunto tiene un espesor
de 50 a 100 m, descansa discordantemente sobre las lutitas negras
ordovícicas de las formaciones Obispo y Cieneguillas y/o sobre
sedimentos del Cretácico (Formación Chaunaca).
La Formación Palala/Catati está recubierta por una espesa serie de
conglomerados rojos de origen aluvial con cantos rodados de rocas
ordovícicas y en menor proporción de calizas cretácicas
correspon-dientes a la Formación Tupiza (Montaño 1966). Dentro
de estos sedimentos se ha detectado una colada de lava ácida
(Formación Rondal) la misma que a sido datada en 22,7 ± 0,6 Ma.
La Formación Tupiza alcanza un espesor de 500 a 1000 m.
La Formación Nazareno (Montaño, 1966), con un espesor no
mayor a 1000 m, se sobrepone a la Formación Tupiza en una
relación discordante. En las cuencas de Nazareno y Estarca apoya
directamente sobre sedimentos ordovícicos; esta unidad se inicia
con niveles conglomerádicos gradando hacia arriba a facies arenoarcillosas
típicas de esta formación. Las facies proximales conglomerádicas
están compuestas por clastos de rocas ordovícicas y
corresponden a depósitos de abanicos aluviales. Hacia los ejes de
cuenca las facies más distales están compuestas por areniscas
rosadas y blancas interestratificadas con depósitos arcillosos de
ambientes fluviales medio a distal. Esta litofacies contiene niveles
de tobas y conglomerados tufiticos con clastos de dacita probablemente
asociado al evento volcánico Choroma, una muestra de toba
dacítica de cerca la base de esta formación dio una edad (K-Ar) de
18 ± 0,5 Ma.
South Sector of the Eastern Cordillera
The Cenozoic Tupiza, Nazareno and Estarca Basins
The Tupiza, Nazareno and Estarca basins make up narrow N-S
trend strips filled with Cenozoic continental sediments; they are
restricted in the southern sector of the Cordillera, and range from
the locality of Tupiza in the north, to the border of the Republic of
Argentina, to the south. Some of them extend into Argentine
territory.
The Tupiza basin was generated during a period beginning at the
end of the Oligocene, ca. 29 Ma, and ending during the Late
Miocene, between 10 and 9 Ma. During 29 and 21 Ma, the basin
opened up as a Pull-Apart related to N-S sinistral wrench faults. The
change in tectonic framework coincides with the great increase in
the convergence velocity between the Nazca Plate and South
America, producing thrustings and faultings. These phenomena
produce the geometric Estarca and Nazareno basins, which develop
as piggy back basins, while the Tupiza basin acquires a typical
characteristic with centripetal-verging marginal thrusting.
The sedimentary infill of the three basins is quite different; in
Tupiza, it starts with the deposition of red breccia from alluvial
cones which gradually shift to red clay facies with gypsum
Palala/Catati Formation (Blanco, 1990; Herail, 1991). The latter
are restricted only in the deepest areas of the trough; braided river
arenaceous facies are frequently found by sectors. This whole set
has a thickness of 50 to 100 m, and it rests in unconformity upon
Ordovician black shale of the Obispo and Cienaguillas formations
and/or over Cretaceous sediments (Chaunaca Formation).
The Palala/Catati Formation is covered by a thick series of red
alluvial conglomerates with Ordovician rock boulders, and in lesser
proportion, with Cretaceous limestones pertain to Tupiza
Formation (Montaño, 1966). An acid lava flow (Rondal Formation)
stands out within these sediments, having been dated at an age of
22.7 ± 0.6 Ma. The Tupiza Formation reaches a thickness ranging
from 500 to 1000 m.
With a thickness not exceeding 1000 m, the Nazareno Formation
(Montaño, 1966) lies in unconformity over the Tupiza Formation.
At the Nazareno and Estarca basins, it is supported directly by
Ordovician sediments; this unit starts with conglomeradic levels
that shift to arenaceous-argillaceous facies which are typical of this
formation. The conglomeradic proximal facies are made up by
Ordovician rock clasts and pertain to alluvial fan deposits. Towards
the basin’s axis, the most distal facies are made up by pink and
white sandstones interbedded with argillaceous deposits of medium
to distal fluvial environments. This lithofacies contains tuffite levels
and tuffitic conglomerates with dacite clasts, which are probably
associated to the Choroma volcanic event. A dacitic tuffite sample
from near the base of this formation gave an age (K-Ar) of 18 ± 0.5
Ma.
66

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La Formación Oploca (Montaño, 1966) corresponde al relleno
final de la cuenca de Tupiza, sobreyace a la Formación Nazareno,
lateral y localmente lo hace directamente sobre rocas ordovícicas
en una relación discordante angular. Los sedimentos de esta
unidad alcanzan algo más de 600 m de espesor; está constituida
por conglomerados con matriz arenosa y niveles de areniscas
subor-dinadas, los conglomerados son clasto soportados, muy
bien redondeados, son abundantes aquellos de origen volcánico
(lavas y tobas dacíticas). También es frecuente encontrar niveles
tufiticos retrabajados. Un nivel de toba que no contiene material
retrabajado, de cerca del tope de esta formación, dio una edad de
8,25 ± 0,74 Ma. Estos sedimentos han sido depositados en un
sistema de ríos entrelazados, las direcciones de paleocorrientes
indican un transporte paralelo al eje de cuenca, mientras que para
las formaciones más viejas el transporte se produjo desde los
bordes hacia el centro de cuenca.
La Cuenca Pleistocena de Tarija
Hasta hace poco, los geólogos del Cuaternario utilizaron el
nombre de “Tarija” para referirse a la cuenca pleistocena de los
alrededores de esa ciudad, pero en vista de que dos unidades no
deben tener el mismo nombre, y respetando las normas del Código
de Nomenclatura Estratigráfica sobre prioridad, por cuanto el
nombre de “Formación Tarija” es aplicado desde los años veinte
para rocas del Carbonífero del Subandino Sur, se propuso
reactualizar y convalidar el término informal ya utilizado por
geólogos del área de Tarija como Formación Tolomosa (Suárez &
Díaz, 1996). En el cuadro cronoestratigráfico de Oller (1992) esta
secuencia fue referida como Formación Orozas. Esta rocas
pleistocenas están constituidas por sedimentos continentales
fluviales y lacustres, que rellenaron la cuenca cuaternaria de piggy
back de la Cordillera Oriental. Las características litológicas, y
otras referencias de la abundante fauna de vertebrados
ensenadenses, como Cuvieronius tarijensis y Megatherium
tarijense, encontrada en estos sedimentos puede ser consultada en
la veintena de publicaciones sobre el particular. Un resumen de
ellas está consignada en Marshall & Sempere (1991).
Síntesis estructural
Durante el Arqueozoico y Proterozoico, el Escudo Brasilero que
constituía el borde occidental del Continente de Gondwana,
experimentó una serie de modificaciones consistentes en la
acreción de nuevos terrenos, formación de algunas cuencas
intracratónicas, y el desarrollo de importantes cinturones
orogénicos como los de San Ignacio, Sunsás y Aguapei
(Litherland et al., 1986). Posteriormente, hacia finales del
Proterozoico o inicios del Paleozoico, mientras los supercontientes
de Laurentia y Gondwana se desplazaban en posiciones contrarias,
como consecuencia de una fuerte tensión cortical en el borde
occidental del Gondwana, se inició un proceso de triple fractura en
territorio boliviano. Esta triple factura originó la separación de la
microplaca denominada Macizo de Arequipa-Huarina y la
formación del rift intracratónico del Paleozoico inferior boliviano
“Rift Contaya-Tacsara” (Suárez-Soruco, 1989) véase p. 5.
El centro de esta triple factura estuvo localizado aproximadamente
en la región del Chapare (Cochabamba) y consistió de los
siguientes brazos: el primero con orientación W-E con
Corresponding to the final infill of the Tupiza basin, the Oploca
Formation (Montaño, 1066) lies over the Nazareno Formation,
laterally and locally directly over Ordovician rocks in an unconforming
angular relation. This unit’s sediments reach up to a thickness
of a little more than 600 m. It is made up by arenaceous matrix
conglomerates and subordinate sandstone levels. The conglomerates
are clast-supported, very well rounded, and those of volcanic origin
(lavas and dacitic tuffites) are abundant. Frequen-tly, overworked
tuffitic levels can be found. Near the top of this formation, a single
tuffite level not containing any overworked material gave an age of
8.25 ± 0.74 Ma. These sediments were deposited in a braide river
system. The paleocanal directions indicate a transportation parallel
to the basin’s axis, while, for the older formations the transportation
occured from the edges to the center of the basin.
The Pleistocene Basin of Tarija
Up until the recent, the Quaternary geologists used the name of
“Tarija” to refer to the Pleistocene basin in the surrounding area of
such city; however, since two units can not have the same name,
and the name “Tarija Formation” is applied to the South Subandean
Carboniferous rocks since the 20’s, in observance of the norms on
priority of the Stratigraphic Nomenclature Code, a proposal was
made to update and validate the informal term which geologists in
the Tarija area had already been using; that is, Tolomosa Formation
Suárez & Díaz, 1996). In Oller’s (1992) chronostratigraphic
chart, this sequence is referred to as the Orozas Formation. These
Pleistocene rocks are made up by fluvial and lacustrine continental
sediments that infilled the Quaternary piggy back basin of the
Eastern Cordillera. The lithological features, and other references on
the abundant Ensenadean vertebrate fauna found in these sediments,
such as Cuvieronius tarijensis and Megatherium tarijense, may be
consulted in a score of publications on the topic. A summary thereof
can be found in Marshall & Sempere (1991).
Structural Synthesis
During the Archeozoic and Proterozoic, the Brazilian Shield that
made up the western border of the Gondwana Continent
experienced a series of modifications, which consisted of the
accretion of new terranes, formation of some intracratonal basins,
and the development of important orogenic belts, such as the those
of San Ignacio, Sunsás and Aguapei (Litherland et al., 1986). Later
on, towards the end of the Proterozoic or beginning of the
Paleozoic, a triple fracture process started in Bolivian territory,
while the Laurentia and Gondwana supercontinents displaced in
opposite positions as consequence of a strong crustal stress in the
western border of Gondwana. This triple junction gave place to the
separation of the microplate called Arequipa-Huarina Massif and
the formation of the intracratonic rift of the Bolivian Lower
Paleozoic “Contaya-Tacsara Rift” (Suárez-Soruco, 1989). See p. 5.
The center of this triple junction was located approximately in the
Chapare region (Cochabamba), and consisted of the following
branches: the first branch with a W-E trend and an extension
67

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
prolongación hacia la región de Chiquitos; un segundo brazo con
dirección N-S, desde el Chapare hasta el norte argentino, y un
tercer brazo, con orientación SE-NW, desde el Chapare hacia el
Perú y posiblemente afectando también territorio ecuatoriano. El
desarrollo extensional de las fracturas N-S y SE-NW causó la
formación de un amplio rift y la consiguiente separación de la
Microplaca de Arequipa-Huarina. La apertura de estas fracturas
posiblemente siguió un orden rotacional de formación, siguiendo
el siguiente orden destrógiro: Cuenca Chiquitana (principalmente
proterozoica), Cuenca de Tacsara (abierta a fines del
Proterozoico), y Cuenca de Contaya (en el Ordovícico medio)
[Erdtmann & Suarez-Soruco, 1999].
Durante los ciclos Brasiliano y Tacsariano, la cuenca, inicialmente
pequeña, se rellenó con sedimentos clásticos y carbonatos
marinos, gruesos y no fosilíferos durante el Cámbrico, y
paulatinamente más finos en el Ordovícico inferior (facies con
graptolites). A partir del Ordovícico medio se producen coladas
submarinas de rocas básicas y ultrabásicas, y al final del
Ordovícico, la inyección de grandes cuerpos plutónicos
localizados en el norte argentino, produce el solevantamiento de
una protocordillera oclóyica. Durante el Ciclo Cordillerano, la
cuenca se amplió considerablemente, aunque las facies son más
someras.
A fines del Ciclo Cordillerano se produjo una deformación
tectónica importante, que involucra a las secuencias tacsarianas y
cordilleranas, la Fase Chiriguana (o Eohercínica). Estos
movimientos fueron ampliamante discutidos por Megard,
Martinez, Tomasi y otros geólogos de ORSTOM, en una extensa
serie de publicaciones. Estos movimientos compresivos,
producidos a nivel continental, ocasionaron el plegamiento de las
rocas previas y la formación de una cordillera hercínica, desde el
norte de sudamérica, pasando por las sierras australes de Buenos
Aires, hasta Sudáfrica. La edad aproximada del metamorfismo de
esta deformación en la Cordillera Oriental Sur, fue medida por
Tawackoli et al. (1996) entre 374 y 317 millones de años.
La cuenca del Ciclo Subandino se desarrolló inicialmente con
cañones submarinos al este (grupos Macharetí-Mandiyutí), y
poste-riormente, en el oeste, con facies de plataformas marinas
carbonáticas al oeste (Grupo Titicaca). Este ciclo concluye con la
Fase Kolla, con coladas basálticas durante el Triásico superior y
Jurásico inferior en el borde oriental, e intrusiones plutonicas en el
sector noroccidental [225-202 Ma] (Cordillera Real).
Durante el Ciclo Andino, a partir del Jurásico inferior, las
secuencias se continentalizan, se forman cuencas de rift de
trasarco con llanuras aluviales, eólicas, fluviales y lagunares.
Durante el Mesozoico el arco volcánico provee de cenizas y
materiales que se intercalan en las secuencias clásticas. Algunas
transgresiones marinas (Miraflores, El Molino) interrumpen el
depósito contínuo continental.
Según muchos autores (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990;
Tawackoli et al. 1996), una importante deformación en la
Cordillera Oriental Sur se produjo en el Oligoceno inferior,
causando la erosión de la cobertura cretácico-paleocena. La cuenca
neógena comenzó con un pulso tectónico mayor alrededor de los
22 a 24 Ma, y dentro de las cuencas, la deformación compresiva
towards the Chiquitos region; a second branch with N-S trend, from
Chapare to northern Argentina; and the third branch, with SE-NW
trend from Chapare to Peru, and which probably also affects
Equatorian territory. The extensional development of the N-S and
SE-NW fractures caused the formation of a wide rift, and the
consequent separation of the Arequipa-Huarina Microplate. The
opening of these fractures probably followed a rotational formation
order, according to the following clockwise order: Chiquitos Basin
(mainly Proterozoic), Tacsara Basin (opened at the end of the
Proterozoic), and Contaya Basin (in the Middle Ordovician)
[Erdtmann & Suárez-Soruco, 1999].
During the Brazilian and Tacsarian cycles, the initially small basin
was infilled with clastic sediments and marine carbonates, which
were coarse and non-fossiliferous during the Cambrian, and
gradually became thinner during the Ordovician (facies with
graptolites). Starting with the Middle Ordovician, submarine flows
basic and ultramafic rocks were produced, and at the end of the
Ordovician, the injection of large plutonic bodies located in
northern Argentina produce the uplift of an ocloyic proto-range.
During the Cordilleran Cycle, the basin was considerably expanded,
although the facies are shallower.
At the end of the Cordilleran cycle, an important tectonic
deformation occured, the Chiriguano (or Eo-hercynic) Phase,
involving the Tacsarian and Cordilleran sequences. In a series of
extensive publications, these movements were widely discussed by
Megard, Martinez, Tomasi and other ORSTOM geologists.
Produced at continental level, these compressive movements caused
the folding of the previous rocks and the formation of a hercynic
range, embracing from the north of South America, passing by the
austral ranges if Buenos Aires, up to South Africa. The approximate
age of this deformation’s metamorphism in the South Eastern
Cordillera was measured by Tawackoli et al. (1996) to be between
374 and 317 millions of years.
The Subandean Cycle basin developed initially with submarine
canyons to the east (Macharetí-Mandiyutí groups), and later on,
with carbonatic marine shelf facies to the west (Titicaca Group).
This cycle ends during the Upper Triassic and Lower Jurassic with
the Kolla Phase, with basaltic flows at the eastern border, and
plutonic intrusions in the northwester sector [225-202 Ma]
(Cordillera Real).
During the Andean Cycle, starting at the Lower Jurassic, the
sequences become continental, forming back-arc rift basins with
alluvial, aeolian, fluvial and pond plains. During the Mesozoic, the
volcanic arc provides ashes and other materials that interbed with
the clastic sequences. Some marine transgressions (Miraflores, El
Molino) interrupt the continuous continental deposit.
According to several authors (Martínez, 1980; Sempere et al., 1990;
Tawackoli et al. 1996), an important deformation of the South
Eastern Cordillera took place during the Lower Oligocene, causing
the erosion of the Cretaceous-Paleocene cover. The Neogene basin
started with a major tectonic pulse aroung 22 to 24 Ma, and within
the basins, the compressive deformation is of different ages. At the
68

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
tiene distintas edades, en la cuenca de Nazareno se registró desde
22 a 12 Ma, y en las cuencas de Tupiza-Estarca se activaron
alrededor de los 17 Ma.
De forma coincidente, los últimos datos demuestran que la etapa
más importante del plegamiento andino se produjo alrededor de
los 20 Ma (Oligoceno tardío - Mioceno temprano) (Hérail et al.,
1994; Sempere et al., 1990) Esta acción está ligada a movimientos
de la placa pacífica.
Magmatismo
Paleozoico
La actividad magmática producida durante el Ordovícico en la
Cordillera Oriental de Bolivia refleja el rifting de la corteza
continental. El volcanismo submarino intercala la secuencia
sedimentaria marina: en el Arenigiano se interestratifican en el sur
del país tobas cineríticas y flujos dacíticos. Durante el
Llanvirniano, en la parte central de la Cordillera Oriental y
mayormente relacionadas a la Formación Capinota y equivalentes,
se interestratifican flujos de basaltos submarinos, doleritas
amigdaloides. En el Caradociano intercalan con la Formación
Amutara, en la región central y norte de la Cordillera Oriental,
lavas almohadilla de andesita basáltica y traquiandesitas
espilitizadas (Avila Salinas, 1996).
La actividad magmática a fines del Ordovícico está relacionada a
la Fase Oclóyica, que como se indicó líneas arriba, produjo la
intrusión de plutones en el norte argentino.
El principal movimiento tectónico se produjo entre el Devónico
superior y el Carbonífero inferior, especialmente durante este
último. El evento corresponde a la denominada Fase Chiriguana
por geólogos de YPFB, y ampliamente estudiada por geólogos de
ORSTOM bajo la denominación de Fase Eohercínica. Este es un
evento principalmente compresivo que involucró a la mayoría de
las rocas del Paleozoico inferior
Mesozoico
El evento magmático más importante durante el Mesozoico
corresponde a la Fase Kolla Avila-Salinas (1989), que marca el
límite entre los ciclos Subandino y Andino, y que se desarrolló
principalmente entre el Triásico más alto y el Jurásico medio. Este
magmatismo presenta dos fases diferentes, una primera etapa
compresiva con intrusiones plutónicas en el área norte de la
Cordillera Oriental, y la otra distensiva, en el sector central y sur.
Según Avila (1981), el núcleo de la Cordillera Real está ocupado
por varios plutones graníticos y granodioríticos (batolitos de
Sorata, Huato, Yani, Taquesi, y Huayna Potosí), cuya edad triásica
superior (en el rango de 210-200 Ma) ha sido establecida
(Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977,
inédito).
Nazareno basin, ages from 22 to 12 Ma were registered, while the
Tupiza-Estarca basins got activated aroung 17 Ma.
Coincidentally, the latest data show that the most important Andean
folding stage occured around 20 Ma (late Oligocene – Early
Miocene) (Hérail et al., 1994; Sempere et al., 1990). This action is
linked to the pacific plate motion.
Magmatism
Paleozoic
In the Eastern Cordillera of Bolivia, the magmatic activity that
occured during the Ordovician reflects a rifting of the continental
crust. The submarine volcanism interbeds with the sedimentary
marine sequence: During the Arenigian, in the southern part of the
country, kyneritic tuffs and dacitic flows interbed. During the
Llanvirnian, in the central part of the Eastern Cordillera, the
submarine basalt flows, and amigdaloid dolerites, equivalent and
mostly related to the Capinota Formation, interbed with one
another. During the Caradocian, basaltic andesite pillow lavas and
spitilized trachy-andesite interbed with the Amutara Formation in
the central and northern regions of the Eastern Cordillera (Avila
Salinas, 1996).
At the end of the Ordovician, the magmatic activity is related to the
Ocloyic Phase which, as indicated above, produced the intrusion of
plutons in Northern Argentina.
The main tectonic movement occured between the Upper Devonian
and the Lower Carboniferous, particularly during the latter. The
event pertains to the phase that YPFB geologists refer to as the
Chiriguana Phase, and which is widely studied by ORSTOM
geologists under the name of Eo-hercynic Phase. This is a mainly
compressive event which involved most of the Lower Paleozoic
rocks.
Mesozoic
During the Mesozoic, the most important magmatic event pertains
to the Kolla Phase Avila-Salinas (1989), which marks the boundary
between the Andean and Subandean cycles. It developed mainly
between the uppermost Triassic and the Middle Jurassic. This
magmatism presents two different phases: a first, compressive stage,
with plutonic intrusions in the northern area of the Eastern
Cordillera, and the other, distensive stage, in the central and
southern sector.
According to Avila (1981), the Cordillera Real core is occupied by
several granitic and granodioritic plutons (the Sorata, Huato, Yani,
Taquesi, and Huayna Potosí batholiths). The Upper Triassic age (in
the 210-200 Ma range) of the former has been established
(Evernden et al. , 1977; Grant et al., 1979; McBride, 1977,
unedited).
69

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El evento distensivo desarrolló mantos y coladas basálticas en la
zona central. El Basalto Entre Ríos proporcionó edades muy
dispares y cuestionadas (entre 235 y 171 Ma). El Basalto de
Tarabuco, por el contrario, tiene una buena datación de 171,4 Ma
(Sempere, 1996). Otros filones mantos, de origen extensional,
aflorantes en la región de Cornaca (área de Tupiza) intruyen rocas
ordovícicas y fueron datados en 184,0 ± 4,9 Ma (Jurásico inferior)
(Tawackoli et al., 1996). Durante el resto del Mesozoico,
especialmente en el Cretácico, la cuenca estuvo relacionada a
procesos de rifting de trasarco, que produjeron derrames de lavas
y basaltos en distintas oportunidades, como el Basalto de Betanzos
datado en 80-83 Ma.
Cenozoico
En el sector meridional de la Cordillera Real se emplazaron, entre
otros, los cuerpos ígneos del Illimani, batolito de Quimsa Cruz y el
plutón de Santa Vera Cruz, durante el Oligoceno-Mioceno inferior
(McBride, 1977, inédito; Grant et al., 1979).
Más al sur, en el borde oeste de la Cordillera Oriental, próximo al
límite con el Altiplano, tuvo lugar durante la mayor parte del
Mioceno, una importante etapa de magmatismo extrusivo que
formó y modeló las mesetas ignimbríticas más extensas e
importantes de Bolivia (Fig. 3.5): Morococala (1500 km 2 )
formada entre los 8,4 y 6,4 Ma, la Meseta de Los Frailes (8500
km 2 ) formada entre los 8 y 5 Ma, y la de Panizos formada entre
los 7,9 y 6,75 Ma (esta última en dominio altiplánico). El análisis
de estas ignimbritas, calderas, y de los intrusivos subvolcánicos
asociados, puede ser consultada en la extensa literatura dedicada a
su estudio como Grant et al. (1979); Schneider (1981, 1985,
1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al. (1987); Ort
(1991, 1992); Gubbels (1993) y Leroy & Jiménez (1996), entre
otros.
Schneider & Halls (1985) y Schneider (1987) reconocieron cinco
etapas principales en el desarrollo del magmatismo del complejo
volcánico Frailes-Kari Kari. Este magmatismo se inicia a fines del
Oligoceno y tiene su mayor desarrollo durante todo el Neógeno
(principalmente el Mioceno).
El primer episodio (Kumurana) tuvo lugar a los 25 Ma, el
segundo (Kari Kari) entre los 25-20 Ma, el tercer episodio
(Cebadillas) entre 17 y 10 Ma, el cuarto (Meseta de Los Frailes)
entre 8 y 5 Ma, y finalmente el quinto episodio (Post-Frailes) entre
4 y 1 Ma.
Este volcanismo forma parte de la provincia magmática de
trasarco del Cratógeno Andino Central, y está asociado a una
importante mineralización polimetálica, desarrollada al sur de la
Meseta de Morococala en los intrusivos subvolcánicos de
Colquechaca (22,6 Ma), Tasna (16,4 Ma), Chorolque (16,2 Ma),
Tatasi (15,6 Ma), Chocaya (13,8 Ma), Potosí (13,8 Ma) y
Llallagua (9,4 Ma), entre otros. Estas intrusiones están
relacionadas con la mineralización principalmente de estaño y
plata, y de otros minerales asociados como As-W-Pb-Zn-Sb-Bi-U.
El clímax de la mineralización tuvo lugar entre los 18 y 16 Ma.
In the central area, the distensive event developed basaltic mantles
and flows. The Entre Ríos Basalt gave very uneven and disputed
ages (between 235 and 171 Ma). On the other hand, the Tarabuco
Basalt gave a good dating at 171.4 Ma (Sempere, 1996).
Outcropping in the Cornaca region (Tupiza area), other mantle lodes
of extensional origin, intrude into Ordovician rocks and were dated
at 184.0 ± 4.9 Ma (Lower Jurassic) (Tawackoli et al., 1996).
During the rest of the Mesozoic, particularly during the Cretaceous,
the basin was related to back-arc rifting processes which in different
ocassions produced lava and basalt spills, such as the Betanzos
Basalt, dated at 80-83 Ma.
Cenozoic
During the Oligocene-Lower Miocene, in the meridional sector of
the Cordillera Real, the igneous bodies of the Illimani, the Quimsa
Cruz batholith, and the Santa Vera Cruz pluton, were emplaced,
among others (McBride, 1977, unpublished; Grant et al., 1979).
Further south, in the western border of the Eastern Cordillera, close
to the Altiplano boundary, an important extrusive magmatism stage
took place during most of the Miocene, forming and shaping the
most extensive and important ignimbritic plateaus in Bolivia (Fig.
3.5): Morococala (1500 km 2 ) formed between 8.4 and 6.4 Ma, the
Los Frailes plateau (8500 km 2 ) formed between 8 and 5 Ma, and
Panizos formed between 7.9 and 6.75 Ma (the latter in the Altiplano
domain). Analyses of these ignimbrites, calderas and related
subvolcanic intrusives may be referred to in the extensive literature
devoted to their study, including Grant et al. (1979); Schneider
(1981, 1985, 1987); Schneider & Halls (1985); Koeppen et al.
(1987); Ort (1991, 1992); Gubbels (1993) and Leroy & Jiménez
(1996), among others.
Schneider & Halls (1985) and Schneider (1987) recognized five
main stages in the development of the magmatism at the Frailes-
Kari Kari volcanic complex. This magmatism starts at the end of
the Oligocene, and reaches its greatest development during the
entire Neogene (mainly the Miocene).
The first episode (Kumurana) took place in 25 Ma, the second
(Kari Kari) between 25-20 Ma, the third episode (Cebadillas)
between 17 and 10 Ma, the fourth (Los Frailes Plateau) between 8
and 5 Ma, and finally the fifth episode (Post-Frailes) between 4 and
1 Ma.
This volcanism forms part of the back-arc magmatic province of the
Central Andean Cratogene, and is related to an important
polymetallic mineralization which developed south of the
Morococala Plateau in the subvolcanic intrusives of Colquechaca
(22.6 Ma), Tasna (16.4 Ma), Chorolque (16.2 Ma), Tatasi (15.6
Ma), Chocaya (13.8 Ma), Potosí (13.8 Ma) and Llallagua (9.4 Ma),
among others. These intrusions are related to the mineralization of
tin and silver, mainly, and of other related minerals such as As-W-
Pb-Zn-Sb-Bi-U. The mineralization climax took place between 18
and 16 Ma.
70

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C H I L E
C F P
COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
UNIDADES ESTRUCTURALES DE BOLIVIA
LLANURA DEL
MADRE DE DIOS
B R A S I L
P E R U
LLANURA BENIANA
CRATON
SUBANDINO NORTE
DE
GUAPORE
CORDILLERA ORIENTAL
SFCC
FAJA PLEGADA DE HUARINA
PANTANAL
C A L P
Cochabamba
Santa Cruz
ALTIPLANO
LLANURA CHIQUITANA
C A P
LLANURA CHQUEÑA
?
ALTIPLANO
F U K
F S V
Potosí
CORDILLERA ORIENTAL
F A T
INTERANDINO
Tarija
SUBANDINO SUR
PIE DE MONTE
P A R A G U A Y
A R G E N T I N A
Modificado de Sempere, 1995
ABREVIACIONES
CFP: Cabalgamiento Frontal Principal, CANP: Cabalgamiento Andino Principal, CALP: Cabalgamiento Altiplánico Principal,
FUK: Falla Uyuni-Khenayani, FSV: Falla San Vicente
nea gruesa corresponde al lineamiento formado por el SFCR: Sistema La lí de Fallas de la Cordillera Real y la FAT: Falla Aiquile-Tupiza,
que separa los terrenos Macizo de Arequipa- Huarina y Cratón de Guaporé
76

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 4
SIERRAS SUBANDINAS
SUBANDEAN BELT
Introducción
La Faja Subandina de Bolivia constituye un complejo sistema de
serranías longitudinales estrechas, separadas por amplios valles
sinclinales. Esta región, ubicada entre la Cordillera Oriental y la
Llanura Chaco-Beniana, constituye el borde oriental de la
Cordillera de los Andes y atraviesa todo el territorio boliviano,
desde la frontera con el Perú hasta el límite con la República
Argentina.
Todos los investigadores del Subandino coinciden en señalar que
corresponde a una compleja faja plegada y corrida, separada de la
Cordillera Oriental por el denominado Cabalgamiento Frontal
Principal, que constituye una importante falla longitudinal meridiana
de corrimiento que delimita ambas provincias geológicas. El
límite oriental con las llanuras beniana y chaqueña está definido
por el Frente de Cabalgamiento Subandino representado por la falla
de Caquiahuaca en el norte y por la falla de Mandeyapecua en el
sur.
Morfológicamente, las serranías coinciden con las estructuras
anticlinales, las cuales son atravesadas transversalmente por ríos
antecedentes, en una etapa juvenil de erosión. Las estructuras
sinclinales son por lo general dos o tres veces más amplias que los
anticlinales, y conforman grandes valles agrícolas atravesados por
ríos longitudinales.
A lo largo de las Sierras Subandinas se reconocen tres zonas
estructurales, la septentrional con dirección NW-SE, desde la
frontera peruana hasta el Río Chapare (13°-17° S), la central,
transicional, de un solo grado geográfico, entre los ríos Chapare y
Yapacaní (17°-18° S) y la zona meridional con dirección N-S,
desde este último río hasta la frontera (18°-22° S), y que se
prolonga en territorio argentino. Sin embargo, existe el criterio
actual de considerar solamente dos regiones: norte y sur, limitadas
por el Río Chapare (17º S) en el sector de Villa Tunari - Río
Chapare, en el departamento de Cochabamba, lugar de la inflexión
de la Cordillera de los Andes. En el presente texto se considerará
esta última división.
Introduction
The Bolivian Subandean Belt constitutes a complex system of
narrow longitudinal ranges, separated by wide sincline valleys.
Located between the Eastern Cordillera and the Chaco-Beni Plain,
this region establishes the eastern border of the Andean Cordillere,
and crosses the entire Bolivian territory, from the Peruvian border
to the boundary with the Republic of Argentina.
All the researchers of the Subandean agree that it pertains to a
complex fold-thrust belt, separated from the Eastern Cordillera by
the so-called Main Front Thrust, which forms an important longitudinal
meridian thrust fault, delimiting both geological units. The
eastern limit with the Beni and Chaco plains is defined by the
Subandean Thrust Front, represented by the Caquiahuaca fault, to
the north, and the Mandeyapecua fault, to the south.
Morphologically, the ranges coincide with the anticline structures
which, during a young erosion stage, were crosscut by the
preceding rivers. Generally, the sincline structures are twice or
three times as wide as the anticlines, and make up large agricultural
valleys crossed by longitudinal rivers.
Three structural areas are recongized along the Subandean Ranges:
the northern area, with NW-SE trend, embracing from the Peruvian
border to the Chapare River (13°-17° S); the central, transitional
area, with a single geographic degree, located between the Chapare
and Yapacaní rivers (17°-18° S); and the meridional area, with N-S
trend, embracing from the latter river up to the border (18°-22° S),
and extending into Argentine territory. Nevertheless, the currentl
criterion is to consider only two regions: the north and south,
limited by the Chapare River (17º S) in the Villa Tunari – Chapare
River sector in the Department of Cochabamba, which is the site
where the Andean Cordillera bends. This text will take on the latter
division.
77

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El estilo estructural, según Baby et al. (1994, 1995), cambia de
una zona a otra, debido principalmente a variaciones de espesor y
litología de las rocas involucradas en los corrimientos estructurales
y niveles de despegue. Los principales rasgos de estos tres
sectores, según trabajos de Baby y colaboradores del Convenio
YPFB-ORSTOM, son los siguientes:
Subandino Norte.-
- Es una faja plegada con corrimientos amplios, con una
amplitud de onda de más de 10 km.
- El acortamiento cortical máximo es de 135 km.
- Gran desarrollo de rocas permocarboníferas calcáreas,
marinas, muy fosilíferas, generadoras de hidrocarburos,
diferentes de las secuencias permotriásicas evaporíticas
(parcialmente calcáreas) del Subandino sur.
- Ninguna actividad volcánica distensiva en el Jurásico.
Subandino Sur.-
- Faja plegada con corrimientos más estrechos que el Subandino
norte.
- El acortamiento cortical oscila entre los 100 y 159 km.
- Las secuencias sedimentarias marinas paleozoicas, en la
mayoría de los casos no constituyen bordes de cuenca, sino
que, por el contrario, son lugares de continua subsidencia.
- Tiene un importante volcanismo distensivo durante el
Jurásico.
Estratigrafía
Subandino Norte
Ciclo Tacsariano
La secuencia estratigráfica, en el sector norte del subandino, se
inicia con rocas atribuidas al Ordovícico, las formaciones Enadere,
en la base, y Tarene, en la parte superior. No se conoce la base de
la secuencia ordovícica pero se asume que yace sobre rocas
proterozoicas.
Según Beccar & Toledo (1990), sedimentitas de este sistema se
observan a lo largo de la Serranía de Caquiahuaca asociadas al
último cabalgamiento emergido del Subandino, aflorando con
rumbo noroeste - sudeste aproximadamente, desde el Río Madidi
en el extremo norte, hasta el arroyo Caijene en el extremo sur
(próximo a San Buenaventura).
La Formación Enadere (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad de
aproximadamente 250 m de espesor de sedimentos marinos de
plataforma profunda, depositados en una cuenca de antepaís. La
mayor parte de las sedimentitas de la parte inferior corresponden,
según Oller (1984), a limolitas y areniscas arcillosas gris claras y
gris verdosas, de grano fino, compactas bien estratificadas en
bancos centimétricos e intercalados con delgados niveles de lutitas
negras. La parte superior está integrada por areniscas arcillosas,
gris claro a gris verdoso, duras, de grano fino, bien estratificadas.
Es importante la presencia de tubos de vermes (Scolithos), flute
According to Baby et al. (1994, 1995), the structural style changes
from one area to the rest, due mainly to the thickness and lithology
variations of the rocks involved in the structural thrusting and
detachment levels. The main features of these three sectors,
according to works by Baby and the geologists of the YPFB-
ORSTOM Agreement, are the following:
North Subandean.-
- It is a fold belt with extensive thrusting and a wave amplitude
of over 10 km.
- The maximum crustal shortening is of 135 km.
- Major development of very fossiliferous Permian-Carboniferous
calcareous, marine rocks that are hydrocarbon generators
and different than the Permian-Triassic evaporitic sequences
(partially calcareous) of the South Subandean.
- No distensive volcanic activity during the Jurassic.
South Subandean.-
- It is a fold belt with narrower thrusting than the North
Subandean.
- The crustal shortening ranges between 100 and 159 km.
- In most of the cases, the Paleozoic marine sedimentary
sequences do not form the basin borders; on the contrary, these
are sites of on-going subsidence.
- There is important distensive volcanism during the Jurassic.
Stratigraphy
North Subandean
Tacsarian Cycle
In the northern sector of the Subandean, the stratigraphic sequence
starts with rocks attributed to the Ordovician: the Enadere Formation
at the base, and Tarene Formation at the top. The base of the
Ordovician sequence is unknown, but it is assumed to lie over
Proterozoic rocks.
According to Beccar & Toledo (1990), this system’s sedimentites
can be seen along the Caquiahuaca Range, associated to the last
thrust emerged form the Subandean, outcropping with northwest -
southeast trend from the Madidi River in the northern end, to the
Caijene Stream in the southern end (nearby San Buenaventura).
The Enadere Formation (Canedo-Reyes, 1960) is an approximately
250 m thick unit of deep shelf marine sediments, deposited
in a foreland basin. According to Oller (1984), most of the
sedimentites of the lower part correspond to fine grained, light gray
and greenish gray siltstones and sandstones, that are compact and
well bedded in centrimetric banks, and interbedded by thin levels
of black shale. The upper part is made up by hard, light to greenish
gray, fine grained, well bedded argillaceous sandstones. The
presence of worm tubes (Scolithos), flute casts (conical molds), and
groove casts (rectilinear grooves) is important. According to
78

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
casts (moldes cónicos) y groove casts (surcos rectilíneos).
Ambientalmente, según Beccar & Toledo (1990), las secuencias se
interpretan como la progradación rítmica de facies de mareas bajas
a distales de moderada a alta energía (icnofacies de Scolithos)
sobre facies inframareicas, medias a bajas de débil energía
(icnofacies de Cruziana) (Bossi,1985). A la Formación Enadere se
la tipifica como una megasecuencia siliciclástica de polaridad
negativa que evoluciona desde facies de plataforma fuera de costa
(pelitas de la base de la formación) a facies samíticas de playa,
dentro de un modelo somero epeírico de carácter regresivo. En esta
unidad se recolectaron Dignomia boliviana y Cruziana sp. de edad
caradociana.
Transicionalmente continúa la Formación Tarene (Canedo-Reyes,
1960), que corresponde a sedimentos marinos, también de
plataforma somera, pero con una marcada influencia costera. Estos
sedimentos fueron acumulados en una cuenca de antepaís. Según
Beccar & Toledo (1990), está constituida por areniscas cuarcíticas
a cuarcitas gris amarillentas a gis blanquecinas muy duras y
conspicuas, que forman sucesiones monótonas en bancos de hasta
2,50 m con estratificación cruzada de bajo ángulo y geometría
lenticular decamétrica en secuencias menores generalmente
estratocrecientes. El ambiente de depósito de la formación fue
esencialmente de playa, zona inframareica alta hasta supramareica
(dunas costeras). Está presente un paleosuelo con costras
ferruginosas como límite entre las formaciones Tarene y Tequeje,
es decir entre los ciclos Tacsariano y Cordillerano.
Ciclo Cordillerano
Los únicos sedimentos de indudable edad silúrica fueron señalados
sobre el camino Caranavi-Puerto Linares, y corresponden a la
Formación Río Carrasco (Martínez et al., 1971), formados por
sedimentitas marinas de plataforma somera, depositadas en cuenca
de antepaís. Según estos autores, esta unidad está constituida por
aproximadamente 800 m de lutitas oscuras, parcialmente alteradas,
deleznables, de color salmón, coronadas por un banco de areniscas.
Los principales fósiles recolectados corresponden a Monograptus
bolivianus, trilobites, braquiópodos, moluscos, paraconuláridos y
ostrácodos ludlovianos.
En el sector norte, aún no se reconocieron rocas de edad silúrica.
Sin embargo, más al norte, en la Cuenca del Madre de Dios, se
identificaron sedimentos con fósiles pridolianos (Silúrico superior)
Vavrdova et al. (1996). Sobre las rocas tacsarianas, y con un
importante hiatus estratigráfico, yacen sedimentos devónicos
marinos, de plataforma somera y de cuenca también de antepaís,
diferenciados como formaciones Tequeje y Tomachi.
La Formación Tequeje (Canedo-Reyes, 1960) es una unidad
predominantemente arcillosa de 700 a 900 m de espesor. En
algunos sectores (como en el río Undumo), la formación se inicia
con un delgado nivel conglomerádico, seguido por una secuencia
pelítica, con algunas intercalaciones calcáreas. En la zona de
influencia del río Enategua, en los niveles basales del miembro
pelítico superior se han detectado varios niveles de filones-capa de
sienitas, gabros y andesitas (Oller, 1984). Los fósiles encontrados
corresponden principalmente a braquiópodos del Devónico inferior
a medio, edad que fue corroborada por palinología.
Beccar & Toledo (1990), environmentally, the sequences are
interpreted as the rhythmic progradation of low tide to distal facies
of moderate to high energy (Scolithos icnofacies), over middle to
low, weak energy, infratidal facies (Cruziana icnofacies) (Bossi,
1985). The Enadere Formation is typed as a negative polarity,
siliciclastic megasequence that evolves from offshore shelf facies
(formation’s base pellites) to samitic beach facies, within a epeiric
shallow model of regressive nature. Caradocian age Dignomia
boliviana and Cruziana sp. were collected in this unit.
The Tarene Formation (Canedo-Reyes, 1960) continues transitionally,
corresponding to marine sediments, of shallow shelf as
well, but with a marked coastal influence. These sediments were
accumulated in a foreland basin. According to Beccar & Toledo
(1990), it is made up by quartzitic sandstones shifting to yellowish
gray to whitish gray quartzites, very hard and conspicuous, which
form monotonous successions in banks of up to 2.50 m with low
angle crossbedding and decametric lenticular geometry in generally
minor downward fining sequences. The formation’s deposit
environment was esentially that of a beach, a high infratidal to
supratidal area (shore dunes). As limit between the Tarene and
Tequeje formations, that is, between the Tacsarian and Cordilleran
Cycles, there is a paleosoil with ferrugoinous crusts.
Cordilleran Cycle
The only undoubtedly Silurian age sediments were pinpointed on
the Caranavi-Puerto Linares road. They pertain to the Río
Carrasco Formation (Martínez et al., 1971), and were formed by
shallow shelf marine sedimentites, deposited in a foreland basin.
According to some authors, this unit is made up by approximately
800 m of partially altered, crumbly, dark shale of a salmon pink
color, which are crowned by a sandstone bank. The main fossil
collected are Ludlowian Monograptus bolivianus, trilobites,
brachiopods, mollusks, paraconularids and ostracodes.
In the northern sector, no Silurian age rocks have been recognized
yet. However, further north, sediments with Pridolian fossils
(Upper Silurian), Vavrdova et al. (1996), have been identified in
the Madre de Dios Basin With an important stratigraphic hyatus,
shallow shelf sea, and also foreland basin sediments lie over the
Tacsarian rocks, differentiated as the Tequeje and Tomachi
formations.
The Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960) is a mostly argillaceous
unit with a thickness of 700 to 900 m. In some sectors (such
as at the Undumo River), the formation starts with a thin
conglomerate level, followed by a pellitic sequence with some
calcareous interbedding. In the Enategua River influence area, at
the basal levels of the upper pellitic member, several levels of
syenite, gabbro and andesite layer-lodes have been detected (Oller,
1984). The discovered fossils include mainly brachiopods of the
Lower to Middle Devonian. This age was confirmed by
palynology.
79

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a una unidad
predominantemente arenosa de sedimentos marinos de plataforma
somera. Estos sedimentos fueron definidos en el sinclinal de
Tomachi, al norte de Teoponte, donde se disponen de forma
concordante sobre las pelitas de la Formación Tequeje.
En la base de esta unidad fue hallado un nivel fosilífero de la zona
de Tropidoleptus carinatus. En la localidad tipo esta unidad
proporcionó palinomorfos de la parte alta del Givetiano. Por
encima, en la parte basal media, especies del Givetiano inferior
(Verrucosisporites premnus), y finalmente formas del Frasniano
(Maranhites brasiliensis). Consiguientemente, estos sedimentos
pueden atribuirse a la parte baja del Devónico superior.
La Formación Tomachi pasa transicionalmente a las secuencias
superiores del Ciclo Cordillerano, correspondientes al Grupo
Retama (López-Murillo, 1967). Se reconocen dos conjuntos
sedimentarios del Devónico más alto y Carbonífero inferior,
considerados en la literatura geológica tanto como una formación
dividida en dos miembros, como un grupo con dos formaciones. En
este trabajo son descritos según este último concepto, es decir
como las formaciones Toregua y Kaka del Grupo Retama (Suárez
& Díaz, 1996).
La secuencia se inicia con la Formación Toregua (López-Murillo,
1967) que corresponde a un evento marino de plataforma somera,
con influencia deltaica y evidencias de resedimentación. Esta
unidad se depositó en una cuenca de antepaís, y se dispone
directamente sobre las areniscas de la Formación Tomachi, o con
una marcada discontinuidad erosiva sobre las pelitas de la
Formación Tequeje. Está constituida por areniscas cuarcíticas de
grano fino a muy fino, bien estratificadas en bancos de hasta 4 m
de espesor, con delgadas intercalaciones de lutitas gris oscuras.
Estas arenas fueron depositadas durante el pase Devónico -
Carbonífero, desde el Fameniano superior hasta el Viseano. Según
Beccar & Toledo (1990), presenta una estructuración secuencial
negativa, que se inicia con pelitas, hasta culminar en espesos
paquetes arenosos. Estos autores indican que representa la sucesión
de cuatro secuencias de progradación deltaica que suceden a la
secuencia regresiva de línea de costa con la que culmina la serie
devónica, estableciéndose una discontinuidad ambiental para el
pase Tomachi-Toregua, con un notable aumento en la tasa de
sedimentación, configurando así un paleoambiente costero deltaico
eventualmente inestable (con ocasionales deslizamientos).
El pase con la unidad superior, la Formación Kaka (López-
Murillo, 1967), se ubica en la base de la primera diamictita de esta
última unidad. La Formación Kaka representa una secuencia
marina de plataforma somera, con una marcada influencia
glacimarina y evidentes rasgos de resedimentación. Al igual que las
anteriores unidades, estas rocas se depositaron en una cuenca de
antepaís.
Según Beccar & Toledo (1990), la Formación Kaka está
constituida por una sucesión de diamictitas con matriz areno
limosa, intercaladas con niveles de pelitas y areniscas
estratificadas, continúan areniscas, limolitas y arcillitas. La
secuencia es grano y estrato decreciente y significa una inversión
respecto de la polaridad evolutiva anterior (Fm. Toregua),
marcando una notable discontinuidad asociada a un periodo de
The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to a mostly
arenacous unit with shallow shelf marine sediments. These
sediments were defined in the Tomachi sincline, north of Teoponte,
where they lie in conformity over the Tequeje Formation’s pellites.
At this unit’s base, a fossiliferous level of the Tropidoleptus
carinatus biozone was found. At the type locality, this unit
provided palynomorphs of the high part of the Givetian. Up above,
in the middle basal part, Lower Givetian species (Verrucosisporites
premnus), and finally, Frasnian forms (Maranhites brasiliensis)
were also found. Consequently, these sediments can be attributed
to the lower part of the Upper Devonian.
The Tomachi Formation shifts transitionally to the upper
sequences of the Cordilleran Cycle, corresponding to the Retama
Group (López-Murillo, 1967). Two sedimentary sets from the
highest Devonian and Lower Carboniferous are recognized. In the
geological literature, they are considered as both, a formation
divided into two members, and a group with two formations. This
paper describes them according to the latter concept; that is, as the
Toregua and Kaka formations of the Retama Group (Suárez &
Díaz, 1996).
The sequence starts with the Toregua Formation (López-Murillo,
1967), pertaining to a shallow shelf marine event, with deltaic
influence and evidence of re-sedimentarion. This unit was deposited
in a foreland basin, and lies directly over the sandstones of the
Tomachi Formation, or with marked erosive discontinuity over the
pellites of the Tequeje Formation. It is made up by fine to very fine
grained quartzitic sandstones, well bedded in banks up to 4 m thick,
with thin interbedding of dark gray shale. These sands were
deposited during the Devonian–Carboniferous passage, from the
Upper Famennian to the Visean. According to Beccar & Toledo
(1990), it displays a negative sequential structuring, starting with
pellites and ending whith thick arenaceous packages. These authors
indicate that it represents a succession of four deltaic progradation
sequences that follow the coastline regressive sequence. With the
latter, the Devonian sequence ends, establishing an environmental
discontinuity for the Tomachi-Toregua passage, with a remarkable
increase in the sedimentation rate. Thus, an eventually unstable
coastal deltaic paleoenvironment (with occasional landslides) is
configured.
The passage with the upper unit, the Kaka Formation (López-
Murillo, 1967), is located at the base of the first diamictite of the
last unit. The Kaka Formation represents a shallow shelf marine
sequence, with marked glacimarine influence and evident resedimentation
features. Just like the previous units, these rocks
deposited in a foreland basin.
According to Beccar & Toledo (1990), the Kaka Formation is made
up by a succession of diamictites with a sitly-sandy matrix, and
interbedded by pellite and bedded sandstone levels; continuing
with sandstones, siltstones and claystones. The sequence is upward
coarsening and downward fining This means a reversal in terms of
the previous evolutionary polarity (Toregua Formation), marking a
noticeable discontinuity associated to a tectonic crisis period,
80

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
crisis tectónica que genera flujos gravitacionales cerca de relieves y
que modifica la geometría de la cuenca.
Niveles arcillosos de la Formación Kaka son portadores de la
paleoflora de Nothorhacopteris kellaybelenensis, idéntica a la
presente en la Formación Siripaca del Lago Titicaca. El estudio de
estas mismas rocas, realizado por Azcuy & Ottone (1987),
identificó pólenes y esporas de origen continental, asignados al
Carbonífero inferior.
Ciclo Subandino
Culmina la secuencia paleozoica con el depósito de sedimentos
marinos carbonáticos depositados en una plataforma somera, con
influencia costera, en una cuenca de trasarco, correspondientes a la
Formación Copacabana (Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936).
Según Oller (1984), esta unidad es predominantemente calcárea,
calizas y areniscas calcáreas e intercalaciones de lutitas, arcillas y
margas varicoloreadas. Los niveles de lutitas negras son de
bastante espesor (80-120 m), y generalmente presentan fuerte olor
a hidrocarburos al ser fracturadas (lutitas bituminosas).
La edad de esta formación (documentada por conodontos y
fusulinas) es atribuida al intervalo Bashkiriano basal (zona de
Rhachistognathus muricatus) al Kunguriano (zona de Neostreptognathodus
pequopensis), es decir, desde la base del Carbonífero
superior al Pérmico inferior (Merino & Blanco, 1990). Esta edad
está también reflejada por el contenido de braquiópodos
(principalmente prodúctidos), fusulinas, briozoarios y otros grupos
fósiles de la biozona de Neospirifer condor. La palinología está
definida por la biozona de Lueckisporites. El estudio geoquímico
de muestras pelíticas de esta unidad en el pozo Tacuaral, indica que
corresponden al tipo I-II, favorable para la generación de
hidrocarburos (Moretti et al., 1994, 1996).
which generates gravitational flows near the relieves and modifies
the basin’s geometry.
The argillaceous levels of the Kaka Formation are carriers of the
Nothorhacopteris kellaybelenensis paleoflora, which is identical to
that present at the Siripaca Formation in Titicaca Lake. Studies on
these same rocks, performed by Azcuy & Ottone (1987), identified
continental origin polens and spores, assigned to the Lower
Carboniferous.
Subandean Cycle
The Paleozoic sequence ends with the deposit of carbonatic marine
sediment on a shallow shelf with coastal influence, and in a
backarc basin, corresponding to the Copacabana Formation
(Cabrera-La Rosa & Petersen, 1936). According to Oller (1984),
this unit is mostly calcareous, with limestones, calcareous
sandstones, and interbedding of shale, clays and marls of a variety
of colors. The black shale levels are quite thick (80-120 m ), and
generally feature a strong hydrocarbon smell when broken
(bituminous shale).
The age of the formation (documented by conodonts and fusulines
is attributed to the basal Bashkirian interval (Rhachistognathus
muricatus area) through the Kungurian (zona de Neostreptognathodus
pequopensis area), that is, from the base of the Upper
Carboniferous to the Lower Permian (Merino & Blanco, 1990).
This age is also reflected by the content of brachiopods (mainly
productids), fusulines, bryozoans, and other fossil groups of the
Neospirifer condor biozone. The palynology is defined by the
Lueckisporites biozone. The geochemical study of this unit’s
pellitic samples in the Tacuaral well indicates that they belong to
type I-II, which is favorable for the generation of hydrocarbons
(Moretti et al., 1994, 1996).
LAGO TITICACA
Formación Tiquina
SUBANDINO
NORTE
ausente
GRUPO
TITICACA
Fm. Chutani
Mbro. San Pablo
Mbro. Collasuyo
Fm. Bopi
Formación Copacabana
Fm. Copacabana
Formación Yaurichambi
Fig. 4.1 Cuadro de correlación entre las unidades del Grupo Titicaca del Subandino Norte y Lago Titicaca.
Correlation chart among of the Titicaca Group units of the Northern Subandean and Lake Titicaca.
En relación estratigráfica concordante, sobreyacen las areniscas de
la Formación Bopi (Oller, 1984), que fueron depositadas en un
ambiente transicional deltaico y costero, con influencia eólica y
fluvial, en cuenca de trasarco. Estos sedimentos, según Oller
(1986), están constituidos en la base por areniscas de grano fino,
con entrecruzamiento y ondulitas, intercaladas con delgados
The sandstones of the Bopi Formation (Oller ,1984) overlie in a
conforming stratigraphic relation. They were deposited in a deltaic
and coastal transitional environment, with aeolian and fluvial
influence, and in a backarc basin. According to Oller (1986), at the
base, these sediments are made up by fine grained sandstones, with
crossbedding and ripples, and interbedded by thin shale levels and
81

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
niveles de lutitas y esporádicos niveles calcáreos. La parte superior
presenta la misma intercalación con mayor porcentaje de lutitas y
margas. Algunos niveles de lutitas presentan fuerte olor a
hidrocarburos al ser fracturados. Hasta la fecha no se encontraron
fósiles en estos sedimentos, aunque se les atribuye una edad
pérmica superior.
Ciclo Andino I
Discordante sobre la anterior unidad, sobreyace la Formación Beu
(Schlagintweit, 1939), atribuida al Mesozoico. Con estos sedimentos
se inicia un régimen continental eólico y fluvial, en cuenca
de rift de trasarco. Según Beccar & Toledo (1990), está constituida
por conglomerados basales, areniscas finas, limosas, de color
marrón rojizas, con entrecruzamiento tangencial en varios juegos.
Hacia el tope el entrecruzamiento se hace más regular, y aumenta
el diámetro del grano. Ambientalmente se interpreta como un ciclo
deposicional de carácter continental que se inicia con depósitos
fluviales de moderada a elevada energía, evoluciona luego a un
ambiente de dunas eólicas (desértico), con ocasionales eventos
fluviales de poca intensidad. Hacia el tope pasa gradualmente a un
ambiente con mayor influencia hídrica, evidenciándose un cambio
del clima cálido seco a cálido húmedo. Esta unidad presenta buenos
indicios de hidrocarburos en el pozo Tacuaral, tales como
fluorescencia e impregnaciones de petróleo.
Discordante sobre las areniscas de la Formación Beu, sobreyacen
las areniscas con concreciones calcáreas, de tonos amarillentos,
rojizos y violetas, que corresponden a la Formación Eslabón
(Canedo-Reyes, 1960), y que constituyen sedimentos transicionales,
entre ambientes deltaico y costero, con influencia marina,
depositados en cuenca de trasarco. Esta unidad está constituida por
tres miembros (Oller, 1986). Un miembro arenoso inferior por
encima de un nivel de conglomerado; un miembro medio pelítico
con delgados horizontes calcáreos con plantas fósiles y restos de
peces, escamas y dientes; y un miembro superior arenoso con
lentes conglomerádicos. Se trata de un desarrollo sedimentario
continental fluvio-lacustre, eventualmente palustre y fluvio deltaico
bajo condiciones climáticas cálidas áridas y semiáridas, hecho que
explicaría la profusa presencia de paleosuelos en diverso grado de
desarrollo (Beccar & Toledo, 1990). El evento lacustre tiene
posibilidades de constituir una buena roca madre.
Esta unidad ha sido atribuida al Cretácico superior (Maastrichtiano)
por la presencia de restos de Gasteroclupea branisai, al igual que
en las formaciones El Molino de la Cordillera Oriental y Cajones
del Subandino Sur. Las formaciones Eslabón y Flora constituyen la
facies equivalente (areniscas calcáreas y paleosuelos) de la
Formación El Molino de la Cordillera Oriental.
La Formación Flora (Perry, 1963), que la sobreyace de forma
concordante, también fue depositada en un ambiente transicional
deltaico y costero, con una aparente influencia marina, y en la
misma cuenca de trasarco. Según Oller (1986) está constituida por
arcillitas y margas multicolores. Esporádicamente intercalan
niveles de calizas arcillosas.
sporadic calcareous levels. The upper part displays the same
interbedding, but with greater shale and marl percentages. When
fractured, some of the shale levels feature a strong hydrocarbon
smell. To date, no fossils were found in these sediments, although
they are attributred an Upper Permian age.
Andean I Cycle
In unconformity over the preceding unit overlies the Beu Formation
(Schlagintweit, 1939), attributed to the Mesozoic. With these
sediments, an aeolian and fluvial continental regime begins in a rift
backarc basin. According to Beccar & Toledo (1990), it is made up
by basal conglomerates, and fine reddish brown silty sandstones,
with tangential crossbedding in several plays. Towards the top, the
crosbedding becomes more regular, and the grain diameter
increases. Environmentally, it is interpreted as a depositional cycle
of continental nature, which starts with fluvial deposits of moderate
to high energy; it later evolves into an aeolian dune environment
(desertic), with occasional fluvial events of little intensity. Close to
the top, it shifts gradually to an environment with greater hydric
influence, as shown by a change in climate from dry hot to humid
hot. This unit displays good indications of hydrocarbons, such as
fluorescence and oil impregnations, in the Tacuaral well.
In unconformity over the sandstones of the Beu Formation, overlie
sandstones with calcareous concretions, of yellowish, reddish and
purple colors, pertaining to the Eslabón Formation (Canedo-Reyes,
1960). They make up transitional sediments between deltaic and
coastal environments with marine influence, which deposited in a
backarc basin. This unit is made up by three members (Oller,
1986): a lower arenacous member over a conglomerate level; a
middle pellitic member, with thin calcareous horizons containing
fossil plants and fish remanents, scales and teeth; and an upper
arenaceous member with conglomeradic lenses. It refers to a
fluviolacustrine continental sedimentary development, eventually
palustrine and fluviodeltaic, under hot arid and semi-arid climate
conditions. This fact would explain the profuse presence of
paleosols at different development levels (Beccar & Toledo, 1990).
The lacustrine event is likely to constitute a good source rock.
This unit has been attributed to the Upper Cretaceous (Maastrichtian),
due to the presence of Gasteroclupea branisai remanents, just
like in the El Molino and the Cajones Formations of the Eastern
Cordillera and the South Subandean, respectively. The Eslabón and
Flora formations (calcareous sandstones and paleosoils) constitute
the facies equivalent to the El Molino Formation in the Eastern
Cordillera.
The Flora Formation (Perry, 1963), lying in conformity over the
preceding one, was also deposited in a conforming deltal and
coastal transitional environment with apparent marine influence,
and in the same back-arc basin. According to Oller (1986), it is
made up by multicolor claystones and marls. Sporadically, they are
interbedded by argillaceous limestone levels.
82

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Beccar & Toledo (1990) indican que es muy aventurado asignarle
un carácter marino o continental, debido a que no existen
elementos diagnósticos claros y definitivos. La presencia de estromatolitos
sugiere ambientes litorales protegidos y de llanuras de
fangos con débil a moderada agitación de las aguas. La secuencia
superior indica que el ambiente se hace un poco más profundo
(máximo de la profundización) aunque manteniendo su carácter
somero. La fauna de esta formación: Gasteroclupea branisai y
Pucapristis branisi, tampoco da elementos definitivos al respecto;
los abundantes gasterópodos y pelecípodos son aparentemente
lacustres.
Ciclo Andino II
En discordancia sobre diferentes unidades del Mesozoico
subandino, sobreyacen las areniscas continentales de la Formación
Bala (Schlagintweit, 1939). Esta unidad está definida por
secuencias de areniscas ligeramente micáceas que presentan en la
base delgados niveles conglomerádicos, matriz sostén. Intercalan
niveles pelíticos y ocasionalmente se observan niveles carbonosos
con restos de troncos y niveles de pirita, calcopirita y azufre
(Beccar & Toledo, 1990). El pase a la unidad superior es
transicional y es definido donde las pelitas rojas se hacen
definitivamente dominantes y los bancos de areniscas más aislados
y lenticulares. Ambientalmente corresponde a un desarrollo
continental fluvial de ríos entrelazados arenosos no cíclicos que
transita a ríos meandrantes, bajo condiciones climáticas cálidas y
húmedas.
La Formación Quendeque (Schlagintweit, 1939) continúa de
forma concordante y transicional en la secuencia del Subandino
septentrional. Es una unidad continental fluvial y lacustre.
Corresponde mayormente a secuencias de ríos meandriformes y
anastomosados, depositados en cuenca de antepaís de la Cordillera
Oriental. Litológicamente está representada por arcillitas y
limolitas rojo ladrillo con intercalaciones muy subordinadas de
paquetes de areniscas ligeramente micáceas, limosas, levemente
calcáreas, muy finas y lenticulares (Beccar & Toledo, 1990). Su
tope es nítido, debido al contacto erosivo con la Formación
Charqui. Secuencialmente representa la culminación de la
secuencia que se inicia con la Formación Bala. En el Río Pluma,
afluente del Río Sécure (Cochabamba) se encontraron fragmentos
Trachytherus subandinus Villarroel et al., 1994. El género
Trachytherus tiene un biocrón restringido al Oligoceno superior -
Mioceno inferior. Otras especies de este género fueron descritas de
Salla y Lacayani. (Marshall & Sempere, 1991)
Beccar & Toledo (1990) indicate that it would be too daring to
assign a marine or continental nature to it, since there are no clear
and definitive diagnostic elements. The presence of stromatoliths
suggests protected offshore and mud plain environments with a
weak to moderate churned waters. The upper sequence indicates
that the environment becomes a little deeper (maximum deepening),
though maintaining its shallow nature. The fauna in this
formation: Gasteroclupea branisai and Pucapristis branisi, does
not provide definitive elements to this respect, either. The abundant
gasteropods and pelecypods are apparently lacustrine.
Andean II Cycle
In unconformity over the different Subandean Mesozoic units lie
the continental sandstones of the Bala Formation (Schlagintweit,
1939). This unit is defined by sequences of slightly micaceous
sandstones, displaying thin conglomeradic levels with support
matrix at the base. Pellitic levels are interbedded, and occasionally,
carbonous levels with trunk remanents and pyrite,
calcpyrite and sulphur levels can be observed (Beccar & Toledo,
1990). The passage to the upper unit is transitional and defined at
the point where the red pellites definitively become dominant,
and the sandstone banks become more isolated and lenticular.
Environmentally, it correspods to a fluvial continental development
of arenaceous non-cyclic braided rivers shifting to
meandering rivers under hot and humid climate conditions.
In the northern Subandean sequence, the Quendeque Formation
(Schlagintweit, 1939) continues in uncorformity and transitionally.
It is a continental fluvial and lacustrine unit. It corresponds mostly
to sequences of meandering and anastomosed rivers, deposited in a
foreland basin of the Eastern Cordillera. Lithologically, it is
represented by brick red claystones and siltstones with very
subordinate interbedding of very fine and lenticular silty, slightly
micaceous and calcareous sandstone packages (Beccar & Toledo,
1990). The top is very nitid due to the erosive contact with the
Charqui Formation. Sequentially, it represents the ending of the
sequence that starts with the Bala Formation. At Pluma River, an
affluent of the Sécure River (Cochabamba), fragments of
Trachytherus subandinus were found (Villarroel et al., 1994). The
Trachytherus genera has a biochron restricted to the Upper
Oligocene–Lower Miocene. Other species in this genus were
described at Salla and Lacayani (Marshall & Sempere, 1991).
83

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Pleistoceno
Plioceno
Mioceno superior
SUBANDINO
NORTE
Fm. Tutumo
Fm. Charqui
SUBANDINO
SUR
Fm. Ñuapua
Fm. Emborozú
Fm. Guandacay
Mioceno
Fm. Quendeque
Fm. Tariquía
Fm. Yecua
Mioceno inferior
Oligoceno superior
Fm. Bala
Fm. Petaca
Fig. 4.2 Cuadro de correlación entre las unidades del Ciclo Andino II del Subandino Norte y Sur.
Correlation chart among Andean II Cycle units of Northern and Southern Subandean
La Formación Charqui (Canedo-Reyes, 1960) yace en
discordancia erosiva sobre las anteriores. Constituye una unidad de
ambiente continental fluvio lacustre con influencia volcánica,
depositada, al igual que la anterior formación, en una cuenca de
antepaís de la Cordillera Oriental. Esta formación se inicia con
bancos delgados de conglomerados, sigue una alternancia de
areniscas arcillosas marrones rosáceas a marrones amarillentas y de
arcilitas y limolitas rojo chocolate a rojo violáceo, ligeramente
predominantes (Beccar & Toledo, 1990). No hay hasta el momento
datos paleontológicos que permitan datar a esta unidad.
Continúa y se completa la secuencia estratigráfica del subandino
septentrional, con los sedimentos de la Formación Tutumo (Dávila
et al., 1964), que representan una asociación continental aluvial y
fluvial con influencia volcánica, depositada en una cuenca de piggy
back del Subandino. Según Beccar & Toledo (1990), esta unidad
está representada por conglomerados, areniscas conglomerádicas,
areniscas y arcillitas. El componente sefítico es dominante y está
constituido por clastos subredondeados de cuarcitas grises
paleozoicas, areniscas cretácicas y terciarias, cuarzo lechoso, y
calcedonia rosada. Tentativamente se le asigna una edad miocena
superior a pliocena, por posición estratigráfica, grado de
consolidación de los sedimentos y asociación a eventos tectónicos
compresivos recientes.
Subandino Sur
Ciclo Tacsariano
La cuenca marina ordovícica, bien desarrollada en la Cordillera
Oriental, cubrió también con sus aguas las Sierras Subandinas y
posiblemente parte de la Llanura Chaqueña. Los sedimentos
presentes en la comarca corresponden a secuencias marinas de
plataforma somera, con influencia costera.
Las rocas más antiguas en el sector norte del Subandino Sur son
areniscas cuarcíticas atribuidas a la Formación San Benito
(Ahlfeld & Branisa, 1960). No existen dudas de que esta unidad
The Charqui Formation (Canedo-Reyes, 1960) lies in erosive
unconformity over the preceding ones. It is a unit of fluviolacustrine
continental environment with volcanic influence, which,
just like the previous formation, was deposited in a foreland basin
of the Eastern Cordillera. This formation starts with thin
conglomerate banks, followed by an alternation of pinkish to
yellowish brown argillaceous sandstones and sligthly predominant
chocolate red to purple red claystones and siltstones (Beccar &
Toledo, 1990). To date, there are no paleontological data to allow
dating this unit.
The northern Subandean stratigraphic sequence continues and ends
with the sediments of the Tutumo Formation (Dávila et al., 1964),
which represents a continental alluvial and fluvial association with
volcanic influence, deposited in a Subandean piggy back basin.
According to Beccar & Toledo (1990), this unit is represented by
conglomerates, conglomeradic sandstones, sandstones and claystones.
The psephytic component is dominant and is made up by
subrounded Paleozoic gray quartzitic clasts, Cretaceous and
Tertiary sandstones, milky quartz and pink chert. Due to its
stratigraphic position, sediment consolidation level, and the
association to recent compressive tectonic events, it is tentatively
assigned a Upper Miocene to Pliocene age.
South Subandean
Tacsarian Cycle
The Ordovician marine basin, well developed in the Eastern
Cordillera, also covered the Subandean Ranges and likely part of
the Chaco Plain with its waters. The existing sediments in the
territory pertain to shallow shelf marine sequences with coastal
influence.
The oldest rocks in the northern sector of the South Subandean are
quartzitic sandstones attributed to the San Benito Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960). There is no doubt that this unit is
84

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
está presente en el área de Río Grande. Sin embargo, es posible que
al sur del Río Parapetí, al igual que sucede en el área de Tarija, los
escasos afloramientos y los depósitos en subsuelo que infrayacen a
la Formación Cancañiri, no correspondan a la Formación San
Benito, sino a otra unidad del Ordovícico inferior.
Ciclo Cordillerano
Las formaciones silúricas no afloran en el subandino meridional al
sur del Río Grande. Su presencia ha sido solamente señalada en
subsuelo mediante registros sísmicos. La perforación exploratoria
en las serranías alcanzó en profundidad sólo sedimentos devónicos,
por lo general las areniscas de la Formación Iquiri, y en contados
casos niveles de las formaciones Huamampampa y Santa Rosa,
como es el caso de los pozos Caigua 2 – X11 en Bolivia y Ramos-
11 en la Argentina. No obstante, se considera que los sedimentos
de la Formación Kirusillas son rocas generadoras de hidrocarburos.
Los afloramientos de rocas devónicas en el Subandino Sur son
reducidos y restringidos a las unidades superiores (formaciones Los
Monos, Iquiri y Saipurú inferior). Están desarrollados por lo
general en las culminaciones de la mayoría de los anticlinales, o
expuestos por fallas inversas.
La presencia de sedimentos del Devónico inferior está debidamente
documentada en subsuelo, a grandes profundidades. Las
areniscas entrecruzadas de la Formación Santa Rosa han sido
señaladas en algunos pozos. En el pozo Caigua 2-XII, por ejemplo,
fue registrada desde los 2088 m, hasta la profundidad final. Por la
profundidad a la que se encuentra, la materia orgánica contenida en
estos sedimentos se encuentra sobremadurada y genera solamente
hidrocarburos gaseosos. Las más importantes reservas de gas del
país provienen de estos sedimentos.
Los sedimentos pelíticos de la Formación Icla, de algunos cientos
de metros de espesor, están también presentes en el subsuelo de la
región y constituyen una excelente roca madre generadora de
hidrocarburos. Las arenas de la Formación Huamampampa
afloran en algunos sectores del subandino meridional. En el
subsuelo son consideradas como importantes rocas reservorio de
petróleo.
Como se indicó líneas arriba, la mayoría de los sedimentos
devónicos aflorantes en el Subandino Sur corresponden a las
formaciones Los Monos e Iquiri, que forman el núcleo de la
mayoría de los anticlinales de la región. En general, y de forma
transicional sobre las areniscas Huamampampa, sobreyacen los
sedimentos pelíticos de la Formación Los Monos (Mather, 1922),
que corresponden a sedimentos marinos de plataforma somera.
Están constituidos por una alternancia de lutitas, limolitas y
areniscas, con el predominio de las primeras. Las asociaciones
palinológicas contenidas en sus sedimentos permiten asignarles una
edad mesodevónica (Emsiano superior a Givetiano inferior)
La cuenca se colmató paulatinamente, y la plataforma se hizo cada
vez más somera. Es notoria la influencia costera por la presencia de
restos de vegetales. La secuencia se vuelve más arenosa y se
ingresa a la Formación Iquiri (White, 1925), que define una
intercalación de areniscas y pelitas, con el predominio de las
primeras. No es fácil definir el tope de la Formación Los Monos.
present in the Río Grande area. However, it is possible that south
of the Parapetí River, just like in the Tarija area, the scarce
outcrops and deposits in the subsoil underlying the Cancañiri
Formation, do not pertain to the San Benito Formation but to other
Lower Ordovician unit.
Cordilleran Cycle
Silurian formations do not oucrop in the meridional Subandean
south of Río Grande. Their presence has been pointed out only in
the subsurface through seismic records. At depths, the exploratory
perforation at the ranges reached only Devonian sediments,
generally, the sandstones of the Iquiri Formation and in a few
cases, levels of the Huamampampa and Santa Rosa formations,
such as in the case of the Caigua 2-XII wells in Bolivia, and
Ramos-11 in Argentina. Nonetheless, the sediments of the
Kirusillas Formation are considered to be hydrocarbon generators.
In the South Subandean, the Devonian rock outcrops are reduced
and restricted to the upper units (Los Monos, Iquiri and lower
Saipurú formations). Generally, they are developed at the endings
of most of the anticlines, or exposed by overturned faults.
At great depths, the presence of Lower Devonian sediments is duly
documented in the subsurface. In some of the wells, the crossbedded
sandstones of the Santa Rosa Formation have been pointed
out. At the Caigua 2-XII well, for instance, it was recorded from a
depth of 2,088 m up to the final depth. Due to the depth at which it
is located, the organic matter contained in these sediments is
overmature and generates gaseous hydrocarbons only. The most
important reserves of gas of the country originate of these
sediments.
With a thickness of some hundreds of meters, the pellitic sediments
of the Icla Formation are also present in the region’s subsurface,
and make up an excellent hydrocarbon generating source rock. The
sands of the Huamampampa Formation outcrop in some sectors
of the meridional Subandean. In the subsurface, they are considered
as important petroleum reservoir rocks.
As indicated above, most of the Devonian sediments outcropping
in the Subandean pertain to the Los Monos and Iquiri Formations,
which make up the core of most of the anticlines in the region.
Generally and transitionally over the Huamampampa sandstones,
overlie the sediments of the Los Monos Formation (Mather, 1922),
which correspond to shallow shelf marine sediments. They are
made up by an alternation of shale, siltstones and sandstones,
where the former prevail. The palynological associations contained
in its sediments enable to assign them a Middle Devonian age
(Upper Emsian to Lower Givetian).
The basin gradually heaped up, and the shelf became shallower.
The coastal influence is noticeable due ot the presencee of plant
remanents. The sequence becomes more arenaceous, and the Iquiri
Formation (White, 1925) starts, defining a interbedding of
sandstones and pellites, where the former prevail. It is not easy to
define the top of the Los Monos Formation. The passage is gradual,
85

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
El pase es gradual y se lo ubica aproximadamente con el
incremento arenoso. En esta formación se encontraron muy pocos
macrofósiles, de los que el más común es Tropidoleptus carinatus.
Por el contrario, el contenido palinológico es abundante y
diagnóstico. La parte inferior está caracterizada por la asociación
de Verrucosisporites premnus, y la parte alta por la zona de
Maranhites brasiliensis, palinomorfos que caracterizan el
Givetiano - Frasniano, sin embargo, en algunos sectores, el
depósito de estas rocas alcanzó incluso el Fameniano (zona de
Retispora lepidophyta).
El Ciclo Cordillerano concluye durante el Fameniano-Viseano, con
la Formación Saipurú (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983).
Es una unidad polémica por su relación estratigráfica. El tema es
motivo de un análisis más detallado y cuidadoso, y este trabajo no
se ocupará de ello. La Formación Saipurú corresponde a un
depósito sintectónico (movimientos chiriguanos) en ambiente
marino de plataforma somera, con influencia glacimarina. Esta
unidad está constituida por la alternancia de bancos macizos de
arenas, diamictitas, arcillas, todas con evidencias de deslizamiento
y resedimentación. Los restos palinológicos encontrados en sus
sedimentos permitió diferenciar tres biozonas, en la base la
asociación de Retispora lepidophyta, del Fameniano más alto,
luego la zona de Verrucosisporites magloirei del Tournaisiano, y
en la parte alta, la zona de Verrucosisporites magnidictyus del
Viseano (Lobo, com. pers.). Sobre la Formación Saipurú se
asientan discordantemente los conglomerados y areniscas de la
Formación Tupambi.
El límite entre los ciclos Cordillerano y Subandino, corresponde a
una fase tectónica. Estos movimientos se denominaron en YPFB
como Fase Chiriguana (Eohercínica de los trabajos de ORSTOM).
Ciclo Subandino
Los sedimentos marinos y transicionales-continentales de este ciclo
han sido reunidos en tres grupos: Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.
Temporalmente se inicia en el Namuriano (Tupambi) y concluye en
el Jurásico inferior (San Diego). El Basalto de Entre Ríos, que
constituye la base del Grupo Tacurú y el inicio del Ciclo Andino,
marca el límite superior del ciclo.
El complejo grupo turbidítico basal Macharetí, depositado en una
cuenca de antepaís, está conformado por un enrejado de canales
submarinos que se cortan y entrelazan entre sí, siguiendo una
pendiente general SE-NW, rellenando la cuenca subandina con
detritos procedentes tanto de la cordillera hercínica occidental,
como del Cratón de Guaporé. La secuencia sedimentaria está
formada por eventos cíclicos de conglomerado-arena y arcilladiamictita,
que de base a tope fueron diferenciadas como
formaciones Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro y Taiguati.
Durante el depósito del grupo Mandiyutí, constituido por las
formaciones Escarpment y San Telmo, las condiciones ambientales
se mantienen. Grandes canales submarinos atraviesan la cuenca
subandina, manteniendo los antiguos canales del Macharetí o
abriendo nuevos cursos con la energía de nuevos y espesos flujos
detríticos.
and located approximately at the arenaceous increase. Very few
macrofossils were found in this formation, the most common being
the Tropidoleptus carinatus. On the contrary, the palynological
content is diagnostic and abundant. The lower part features the
Verrucosisporites premnus association, and the upper part, the
Maranhites brasiliensis Zone, palynomorphs which characterize
the Givetian–Frasnian; however, in some sectors, these rocks’
deposit even reached the Famennian (Retispora lepidophyta Zone).
The Cordilleran Cycle ends during the Famennian-Visean with the
Saipurú Formation (Suárez-Soruco & López-Pugliessi, 1983).
This unit raises debates on its stratigraphic relation. The topic calls
for a more detailed and thorough analysis, thus, this paper will not
deal with it. The Saipurú Formation corresponds to a syntectonic
deposit (Chiriguano movements) in a shallow shelf marine environment
with glacimarine influence. This unit is made up by an
alternation of massive sand banks, diamictites, and clays, all of
them with evidence of slipping and re-sedimentation. The
palynological remanents found in its sediments allowed the
differentiation of three biozones: at the base, the upper-most
Famennian Retispora lepidophyta association; then, the Tournaisian
Verrucosisporites magloirei Zone; and at the upper part, the
Visean Verrucosisporites magnidictyus Zone (Lobo, personal
comm.). The conglomerates and sandstones of the Tupambi
Formation are settled in unconformity over the Saipurú Formation.
The boundary between the Cordilleran and Subandean cycles
pertains to a tectonic phase. At YPFB, these movements were
called the Chiriguana Phase (Eohercynic in the ORSTOM works).
Subandean Cycle
The marine and continental transitional sediments of this cycle
have been gathered in three groups: Macharetí, Mandiyutí and
Cuevo. In terms of time, it starts in the Namurian (Tupambi) and
ends in the Lower Jurassic (San Diego). Making up the base of the
Tacurú Group and the beginning of the Andean Cycle, the Entre
Ríos Basalt marks the cycle’s upper limit.
Deposited in a foreland basin, the Macharetí basal turbiditic groupcomplex
is made up by a submarine canal grid which cut and
intertwine with each other, following a general SE-NW slope and
filling a Subandean basin with detritus coming from both, the
western hercynic range and the Guaporé Craton. The sedimentary
sequence is made up by cyclic events of conglomerates-sands and
clay-diamictite, which from base to top, they were differentiated as
the Tupambi, Itacuamí-Tarija, Chorro and Taiguati formations.
During the deposit of the Mandiyutí group, made up by the
Escarpment and San Telmo formations, the environmental conditions
were maintained. Large submarine canals cross the
Subandean basin, maintaining the olf Macharetí canals, or opening
up new ways with the energy of new and thick detrital flows.
86

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La Formación Copacabana (Carbonífero superior–Pérmico
inferior), de gran desarrollo en la Cordillera Oriental, se extiende
hasta el subandino del área de Santa Cruz (Región de El Tunal).
Durante el Pérmico la cuenca cambia de carácter marino a
transicional y continental. Se depositan sedimentos fluviales,
eólicos, carbonáticos y evaporíticos del grupo Cuevo, constituido
por las formaciones Cangapi, Vitiacua, Ipaguazu y San Diego.
A continuación se describirán sumariamente las características
particulares de cada una de las formaciones que conforman el ciclo
en el Subandino meridional.
With great development in the Eastern Cordillera, the Copacabana
Formation (Upper Carboniferous-Lower Permian) extends into the
Subandean in the Santa Cruz area (El Tunal region).
During the Permian, the basin shifts from a marine to a transitional
and continental nature. Fluvial, aeolian, carbonatic and evaporitic
sediments of the Cuevo group, made up by the Cangapi, Vitiacua,
Ipaguazu and San Diego formations, were deposited.
Following, a summarized description of the particular features of
each one of the formations making up the meridional Subandean is
provided.
GRUPO
MANDIYUTI
Formación San Telmo
Formación Escarpment
Formación Taiguati
GRUPO
MACHARETI
Formación Chorro
Formación Itacuamí / Tarija
Formación Tupambi
Fig. 4.3 Cuadro estratigráfico de los grupos Macharetí y Mandiyutí (Carbonífero superior – Pérmico).
Stratigraphic chart of Macharetí and Mandiyutí groups (Upper Carboniferous – Permian)
El Grupo Macharetí (Harrington, 1922) se dispone de forma
discordante sobre diferentes formaciones devónicas y del
Carbonífero inferior. Esta unidad agrupa de base a tope a las
formaciones Tupambi, Itacuamí/Tarija, Chorro y culmina con la
Formación Taiguati. Este conjunto iniciado en el Namuriano
concluye aparentemente en el Westafaliano.
La secuencia inicia con la Formación Tupambi (White, 1924), que
está compuesta de areniscas y conglomerados, intercalados por
diamictitas grises que forman bancos irregulares gruesos, con
algunas ocasionales y subor-dinadas intercalaciones de lutitas. Esta
secuencia corresponde a un ambiente marino de plataforma somera,
con influencia deltaica y evidencias de resedimentación.
Esta secuencia, al igual que la del Ciclo Cordillerano, fue
depositada en una cuenca de antepaís. La poca información
paleontológica impide dar una idea exacta sobre la edad de la
unidad. Las determinaciones palinológicas de YPFB (Lobo,
com.pers.) asignaron a estas rocas una edad namuriana alta. Azcuy
& Laffitte (1981) reconocieron dos asociaciones palinológicas (A y
B), la inferior con Ancistrospora verrucosa, y la superior con
Potonieisporites sp., asignándoles una edad carbonífera media a
superior. Consiguientemente, estos sedimentos se asignaron al
Namuriano y Westfaliano. Sin embargo, en base a reconstrucciones
paleogeográficas y correlaciones estratigráficas, algunos trabajos
The Macharetí Group (Harrington, 1922) is laid out in
unconformity over the different Devonian and Lower Carboniferous
formations. From base to top, this unit groups the Tupambi,
Itacuamí/Tarija, Chorro formations and ends with the Taiguati
Formation. Initiated in the Namurian, this set ends apparently in
the Westfalian.
The sequence starts with the Tupambi Formation (White, 1924).
It is made up by sandstones and conglomerates, interbedded by
gray diamictites that form coarse irregular banks with occasional
subordinate shale interbedding. This sequence pertains to a shallow
shelf marine environment, with deltaic influence and evidence of
re-sedimentation.
Just like that of the Cordilleran Cycle, this sequence was deposited
in a foreland basin. The scarce paleontological information
available prevents having an exact idea of the unit’s age. YPFB
palynological determninations (Lobo, personal comm.) assigned a
Upper Namurian age to these rocks. Azcuy & Laffite (1981)
recognized two palynological associations (A and B); the lower
with Ancistrospora verrucosa, and the upper one with
Potonieisporites sp., assigning a Middle to Upper Carboniferous
age to them. Consequently, these sediments were assigned to the
Namurian to Westfalian. However, based on paleogeographical
reconstructions and stratigraphic correlations, some recent works
87

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
recientes (Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) ubican a esta
unidad en el Carbonífero inferior.
Por encima de las areniscas de la Formación Tupambi, se asientan
en algunas localidades lutitas y limolitas (Formación Itacuamí) o
diamictitas macizas, gris verdosas de hasta 500 m de espesor de la
Formación Tarija (White, 1923). Estos sedimentos corresponden a
depósitos marinos de plataforma somera, con definida influencia
glacial y evidencias de resedimentación. Son frecuentes dentro de
la masa diamictítica, grandes bloques y clastos, de innegable origen
glacial, de granito rosado de hasta 50 cm de diámetro. Un buen
número de estos bloques tiene forma pentagonal, con superficies
pulidas y estriadas. Los laboratorios palinológicos de la Shell
(Millioud), YPFB (Lobo y colaboradores) y Universidad de Buenos
Aires (Azcuy y colaboradores) asignan a estas rocas una edad
westfaliana (Carbonífero superior) sobre la base de la asociación
palinológica de Potonieisporites spp. - Florinites spp.
Discordante sobre las pelitas de la Formación Itacuamí o sobre las
diamictitas de la Formación Tarija, se disponen en bancos macizos
las areniscas marinas de la Formación Chorro (Harrington, 1924),
que presentan tonos por lo general claros, grano medio bien
seleccionado y muy poca matriz. Estas areniscas se depositaron en
una plataforma somera de cuenca de antepaís. Durante mucho
tiempo se polemizó sobre las relaciones estratigráficas entre las
formaciones Tarija y Chorro, unos en el sentido de considerar que
existía una variación facial entre ambas, y otros afirmando que la
Formación Chorro sobreyace a la anterior. La opinión actual, más
generalizada, se inclina por la última aseveración, y como complemento
la considera como el resultado de canales submarinos,
rellenados por flujos de detrito subácueos y turbiditas (Díaz-
Martínez, 1996).
El Grupo Macharetí concluye con el depósito de los sedimentos
marinos de plataforma somera de la Formación Taiguati
(Harrington, 1922), que reflejan una marcada influencia glacimarina,
con evidencias de resedimentación. Está caracterizada por
una litología predominantemente rojiza, que destaca con relación a
las unidades infra y suprayacentes. Constituida por diamictitas,
lentes de areniscas gris blanquecinas, arcillitas y limolitas de color
marrón rojizo bien estratificadas y finamente laminadas. En la
unidad está presente fauna marina de la zona de Levipustula levis.
La asociación, aparte del braquiópodo señalado, está constituida
mayormente por moluscos como Cypricardinia (?) boliviana,
Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp.,
Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp.,
Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris y
Wilkingia cf. W. elliptica. Gran parte de esta fauna fue encontrada
en nódulos y concreciones gris verdosas, color que refleja su origen
marino. En la Cuenca de Paganzo (Argentina) Levipustula levis es
considerada de edad namuriano-westfaliana (Andreis &
Archangelsky, 1996). Sin embargo, la edad de esta especie en
Australia podría ser ligeramente más antigua (Roberts et al., 1995).
El Grupo Mandiyutí (Madwick & Romanes, 1913) está
constituído por las formaciones Escarpment y San Telmo. Este
conjunto fue posiblemente depositado entre el Stefaniano y el
Pérmico inferior.
(Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) place this unit in the Lower
Carboniferous.
There are some shale and siltstone localities (Itacuamí Formation)
or massive greenish gray diamictites of the Tarija Formation
(White, 19223), with a thickness of up to 500 m, settled over the
Tupambi Formation sandstones. These sediments pertain to
shallow shelf marine deposits, with a defined glaciar infuence and
evidence of re-sedimentation. Within the diamictitic mass, large
pink granite blocks and clasts up to 50 cm in diameter and of
undeniable glaciar origin are frequent. A considerable number of
these blocks has pentagonal shape, with polished and striated
surfaces. On the basis of tue palynological association of
Potonieisporites spp. - Florinites spp., the palynological labs at
Shell (Millioud), YPBF (Lobo and assistants) and Universidad de
Buenos Aires (Azcuy and assistants) assign a Westfalian (Upper
Carboniferous) age to these rocks.
In unconformity over the pellites of the Itacuamí Formation, or
over the diamictites of the Tarija Formation, the massive marine
sandstone banks of the Chorro Formation (Harrington, 1924) are
laid out, displaying generally light tones, well selected medium
grain, and little matrix. These sandstones were deposited in a
shallow shelf foreland basin. For a long time, the stratigraphic
relations between the Tarija and Chorro formations was debated;
some argued that there was a facial variation between both of them,
while others asserted that the Chorro Formation lies over the
previous one. The current, more generalized opinion leans towards
the last statement, and in addition, considers it the result of
submarine canals, filled by subaqueous detrital flows and turbidites
(Díaz-Martínez, 1996).
The Macharetí Group ends with the deposit of shallow shelf marine
sediments of the Taiguati Formation (Harrington ,1922), which
reflect a marked glacimarine influence and evidence of resedimentation.
It features a predominatly red lithology that stands
out with regards to the over- and underlying units. It is made up by
diamictites, whitish gray sandstone lenses, claystones and reddish
brown, well bedded, and finally laminated siltstones. There is
marine fauna of the Levipustula levi Zone present in the unit.
Other the the aforementioned brachiopod, the association is made
up mostly by mollusks including: Cypricardinia (?) boliviana,
Limipecten cf. L. burnettensis, Stutchburia sp., Myonia sp.,
Mourlonia balapucense, Leptodesma sp., Sanguinolites ? spp.,
Myalina sp., Vacuonella? sp., Naiadites cf. N. modiolaris and
Wilkingia cf. W. elliptica. a large portion of this fauna was found at
the greenish gray nodes and concretions, thus its marine origin
being reflected by the color. At the Paganzo Basin (Argentina), the
Levipustula levis is considered to the of Namurian-Westfalian age
(Andreis & Archangelsky, 1996). Nonetheless, in Australia, this
species’ age could be slightly older (Roberts et al., 1995).
The Mandiyutí Group (Madwick & Romanes, 1913) is made up by
the Escarpment and San Telmo formations. This unit was possibly
deposited between the Stephanian and the Lower Permian.
88

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
De forma discordante sobre toda la secuencia previa, y a lo largo de
una plataforma somera de dirección SE-NW, se abrieron los
amplios canales submarinos de la Formación Escarpment (White,
1923). Estos canales se rellenaron con los detritos provenientes de
los altos hercínicos. Esta formación está constituida principalmente
por areniscas amarillentas que forman en la actualidad
característicos farallones verticales. En estos sedimentos se
conservan evidencias de resedimentación. No se encontraron restos
fósiles en estas arenas, se le asignó tradicionalmente una edad
estefaniana simplemente por su posición estratigráfica.
El grupo concluye con la Formación San Telmo (White, 1923),
que representa una plataforma marina somera, en la que se acentúa
una marcada influencia deltaica y evidencias de resedimentación.
En esta unidad se diferenciaron tres miembros característicos, no
siempre preservados debido a los efectos de la discordancia de las
areniscas de la Formación Cangapi. Esta subdivisión corresponde a
las lutitas Yaguacua, areniscas Chimeo y diamictitas Caiguamí.
Desde el Pérmico medio a superior y hasta el Jurásico temprano se
deposita una secuencia que incluye rocas clásticas, carbonáticas y
evaporíticas, el Grupo Cuevo (Schlatter & Nederlof, 1966). Este
conjunto agrupa a las formaciones Cangapi en la base, Viatiacua en
la parte media y culmina con las formaciones Ipaguazu y San Diego.
In unconformity over the previous unit, and along a shallow shelf
with SE-NW trend, the wide submarine canals of the Escarpment
Formation (White, 1923) opened up. These canals were filled by
detriti coming from hercynic heights. This formation is made up
mainly by yellowish sandstones that currently form vertical
characteristic bluffs. Evidence of re-sedimentation is preserved in
these sediments. No fossil remanents were found in these sands;
traditionally, a Stephanian age was assigned to them simply
because of its stratigraphic position.
The group ends with the San Telmo Formation (White, 1923),
which represents a shallow marine shelf with accented deltaic
influence and evidenc of re-sedimentation. Three characteristic
members were differentiated in this unit, which have not been
preserved all of the time due to the effects of the unconformity of
the Cangapi Formation sandstones. This subdivision refers to the
Yaguacua shale, Chimeo sandstones, and Caiguamí diamictites.
From the Middle to Upper Permian to the Early Jurassic, a
sequence was deposited, which includes clastic, carbonatic, and
evaporitic rocks, namely the Cuevo Group (Schlatter & Nederlof,
1966). This set groups the Cangapi Formation at the base, the
Vitiacua Formation in the middle part, and the Ipaguazu and San
Diego Formations at the end.
v v v Basalto de Entre Ríos v v v
Formación San Diego
GRUPO CUEVO
Formación Ipaguazu
Formación Vitiacua
Formación Cangapi
Formación San Telmo
Fig. 4.4 Cuadro estratigráfico del Grupo Cuevo (Pérmico-Jurásico inferior).
Stratigraphic chart of Cuevo Group (Permian – Lower Jurassic)
Con una marcada discontinuidad erosiva y sobre diferentes
unidades del Carbonífero, se asienta la Formación Cangapi
(Hayes, 1925). Sin embargo, lo más frecuente y normal es
encontrarla sobrepuesta al Miembro Caiguamí de la Formación San
Telmo. La Formación Cangapi, esencialmente arenosa, es
característica de un ambiente eólico y fluvial, con cierta influencia
costera, fue depositada en una cuenca de trasarco. No es posible dar
una edad definida a esta unidad por cuanto hasta la fecha no se
reportaron fósiles diagnósticos. Tomando en cuenta que la base de
la unidad suprayacente (Vitiacua) es de edad pérmica superior, se
puede razonablemente considerar que fue depositada durante el
Pérmico inferior a medio.
A partir del Pérmico superior cambiaron en el Subandino sur las
condiciones del ambiente de depósito, la cuenca de trasarco derivó
With a marked erosive discontinuity, and over different
Carboniferous units, settles the Cangapi Formation (Hayes, 1925).
Nonetheless, it is most frequent and normal to find it overlying the
Caiguamí Member of the San Telmo Formation. The Cangapi
Formation is esentially arenaceous, and characteristic of an aeolian
and fluvial environment, with some coastal influence. It was
deposited in a back-arc basin. It is impossible to give this unit a
defined age since, to this date, no diagnostic fossils have been
reported. Taking into account that the base of the overlying unit
(Vitacua) is of Upper Permian age, it could be reasonbaly
considered that it was deposited during the Lower to Middle
Permian.
Starting in the Permian, the deposit environmental conditions
changed in the South Subandean; the back-arc basin drifted
89

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
hacia un régimen marino de plataforma somera y transicional
deltaico a costero. Sobre las areniscas de la Formación Cangapi, y
en aparente continuidad, se depositaron las rocas carbonáticas de
La Formación Vitiacua (Mather, 1922). La unidad está constituida
principalmente por dolomías y calizas silicificadas, con nódulos de
pedernal. En esta secuencia son frecuentes las intercalaciones
arenosas y arcillosas. La edad de la secuencia tiene un rango más
amplio del que tradicionalmente se consideraba. Las localidades y
fósiles diagnósticos para esta unidad son los siguientes. En la zona
de Alarache, en el Río Condado se recolectaron muestras en la base
de la parte media de la Formación Vitiacua, que proporcionaron
palinomorfos de la Zona de Lueckisporites virkkiae que indica una
edad triásica superior. En esta misma localidad se encontró un
rodado con Coelacanthus cf. C. granulatus del Pérmico superior.
De los niveles superiores, en el área de Villamontes, se recolectó
Monotis (Pacimonotis) subcircularis Gabb, pelecípodo diagnóstico
del Noriano (Triásico superior), de distribución continental desde
Chile hasta Alaska. En conclusión, la edad de esta formación tiene
un rango que abarca desde el Pérmico superior ? hasta el Triásico
superior (Lobo-Boneta, com. pers.; Sempere et al, 1992; Suárez-
Riglos & Dalenz-Farjat, 1993).
Sobre la anterior unidad se sobrepone la Formación Ipaguazu
(Padula & Reyes, 1958), que constituye un depósito continental,
fluvial y lacustre, de lutitas y margas con intercalaciones de
areniscas, yeso y halita. López-Pugliessi (com. pers.) destaca la
presencia en la base de niveles conglomerádicos con clastos de
calizas y yesos de la formación anterior, indicando con ello una
relación discordante con las calizas Vitiacua. La Formación
Ipaguazu se depositó en un graben estrecho de dirección NNW (rift
de trasarco).
Con la Formación San Diego (López-Pugliessi, 1968) concluye el
Ciclo Subandino. Esta unidad, conocida también como “Areniscas
Té con Leche”, no tiene una distribución regional y está restringida
a pocas localidades del Subandino sur, especialmente en el área de
influencia del camino Tarija-Villamontes. Su relativa presencia es
debida a la acción erosiva posterior. Las formaciones Ipaguazu y
San Diego se depositaron durante el Jurásico temprano.
Ciclo Andino
El Ciclo Andino se inicia en la parte central de la Cordillera
Oriental y el Subandino Sur, con un régimen distensivo que
produjo la efusión de los basaltos de Tarabuco y Entre Ríos (ca 171
Ma).
Discordante sobre diferentes unidades del Grupo Cuevo, se
asentaron numerosos flujos del Basalto de Entre Ríos (Padula &
Reyes, 1958), que representa un excelente nivel guía característico
en la estratigrafía del Subandino meridional. Este basalto, como sus
equivalentes de la Cordillera Oriental, corresponden a una
actividad volcánica en una cuenca de rift de trasarco. Existen
decenas de dataciones radiométricas de estas rocas, la mayor parte
de ellas realizadas por la compañía Gulf Oil, y cuya confiabilidad
fue siempre muy discutida, incluso por personeros de la misma
empresa. Tomando en cuenta la edad de los niveles superiores de la
Formación Vitiacua (Triásico superior alto) es aceptable suponer
que la extrusión de las coladas se hubieran iniciado recién en el
Jurásico inferior y continuaron durante el Jurásico medio. Esta
towards a shallow shelf marine regime, and from transitional
deltaic to coastal. In apparent continuity over the sandstones of the
Cangapi Formation, the carbonatic rocks of the Vitiacua Formation
(Mather, 1922) were deposited. This unit is made up mainly by
dolomites and silicified limestones with chert nodes. Arenacous
and argillaceous interbedding is frequent in this sequence. The age
of the sequence has a range wider than the traditionally considered
one. The localities and diagnostic fossils for this unit are the
following: In the Alarache area, at Condado River, samples were
collected at the base of the middle portion of the Vitiacua
Formation, which provided palynomorphs of the Lueckisporites
virkkiae Zone, thus indicating an Upper Triassic age. At this same
locality, a boulder containing Upper Permian Coelacanthus cf. C.
granulatus was found. In the Villamontes area, Monotis
(Pacimonotis) subcircularis Gabb was collected from the upper
levels. This is a diagnostic pelecypod of the Norian (Upper
Triassic), which has continental distribution from Chile to Alaska.
In conclusion, this formation’s age has a range that embraces form
the Upper Permian ? to the Upper Triassic (Lobo-Boneta, personal
comm.; Sempere et al, 1992; Suárez-Riglos & Dalenz-Farjat,
1993).
The Ipaguazu Formation (Padula & Reyes, 1958) lies over the
previous unit, constituting a continental, fluvial and lacustrine
deposit of shale and marl, with interbedding of sandstones, gypsum
and halite. López-Pugliessi (personal comm.) emphasizes the
presence of conglomeradic levels at the base, with limestone and
gypsum clasts of the previous formation. With that, he indicates a
unconforming relation with the Vitiacua limestones. The Ipaguazu
Formation was deposited in a narrow graben with NNW trend
(back-arc rift).
The Subandean Cycle ends with the San Diego Formation (López-
Pugliessi, 1968). Also known as the “Tea and Milk Sandstones,”
this unit does not have regional distribution and is restricted to a
few localities in the South Subandean, particularly in the influence
area of the Tarija-Villamontes road. Its relative presence is due to
the subsequent erosive action. The Ipaguazu and San Diego
Formations were deposited during the Early Jurassic.
Andean Cycle
The Andean Cycle starts in the central part of the Eastern
Cordillera and South Subandean, with a distensive regime that
produced the effusion of the Tarabuco and Entre Ríos basalts (c.
171 Ma).
In unconformity over the different units of the Cuevo Group,
settled numerous flows of the Entre Ríos Basalt (Padula & Reyes,
1958), which represent an excellent guide level characteristic of
stratigraphy in the meridional Subandean. Just like its equivalents
in the Eastern Cordillera, this basalt pertains to a volcanic activity
in a back-arc rift basin. There are tenths of radiometric datings of
these rocks, most of them performed by Gulf Oil. The reliability of
the former has always been debated, even by company personnel
itself. Taking into account the age of the Vitiacua Formation’s
upper levels (high Upper Triassic), it is acceptable to assume that
the flow intrusions would have just started during the Lower
Jurassic, and continued during the Middle Jurassic. This assertion
would agree with the latest determinations carried out at the
90

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
aseveración estaría acorde con las últimas determinaciones
realizadas en la Universidad de Grenoble (Sempere, 1996), de su
equivalente, el Basalto de Tarabuco, que proporcionó una edad
jurásica media (171,4 Ma).
Luego del proceso magmático, con el Ciclo Andino se inicia en la
cuenca subandina meridional un régimen continental, rellenando la
cuenca una espesa secuencia de arenas fluviales, lacustres y
eólicas. La cuenca de antepaís fue reemplazada por un rift de
trasarco. Los sedimentos continentales depositados fueron inicialmente
denominados como “formación”, y luego definidos como
Grupo Tacurú.
La mayoría de los autores afirma que el Grupo Tacurú (Mather,
1922) presenta dos secuencias distintas. Al sur del Río Grande sólo
estarían presentes las formaciones Tapecua, Castellón e Ichoa, en
cambio al norte del Río Grande se desarrollarían las formaciones
Ichoa y Yantata.
Grenoble University (Sempere, 1996), on its equivalent, the
Tarabuco Basalt, which gave a Middle Jurassic age (171.4 Ma).
After the magmatic process, with the Andean Cycle starts a
continental regime in the meridional Subandean basin, infilling the
basin with a thick fluvial, lacustrine and aeolian sand sequence.
The foreland basin was replaced by a back-arc rift. The continental
sediments which deposited were initially called “formation,” and
later on defined as the Tacurú Group.
Most authors assert that the Tacurú Group (Mather, 1922) displays
two different sequences: South of Río Grande, only the Tapecua,
Castellón and Ichoa formations are present, whereas, north of Río
Grande the Ichoa and Yantata formations develop.
SECTOR CENTRAL
SECTOR SUR
Formación Cajones
Formación Yantata
ausente
ausente
GRUPO
TACURU
ausente
ausente
Formación Ichoa
Formación Castellón
Formación Tapecua
v v Basalto de
Entre Ríos v v
Fig. 4.5 Cuadro estratigráfico del Grupo Tacurú (Jurásico superior –Cretácico inferior).
Stratigraphic chart of Tacurú Group (Upper Jurassic – Lower Cretaceous)
Las principales características sedimentológicas de estas unidades
se resumen seguidamente. El Grupo Tacurú se inicia con la
Formación Tapecua (López-Pugliessi, 1971), que representa a una
secuencia arenosa de ambiente fluvial y eólico. Concordantemente
sobreyace la Formación Castellón (López-Pugliessi, 1971),
formada por areniscas también de un régimen fluvial y depósitos de
tipo lacustre. En esta unidad están presentes restos fósiles de
branquiópodos (conchostráceos), ostrácodos y vertebrados. Pinto &
Sanguinetti (1987) estudiaron los ostrácodos recolectados en las
areniscas entrecruzadas de la Formación Castellón en el Río
Parapetí. La fauna pertenece a las familias Limnocytheridae,
Cyprididae y Darwinulidae, que relacionada con otras formas
similares de Brasil y Gabón, permitieron asignarle una edad
cretácica inferior. Sin embargo no puede descartarse totalmente
que el depósito de esta unidad se hubiera iniciado a mediados o
fines del Jurásico.
Por encima, en relación discordante, sobreyacen las areniscas
amarillentas entrecruzadas de ambiente eólico y fluvial, con
influencia lacustre, de la Formación Ichoa (Chamot et al., 1958).
This unit’s main sedimentological characteristic are summarized as
follows. The Tacurú Group starts with the Tapecua Formation
(López-Pugliessi, 1971), representing an arenaceous sequence of
fluvial and aeolian environment The Castellón Formation (López-
Pugliessi, 1971) overlies in conformity. It is made up by sandstones
of fluvial regime and lacustrine-type deposits, as well. Fossil
remanents of brachipods (conchostraceans), ostracodes, and vertebrates
are present in this unit. Pinto & Sanguinetti (1987) studied
the ostracodes collected in ther crossbedded sandstones of the
Castellón Formation at the Parapetí River. The fauna belongs to the
Limnocytheridae, Cyprididae and Darwinulidae families, which,
related to other similar forms of Brazil and Gabon, allowed to
assign a Lower Cretaceous age to them. However, it can not be
totally dismissed that this unit’s deposit started in the middle or end
of the Jurassic.
In unconforming relation over the above, overlie Ichoa Formation´s
(Chamot et al., 1958) crossbedded yellowish sandstones of
fluvial and aeolian environment. South of Río Grande, the
91

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Con esta unidad concluye la secuencia del Grupo Tacurú al sur del
Río Grande. En cambio, en el sector central marca el inicio esta
etapa de sedimentación. A diferencia del sector sur, al norte del Río
Grande, y hasta la latitud del Chapare, la Formación Ichoa se
asienta con discordancia sobre rocas silúricas, devónicas,
carboníferas y permo-triásicas. Esta unidad ha sido tradicionalmente
considerada de edad cretácica superior, sin embargo
existe la tendencia actual de considerarla más antigua, por
correlación con eventos eólicos jurásicos del Brasil (Oller &
Sempere, 1990).
La Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962) sobreyace de
forma concordante a la Formación Ichoa. Esta unidad está
constituida por areniscas amarillentas y rojizas, que a diferencia de
las arenas de la Formación Ichoa, no presentan estructuras de
entrecruzamiento. Al igual que las rocas de la anterior formación,
los sedimentos de la Formación Yantata no son fosilíferos.
Resulta cuestionable definir a la Formación Cajones (Heald &
Mather, 1922) como una unidad marina con influencia continental,
o bien continental con influencia marina. Existen muchos argumentos
en favor y en contra. En esta Memoria se considera que esta
última es la correcta. Sin embargo, una posición de ambiente
transicional, deltaico y costero, puede ser aplicado en el presente
caso. La Formación Cajones representa la facies proximal (con
areniscas calcáreas y paleosuelos) de la Formación El Molino de la
Cordillera Oriental. La secuencia está constituida por areniscas
calcáreas, arcillas y calizas de aspecto nodular. Los niveles de
calcarenitas de esta formación son productores de hidrocarburos en
algunos campos que se encuentran en el área de Santa Cruz. En
esta unidad se encontraron los fósiles Gasteroclupea branisai y
Pucapristis branisi, que permiten efectuar correlaciones. La edad
asignada a las calizas Cajones es maastrichtiana (Cretácico
superior). Los primeros huesos de dinosaurios (fémur de cf.
Laplatasaurus sp., y húmero de un taxón no identificado) fueron
recolectados de bancos de areniscas de esta formación en la
Serranía de Espejos (Gutiérrez & Marshall, 1994).
Ciclo Andino II
Discordante sobre lo anterior se inicia la sedimentación neógena en
una cuenca de antepaís del Subandino. Inicialmente definido como
serie, y luego como formación, el Grupo Chaco (Stebinger, 1920)
incluye y representa la mayor parte de la secuencia cenozoica del
subandino meridional (Oligoceno superior?–Plioceno). En esta
unidad se agrupan las formaciones Petaca, Yecua, Tariquía y
Guandacay. La Formación Emborozú suprayacente es excluida del
grupo por tener una relación basal discordante, que refleja el inicio
de una cuenca diferente.
sequence of the Tacurú Group ends with this unit. In the central
sector of Subandean Belt, on the other hand, it marks the beginning
of this stage of sedimentation. Contrary to the southern sector, the
Ichoa Formation settles in unconformity over Silurian, Devonian,
Carboniferous, and Permian-Triassic rocks, north of Río Grande
and up to the latitude of Chapare. This unit has been traditionally
considered of Upper Cretaceous age; however, by correlation with
Jurassic aeolian events in Brazil, there is a current trend to consider
it as old as Brasil (Oller & Sempere, 1990).
The Yantata Formation (Chamot & Perry, 1962) lies in
unconformity over the Ichoa Formation. This unit is made up by
yellowish and reddish sandstones, which contrary to the sands of
the Ichoa Formation, do not display crossbedding structures. Just
like the rocks of the lower formation, the sediments of the Yantata
Formation are not fossiliferous.
It would be questionable to define the Cajones Formation (Heald
& Mather, 1922) as a marine unit with continental influence, or a
continental unit with marine influence. There are several arguments
in favor or against one or the other. This Memoir will consider the
latter as correct. However, a position of transitional deltaic and
coastal environment could be applied to this case. The Cajones
Formation represents the proximal facies (with calcareous sandstones
and paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern
Cordillera. This sequence is made up by calcareous sandstones,
clays and limestones of nodular appearance. In some of the fields
located in the Santa Cruz area, the calcarenite levels in this formation
are hydrocarbon producers. This unit contains Gasteroclupea
branisai and Pucapristis branisi fossils, which enable correlations
to be carried out. The age assigned to the Cajones limestones is
Maastrichtian (Upper Cretaceous). The first dinosaur bones (cf.
Laplatasaurus sp. thigh bone, and unidentified taxon humerus)
were collected at this formation’s sandstones at the Espejos range
(Gutiérrez & Marshall, 1994).
Andean II Cicle
In unconformity over the above, the Neogene sedimentation starts
in a foreland basin of the Subandean. Initially defined as a series,
and later on as a formation, the Chaco Group (Stebinger, 1920)
includes and represents the largest part of the Cenozoic sequence of
the meridional Subandean (Upper Oligocene? - Pliocene). This unit
groups the Petaca, Yecua, Tariquía and Guandacay formations.
The lying Emborozú Formation is excluded from the group since it
has an unconforming basal relation, reflecting the initiation of a
different basin.
92

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Formación Emborozú
Formación Guandacay
GRUPO CHACO
Formación Tariquía
Formación Yecua
Formación Petaca
Formación Cajones
Fig. 4.6 Cuadro estratigráfico del Grupo Chaco (Oligoceno superior – Plioceno inferior).
Stratigraphic chart of Chaco Group (Upper Oligocene – Lower Pliocene)
Los conglomerados y areniscas parcialmente calcáreas, de la
Formación Petaca (Birkett, 1922), marcan el inicio de la
sedimentación neógena, bajo condiciones ambientales características
de flujos cargados de detritos de régimen aluvial y fluvial.
La fauna encontrada indica que su registro tuvo lugar durante el
Mioceno inferior, aunque no puede descartarse que hubiera
empezado en el Oligoceno más alto. Se recolectó de esta unidad
una variedad de vertebrados, de los cuales la mayoría corresponden
a piezas sueltas no identificables, como numerosas piezas
de edentados. Sin embargo, han podido ser identificados los
siguientes vertebrados: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf.
Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).
De forma transicional continúan las arcillas y margas multicolores
de la Formación Yecua (Padula & Reyes, 1958), que representan
un ambiente transicional aluvial, deltaico y costero, con una notoria
influencia marina procedente del sudeste. Entre los fósiles
recolectados se recuperaron pinzas de cangrejos y ejemplares de
cirrípedos [tipo Balanus (?) sp.] (Branisa, 1970), así como
foraminíferos (Ammonia beccarii), de indiscutido origen marino.
Su relación continental también es innegable por la fauna lacustre
de moluscos y ostrácodos que se desarrollaron en pantanos
aledaños a la costa, así como por la presencia de vertebrados:
peces, reptiles y mamíferos, como el macrauchénido cf.
Theosodon, del Mioceno medio, recolectado en el Río Yapacaní.
Es destacable el hallazgo de los primeros restos fósiles de una
anguila eléctrica: Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991;
Marshall, et al., 1993). La edad asignada a esta formación, sobre la
base del contenido fosilífero total, es miocena medio a superior.
La secuencia continúa transicionalmente con la potente secuencia
pelitico-arenosa, de hasta 3000 metros, de la Formación Tariquía
(Ayaviri, 1964). Estos sedimentos, mayormente arcillosos y
limolíticos, fueron depositados durante el Mioceno más alto o
Plioceno inferior, en un ambiente continental, bajo un régimen
fluvio-lacustre.
Transicionalmente, con la presencia del primer banco conglomerádico,
se inicia una unidad de mayor tamaño de grano, con arenas,
conglomerados y niveles pelíticos intercalados, que definen la
Formación Guandacay (Ayaviri, 1964), posiblemente depositada
The conglomerates and partially calcareous sandstones of the
Petaca Formation (Birkett, 1922) mark the beginning of the
Neogene sedimentation under environmental conditions typical of
detritus-loaded flows of alluvial and fluvial regime. The fauna
found indicates that it was recorded during the Lower Miocene,
althoug it can not be dismissed that it could have occured during
the highest Oligocene. A variety of vertebrates was collected from
this unit, most of them pertaining to unidentifiable loose pieces, as
well as numerous edentate pieces. However, the following
vertebrates were identified: ?Rhynchippus sp., Chelonoidis sp., cf.
Vassallia minuta (Sanjinés & Jiménez, 1975).
The clays and multicolor marls of the Yecua Formation (Padula &
Reyes, 1958) continue transitionally, representing an alluvial,
deltaic and coastal transitional environment, with a notorious
marine influence from the southeast. Among the fossils collected,
crab claws and cirripedia samples Balanus (?) sp. (Branisa, 1970),
as well as foraminifera (Ammonia beccarii ) of undebated marine
origin, were recovered. Its continental relation is undeniable due to
the lacustrine mollusk and ostracode fauna that developed in
swamps neighboring the coast, as well as to the presence of
vertebrates: fish, reptiles, and mammalian, such as the Middle
Miocene cf. Theosodon macrauchenid, collected at the Yapacaní
River. The finding of the first fossil remanents of an electric eel,
Ellisella kirschbaumi (Gayet & Meunier, 1991; Marshall, et al.,
1993) is worth pointing out. On the basis of the total fossiliferous
content, the age assigned to this formation is Middle to Upper
Miocene.
The sequence continues transitionally with the thick pelliticarenaceous
sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri, 1964),
of up to 3000 m. Mostly argillaceous and silty, these sediments
were deposited during the highest Miocene or Lower Pliocene, in a
continental environment, under a fluviolacustrine regime.
Transitionally, with the presence of the first conglomeradic bank,
the unit with larger grain size beings with sands, conglomerates,
and interbedded pellitic levels which define the Guandacay
Formation (Ayaviri, 1964). This formation was likely deposited
93

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
durante el Plioceno inferior. Estos sedimentos corresponden en su
mayor parte a depósitos fluviales. No fueron encontrados restos
fósiles diagnósticos en estos sedimentos, por lo que la edad es
inferida.
Durante el Plioceno superior se formó una cuenca de piggy back en
el Subandino. Sedimentos continentales de régimen aluvial y
fluvial sobreyacen de forma discordante a las areniscas de la
Formación Guandacay. La mayor parte de esta secuencia está
constituida por conglomerados con rodados de hasta 40 cm de
diámetro de la Formación Emborozú (Ayaviri, 1964). Según
Ayaviri (1967), cerca del tope de la formación se encuentran tobas
volcanoclásticas, que hasta la fecha no fueron datadas.
Geoquímica
Las principales rocas madre de petróleo del Subandino Norte son
permocarboníferas, las lutitas negras del Grupo Retama, y
especialmente las de la Formación Copacabana, que presenta
valores altos de contenido orgánico. Sin embargo, no se descarta la
importancia generadora de las formaciones del Paleozoico,
especialmente del Devónico. Otra unidad que presenta indicios de
hidrocarburos es la Formación Beu.
during the Lower Pliocene. These sediments pertain mostly to
fluvial deposits. No diagnostic fossil remanents were found in these
sediments; therefore their age is inferred.
During the Upper Pliocene, a piggy back basin formed in the
Subandean. Continental sediments of alluvial and fluvial regime
overlie in unconformity over the sandstones of the Guandacay
Formation. Most of this sequence is made up by conglomerates
with boulders up to 40 cm in diameter of the Emborozú Formation
(Ayaviri, 1964). According to Ayaviri (1967), near the top of the
formation, there are volcanoclastic tuffs that have not been dated
yet.
Geochemistry
The main oil source rocks in the North Subandean are Permian-
Carboniferous: the black shale of the Retama Group and particularly
that of the Copacabana Formation, which presents high
organic content values. However, the generating importance of the
Paleozoic, and particularly Devonian formations can not be
dismissed. Other unit displaying hydrocarbon indications is the Beu
Formation.
El resultado negativo de la intervención exploratoria en los campos
de Lliquimuni y Tacuaral no debe atribuirse a la ausencia de
hidrocarburos, sino a que los pozos se ubicaron distantes de una
buena culminación de las estructuras. Adicionales estudios estructurales,
basados en los resultados obtenidos hasta la fecha,
posibilitarán definir una mejor ubicación para nuevos proyectos.
The negative result of the exploratory intervention at the
Lliquimuni and Tacuaral fields can not be attributed to the absence
of hydrocarbons, but to the fact that the wells were located at a
distance from good structure endings. Additional structural studies,
based on the reuslts obtained to date, would enable the definition of
better locations for new projects.
Síntesis estructural
El aspecto estructural de las Sierras Subandinas ha sido
ampliamente estudiado por Baby, y geólogos de YPFB y
ORSTOM, y publicado en diferentes trabajos que pueden ser
consultados en la bibliografía. Un resumen de esta investigación
está resumida en Baby et al., (1994), cuyo contenido es transcrito a
continuación:
Subandino Norte - entre 13° y 17° S.
“La serie paleozoica implicada en los corrimientos está compuesta
de sedimentos ordovícicos a pérmicos. Hacia el NE, el espesor del
Ordovícico disminuye, la serie silúrica desaparece y las series
pérmicas, carboníferas y devónicas están progresivamente
biseladas y selladas por una serie isópaca de areniscas mesozoicas.
En la cuenca de antepaís terciaria, los depósitos continentales
pueden sobrepasar los 5000 metros. La faja plegada y corrida se
caracteriza por importantes láminas de corrimientos (10-20 km). La
parte occidental del Subandino norte se caracteriza por un
sinclinorio rellenado de sedimentos neógenos sin-orogénicos (6000
m de espesor). Se trata de la cuenca de tipo piggyback del Alto
Beni. Los despegues principales están localizados en las lutitas del
Ordovícico, Devónico y Pérmico. La pendiente del despegue basal
(lutitas ordovícicas) es de 4°. El valor máximo de acortamiento es
de 135 km, o sea de un 50 %.”
Structural Synthesis
The Subandean Ranges’ structural appearance has been extensively
studied by Baby and geologists at YPFB and ORSTOM, and
published in different works that can be found in the bibliography.
A summary of such investigation can befound in Baby et al.,
(1994), the content of which is included in the following section:
North Subandean - between 13° y 17° S.
“The Paleozoic sequence involved in these thrusts is made up by
Ordovician to Permian sediments. Towards the NE, the thickness
of the Ordovician decreases, the Silurian series disappears, and the
Permian, Carboniferous, and Devonian series are progresssively
bevelled and sealed by an isopaque series of Mesozoic sandstones.
At the first Tertiary foreland basin, the continental deposits can
exceed 5,000 m. The fold-thrust belt features important thrust
lamellae (10-20 km). The western part of the Subandean features
an anticlinorium infilled with syn-orogenic Neogene sediments
(6,000 m thick). This refers to a piggy back type basin of the Alto
Beni. The main detachments are located at the Ordovician,
Devonian, and Permian shale. The basal detachment slope
(Ordovician shale) is of 4°. The maximum shortening value is 135
km, that is 50%.
94

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Subandino Centro - entre 17°y 19°S.
(Parte septentrional del Subandino Sur en esta Memoria)
“La columna sedimentaria pre-orogénica se caracteriza por una
cuña sedimentaria paleozoica que consiste en una serie continua
desde el Ordovícico hasta el Carbonífero, que se bisela hacia el
norte sobre el zócalo Cámbrico y Precámbrico. Esta cuña
sedimentaria paleozoica se debe principalmente a la discontinuidad
erosiva de la base del Mesozoico, y está sellada por 500 m
de sedimentos jurásicos y cretácicos, y por más de 1600 m de
sedimentos de antepaís neógenos. El Subandino Centro corresponde
a la parte más compleja de la zona subandina, pues se
encuentra en pleno Codo de Santa Cruz y presenta importantes
variaciones laterales. El frente orogénico está caracterizado por la
zona de transferencia del Boomerang-Chapare. Se interpreta como
una rampa oblicua, cuya estructuración ha sido controlada por el
borde septentrional de la cuña sedimentaria paleozoica, oblicua en
relación con la dirección regional de acortamiento (Baby et al.,
1994). El despegue principal está ubicado en la base de la cuña
sedimentaria paleozoica, con una pendiente de 10° hacia el SW. El
valor máximo del acortamiento es de 75 km. El Subandino Centro
se caracteriza también por una variación de la dirección de las
trayectorias de acortamiento del norte al sur.”
Subandino Sur - entre 19° y 22°S.
“La columna sedimentaria pre-orogénica es prácticamente continua
desde el Silúrico hasta el Jurásico, con un desarrollo muy
importante de las secuencias silúricas, devónicas y carboníferas.
Los sedimentos continentales neógenos tienen un espesor de 3000 a
4000 m. Un importante corrimiento divide el Subandino Sur
boliviano en dos fajas corridas y plegadas. La faja occidental se
caracteriza por pliegues por propagación de falla y por pliegues por
flexión de falla. En cambio, la faja oriental se caracteriza por
pliegues por propagación de falla y duplex (Baby et al., 1992). Los
despegues principales están localizados en las lutitas del Silúrico y
del Devónico. El despegue basal tiene una pendiente de 2° hacia el
sur. La construcción de cortes balanceados seriados muestra la
presencia de una importante zona de transferencia entre 20° y 21°S.
El acortamiento total aumenta de 70 km (30%) a 140 km (50%) de
sur a norte.”
La faja corrida del Subandino es un sistema de sobreescurrimiento
superficial con dos despegues principales (en las formaciones
Kirusillas y Los Monos). En el antepaís y sierras adyacentes, las
fallas generalmente cortan a través de la sección entera, por encima
de los despegues basales. Al oeste, predomina una geometría de
flexura de pliegues (rampa-plano-rampa) que imprime un nivel más
elevado de despegue (Dunn et al., 1995).
Recursos Económicos
El sector septentrional del Subandino, debido a su deficiente
vinculación caminera, no ha desarrollado a plenitud sus recursos
minerales, tanto metálicos como no metálicos.
En algunos ríos de la cuenca del Río Beni, como los ríos Tequeje y
Maniqui, existen yacimientos aluviales de oro procedentes de la
erosión de conglomerados de edad miocena superior a Plioceno
(Formación Tutumo) (Hérail et al., 1991). También se ha reportado
Central Subandean - between 17° and 19°S.
(Northern part of the South Subandean in this Memoir)
“The pre-orogenic sedimentary column features a Paleozoic
sedimentary wedge consiting of a continuous series from the
Ordovician to the Carboniferous, which bevels to the north over the
Cambrian and Precambrian shelf. This Paleozoic sedimentary
wedge is due mainly to the erosive discontinuity of the Mesozoic
base, and is sealed by 500 m of Jurassic and Cretaceous sediments
and more than 1600 m of Neogene foreland sediments. The Central
Subandean is the most complex part of the Subandean area since it
is located right at the Santa Cruz Bend, and displays several lateral
variations. The orogenic front features the Boomerang – Chapare
transference zone. It is interpreted as an olbique ramp, where the
structuring has been controlled by the northern border of the
Paleozoic sedimentary wedge, also oblique in relation to the
general shortening trend (Baby et al., 1994). The main decollment
is located at the paleozoic sedimentary wedge’s base, with a 10°
slope to the SW. The maximum shortening value is of 75 km. The
Central Subandean also features a north – south trend variation of
the shortening paths.”
South Subandean - between 19° and 22°S.
“The pre-orogenic sedimentary column is practically continuous
from the Jurassic to the Silurian, with an important development of
Silurian, Devonian and Carboniferous sequences. The Neogene
continental sediments have a thickness of 3000 to 4000 m. An
important thrust divides the Bolivian South Subandean into two
fold-thrust belts. The western belt features fault propagation folds
and fault bending folds. On the other hand, the eastern belt features
fault propagation and duplex folds (Baby et al., 1992). The main
decollments are located at the Silurian and Devonian shale. The
basal decollment has a 2° slope to the south. The construction of
serial balanced cuts displays the presence of an important
transference zone between 20° y 21°S. The total shortening
increases from 70 km (30%) to 140 km (50%) from south to north.”
The Subandean thrust belt is a superficial overthrust system with
two main detachments (in the Kirusillas and Los Monos
formations). In the foreland and adjacent ranges, the faults
generally cut through a whole section above the basal detachments.
To the west, a fold flexure geometry prevails (ramp-flat-ramp)
which prints a higher detachment level (Dunn et al., 1995).
Economic Resources
Due to the deficient road access, the metallic and non-metallic
mineral resources have not been fully developed in the northern
sector.
At some of the rivers of the Beni River basin, such as the Tequeje
and Maniqui rivers, there are alluvial gold beds resulting from the
erosion of Upper Miocene to Pliocene conglomerates (Tutumo
Formation) (Hérail et al., 1991). The presence of diamonds at the
95

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
la presencia de diamantes en el Río Tuichi (Oppenheim, 1943). Tuichi River has also been reported (Oppenheim, 1943).
Para el futuro inmediato, las grandes posibilidades económicas del
área están a la expectativa de los resultados de la exploración y
explotación petrolera, que a la fecha aún refleja resultados
negativos (Lliquimuni y Tacuaral). Sin embargo, la existencia de
roca madre, maduración, roca reservorio y adecuada configuración
estructural, permiten abrigar buenas posibilidades. Según Moretti
et al. (1995) “En el norte del Subandino norte, se puede esperar
encontrar a la Formación Tomachi con casi la misma riqueza que al
norte y la Formación Copacabana todavía con un buen potencial
como más al sur. La zona por lo tanto tiene muchas perspectivas.
En el centro del Subandino norte, en la zona de Lliquimuni, se
encuentra buena roca madre en la Fm. Copacabana y el Devónico
superior podría también tener un potencial alto como en el norte”.
Otro rubro de explotación de la región es el de yacimientos no
minerales (canteras de piedra, yeso, caliza, y depósitos de grava,
arena y arcilla) destinados a la construcción de obras de ingeniería
civil, obras municipales y de vivienda.
El Subandino Sur, por el contrario, cuenta con una mejor y
relativamente estable red caminera, que fue desarrollada de forma
paralela a la explotación petrolera, y a la consecuente y simultánea
actividad agrícola. Independiente de la explotación de recursos no
minerales para la construcción, la principal actividad económica de
las Sierras Subandinas del sur, pié de monte y llanura adyacente,
es la actividad petrolera. El plegamiento y sobre-corrimiento de la
faja subandina posibilitó la formación de trampas estructurales que
sirvieron para almacenar los hidrocar-buros que se explotan desde
los años 20. Numerosas serranías paralelas, en cadenas de rumbo
meridiano, se formaron durante el plegamiento andino, desde la
Argentina hasta la latitud de Santa Cruz de la Sierra. Estas sierras
coinciden de forma regular con estructuras anticlinales estrechas
separadas por amplios sinclinales. Estos anticlinales, cuando
presentan hundimientos, al norte y sur, conforman estructuras
cerradas que constituyen excelentes trampas para la acumulación
de hidrocarburos. Son conocidos los campos que a lo largo de los
últimos 70 años han producido el gas y petróleo suficiente para
cubrir la demanda energética del país. Campos como Bermejo,
Sanandita, Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda y otros, que no
solo produjeron el recurso energético, sino que desarrollaron
pueblos y actividad económica secundaria en sus inmediaciones.
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In the immediate future, the area`s largest economic possibilities
await the results of oil exploration and development, which to this
date reflect negative results (Lliquimuni and Tacuaral).
Nonetheless, the existence of source rock, maturing, reservoir rock,
and adequate structural configuration allow to expect good
possibilites. According to Moretti et al. (1995) “The Tomachi
Formation is located north of the North Subandean, which is almost
as rich as to the north, and the Copacabana Formation, which has
still a lot of potential, similar to the south. Therefore, the area has
many perspectives. In the central part of the North Subandean, in
the Lliquimuni area, there is good source rock at the Copacabana
Formation, and similar to the northern area, the Upper Devonian
could also have high potential.”
Another development item in the region are the non-mineral
deposits (rock quarries, gypsum, limestone, and gravel, sand and
clay deposits) intended for construction of civil engineering,
municipal and housing works.
On the other hand, the south Subandean has a better and relatively
stable road grid, which was developed simultaneously to the the oil
exploitation, and the consequent and simultaneous agricultural
activity. Other than the exploitation of non.mineral resources for
the construction industry, the main economic activity of the
southern Subandean Ranges, piedmont, and the adjacent plain is
the oil activity. The fodling and overthrusting of the Andean belt
made possible the formation of structural traps which served as
storage for hydrocarbons that have been exploited since the 20’s.
In meridian trend chains, many parallel ranges were formed
during the Andean folding, from Argentina up to the Santa Cruz de
la Sierra latitude. These ranges coincide regularly with narrow
anticline structures separated by wide sinclines. When displaying
sags to the north and south, these anticlines form closed structures
tha make up excellent hydrocarbon accumulation traps. The fields
that have produced enough gas and oil during the last 70 years to
cover the country’s energy demands are well known. Fields such as
Bermejo, Sanandita. Monteagudo, Camiri, Colpa, Caranda, and
others, not only produced energy resources, but also generated the
development of towns and secondary economic activities in the
surrounding areas.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
100

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 5
Introducción
El extremo noroccidental del país, que incluye el norte del
departamento de La Paz, la parte occidental del departamento del
Beni y la totalidad del departamento de Pando, constituye una
amplia planicie fluvial de la cuenca del Amazonas. En esta planicie
se reconocen tres regiones geológicas diferentes, con una historia
geológica común, pero con algunas diferencias estratigráficas y
estructurales. Estas regiones son la Cuenca del Madre de Dios, la
Llanura Beniana y la Plataforma Beniana.
La región del Madre de Dios constituye una cuenca independiente
de las provincias geológicas vecinas, y que mantuvo un carácter
subsidente durante la mayor parte del Fanerozoico. En el registro
sísmico no se han evidenciado plegamientos ni fallamientos
importantes. Son secuencias casi horizontales, con una ligera
ondulación y un marcado acuñamiento sobre el Cratón de Guaporé,
de las que aflora solo la cubierta sedimentaria cenozoica. El
presente capítulo desarrollará con detalle las particularidades de la
región.
Otro extenso sector de la planicie amazónica del norte del país,
corresponde a la Llanura Beniana. Esta provincia geológica está
delimitada al norte por la Cuenca del Madre de Dios, al oeste y
sudoeste por las Sierras Subandinas del Norte, y al este por la
Plataforma Beniana. La secuencia estratigráfica representativa de
esta región, muestra su máximo desarrollo en la zona contigua al
Subandino Norte, donde se supone se desarrolla una secuencia
siluro-devónica y neógena, con ausencia de rocas permo-carboníferas
y mesozoicas. Algunas de las formaciones tienen espesores
menores debido a su proximidad al borde de cuenca. La diferencia
geológica fundamental con la región subandina vecina es
estructural. El Subandino corresponde a una faja corrida y plegada,
sobrelevada, en la que los sedimentos fanerozoicos están
aflorantes. En cambio la Llanura Beniana es una amplia llanura de
inundación en la que la mayor parte de los sedimentos aflorantes
son recientes, y que constituye la cuenca de antepaís actual del
cinturón de deformación del Subandino Norte. Estructuralmente, se
caracteriza por la presencia de fallamiento inverso de rechazos muy
cortos en la zona vecina al Subandino Norte, y fallamiento directo
Introduction
The country’s northwestern end, which includes the northern part
of the Department of La Paz, the western part of the Department of
Beni and the entire Department of Pando, constitutes a wide fluvial
plain of the Amazon basin. In this plain, there are three different
geological regions with a common geological history, but with
some stratigraphic and structural differences. These regions are the
Madre de Dios basin, the Beni Plain and the Beni Platform.
The Madre de Dios region constitutes a basin independent from
the neighboring geological units, which maintained a subsiding
character during most of the Phanerozoic. In the seismic logs, there
is no evidence of important folding o faulting. These are almost
horizontal sequences, with slight rippling and marked wedging
over the Guaporé Craton, outcropping only the Cenozoic
sedimentary cover of these sequences. This chapter will discuss in
detail the features of this region.
Another extensive sector of the Amazon plain in the northern part
of the country pertains to the Beni Plain. To the north, this
geological unit is limited by the Madre de Dios basin; to the west
and southwest, by the Northern Subandean Ranges; and to the east,
by the Beni Platform. This region’s representative stratigraphic
sequence displays maximum development in the area adjacent to
the North Subandean, where a Silurian-Devonian and Neogene
sequence, lacking Permian-Carboniferous and Mesozoic rocks, is
assumed to develop. Some of the formations have lesser
thicknesses due to their proximity to the basin’s border. The
fundamental geological difference with the neighboring Subandean
region is structural. The Subandean corresponds to an overlifted
fold – thrust belt, where Phanerozoic sediments outcrop. The Beni
Plain, in turn, is a wide flood plain in which most of the
outcropping sediments are recent. It constitutes a current foreland
basin of the North Subandean deformation belt. Structurally, if
features the presence of a reverse faulting of very short rejections
in the neighboring area of the North Subandean, and a direct
faulting, with soft or lacking folding in the rest of the region. Just
101

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
en el resto de la región con plegamiento suave o ausente. En esta
provincia, al igual que en la región del Madre de Dios, el
acuñamiento hacia el borde de cuenca oriental, sobre el basamento
Proterozoico, es marcado, y las secuencias sedimentarias
fanerozoicas se interrumpen progresivamente.
Finalmente, la Plataforma Beniana corresponde a una región
intermedia entre la Llanura Beniana y el borde aflorante del Cratón
de Guaporé. Las características principales de esta región, y que la
diferencian de las anteriores, son la ausencia total de sedimentos
paleozoicos, mesozoicos, paleógenos y neógenos. Sedimentos
aluviales recientes de grano fino (arenas, limos y arcillas)
sobreyacen directamente sobre el basamento Proterozoico. Arenas
de grano grueso, gravas y otro tipo de rocas, están virtualmente
ausentes en el área.
En el pozo exploratorio Perú-X1 se encontró el basamento
cristalino a 813 m de profundidad, sobrepuesto solamente por
sedimentos del Neógeno y cuaternarios. El lineamiento NE-SW y
NW-SE, así como la geometría de los lagos distribuidos en los
116.550 km 2 al oeste de Trinidad, tienen el control del basamento
Proterozoico infrayacente (Plafker, 1961, 1964).
En los últimos años se viene estudiando la historia de los cauces
abandonados de los principales ríos de la región, con la finalidad de
interpretar la desviación, contra manillas de reloj, relacionada con
la elevación del margen del cratón y la tectónica de bloques de la
cuenca (Dumont, 1994)
Cuenca del Madre de Dios
Por existir mayor información geológica, tanto sísmica como de
perforación exploratoria, se tratará con mayor detalle la geología de
esta provincia. La información presentada, sin embargo, facilitará
una mejor comprensión de las otras dos regiones aledañas
consideradas en el presente capítulo.
La Cuenca del Madre de Dios constituye una provincia geológica
bien definida, que se encuentra ubicada casi en su totalidad en la
llanura pandina, entre la faja subandina septentrional y el borde
occidental del Cratón de Guaporé. Políticamente se sitúa en el
extremo norte del territorio boliviano, comprendiendo la mayor
parte del departamento de Pando, el noroeste del departamento del
Beni y norte del departamento de La Paz.
Esta provincia geológica forma parte de una unidad de mayor
extensión que, además del territorio boliviano, abarca el sureste
peruano y la región del Acre de Brasil. Por su posición geográfica,
relativamente aislada del resto del país, vinculada por lo general
solo por vía aérea, es un área de poca investigación geológica. Se
conocen algunos trabajos realizados por investigadores del Museo
de Historia Natural de Florida en busca de restos vertebrados, y el
trabajo exploratorio de geólogos del entonces Servicio Geológico
de Bolivia (hoy SERGEOMIN), que proporcionaron la única
información geológica disponible de tan extensa área. Sin embargo,
los últimos trabajos realizados por las compañías YPFB,
Occidental, Mobil y asociadas, con fines petroleros, permitieron
conocer un poco más de su geología e interpretarla como una
unidad geológica independiente.
like in the Madre de Dios region, in this unit, the wedging towards
the edge of the eastern basin and over the Proterozoic basement is
marked, and the Phanerozoic sedimentary sequences are
progressively interrupted.
Finally, the Beni Platform pertains to an intermediate region
between the Beni Plain and the outcropping edge of the Guaporé
Craton. This region’s main features, distinguishing it from the
preceding ones, are the total absence of Paleozoic, Mesozoic,
Paleogene and Neogene sediments. Fine grained recent alluvial
sediments (sands, sitls and clays) lie directly over the Proterozoic
basement. Coarse grained sands, gravel and toher types of rocks
are virtually absent in the area.
At the Peru-X1 exploratory well, a 813 m deep crystalline
basement was found, overlain only by Neogene and Quaternary
sediments. Both, the NE-SW lineament and the geometry of the
lakes distributed in the 116,550 km 2 west of Trinidad, have control
over the underlying Proterozoic basement (Plafker, 1961, 1964).
In the last few years, the history of the abandoned riverbeds of the
region’s main rivers has been under study, with the purpose of
interpreting the counterclockwise deviation related to the uplifting
of the craton’s margin and the basin’s block tectonics (Dumont,
1994).
Madre de Dios Basin
Since there is more geological information, both seismic and of
exploratory drilling, the geology of this unit will be discussed in
greater detail. However, the information set forth will help in
understanding the other to neighboring regions also discussed in
this chapter.
The Madre de Dios basin constitutes a well defined geological unit,
located alomost entirely in the Pando Plain, between the northern
Subandean belt and the western border of the Guaporé Craton.
Politically, it is located in the northern end of the Bolivian territory,
encompasssing most of the Department of Pando, the northeast of
the Department of Beni and the north of the Department of La Paz.
This geological unit is part of a larger unit which, on top of the
Bolivian territory, also includes the southeastern part of Peru and
the Brazilian Acre region. Due to its geographic position, relatively
isolated from the rest of the country, and generally speaking linked
only by air, it is an area with little geological research. There is
knowledge of only a few works carried out by researchers from the
Florida Natural History Museum, in search for vertebrate
remanents, and the exploratory work by geologist from the once
Geological Survey of Bolivia (today SERGEOMIN), which
provided the only available geological information of such an
extensive area. Nonetheless, the latest work carried out by the
YPFB, Occidental, Mobile and their associate companies, for oilrelated
purposes, enabled to know some more on its geology and
interpret it as an independent geological unit.
102

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Desde el punto de vista de sus recursos minerales, la Cuenca del
Madre de Dios tiene un particular interés económico debido a que
se encontraron importantes indicios de hidrocarburos en los
reservorios arenosos del Devónico y Permocarbonífero,
evidenciados mediante tres perforaciones exploratorias efectuadas
en los ríos Manuripi y Madre de Dios.
Corroborando otros estudios realizados en el Perú, la investigación
recientemente efectuada en Bolivia sobre roca madre del petróleo
(Moretti et al., 1994, 1995), es optimista en cuanto al potencial
hidrocarburífero de la zona.
Estratigrafía
La llanura pandina y regiones aledañas están casi totalmente
cubiertas por sedimentos recientes correspondientes a llanuras de
inundación producidas por el desborde anual de los ríos
provenientes del sudoeste. En los cortes de las barrancas socavadas
por los principales ríos, como el Río Acre en la frontera con el
Brasil, se pueden observar sedimentos del Neógeno y Cuaternario,
con restos de vertebrados fósiles.
La Cuenca del Madre de Dios tiene un registro sedimentario de
más de 9.000 metros de espesor, que comprende rocas del
Paleozoico al Cenozoico (Carpenter, 1997).
Sedimentos más antiguos no afloran en la comarca. Su presencia es
conocida solamente a través de testigos y recortes provenientes de
la perforación exploratoria de los pozos Pando y Manuripi, y de la
información sísmica obtenida en el área.
Según la información disponible hasta la fecha, especialmente de
las compañías Occidental y Mobil (Solís & Sanders, 1991),
informes de laboratorio del Centro de Tecnología Petrolera de
YPFB y el trabajo de Isaacson et al. (1995), es posible efectuar la
siguiente relación estratigráfica generalizada:
Ciclo Brasiliano
No se dispone de información respecto a la naturaleza de las rocas
del basamento cristalino. La única referencia disponible refiere que
el pozo Pando X-1 alcanzó un basamento metamórfico constituido
por un neiss bandeado con granate (Solís & Sanders, 1991) o
cuarcitas miloníticas granatíferas (Isaacson et al., 1995). Este
basamento fue encontrado a una profundidad de 1981,27 metros.
Estas rocas corresponderían a la continuación hacia el oeste del
Cratón de Guaporé.
From the mineral resource point of view, the Madre de Dios basin
has particular economic interest due to the important indications of
hydrocarbon presence in arenaceous reservoirs of the Devonian and
Permian-Carboniferous, evident by means of three exploratory
drillings carried out in the Manuripi and Madre de Dios rivers.
Confirming other studies conducted in Peru, the recent research
conducted in Bolivia on the oil source rock (Moretti et al., 1994,
1995) is optimistical in terms of the hydrocarbon potential in the
area.
Stratigraphy
The Pando Plain and the adjacent regions are almost entirely
covered by recent sediments pertaining to the flood plains produced
by the annual overflow of the southwestern rivers. In the cuts of the
gorges scoured by the main rivers, such as the Acre River in the
Brazilian border, Neogene and Quaternary sediments, with fossil
vertebrate remanents, can be observed.
The Madre de Dios basin has a sedimentary record of a thickness
of more than 9,000 m, comprising rocks from the Paleozoic to the
Cenozoic (Carpenter, 1997).
Older sediments do not outcrop in this territory. Their presence is
known only from the cores and cuttings from the exploratory
drilling of the Pando and Manuripi wells, and from sesimic
information obtained in the area.
According to the information available to date, particularly from
the Occidental and Mobil companies (Solís & Sanders, 1991),
reports from the Center of Oil Technology Lab of YPFB, and the
work of Isaacson et al. (1995), it is possible to make the following
generalized stratigraphic relation:
Brazilian Cycle
There is no information available on the nature of the crystalline
basement’s rocks. The only available reference reports that the
Pando X-1 well reached a metamorphic basement made up by a
banded gneiss with garnet (Solís & Sanders, 1991), or garnet
bearing mylonitic quartzites (Isaacson et al., 1995). This basement
was found at a depth of 1981.27 m. These rocks would pertain to
the westbound extension of the Guaporé Craton.
103

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
C I C L O E D A D FORMACION
ESPESOR
(m)
Cuaternario
Neógeno
CANDELARIA
COBIJA
QUENDEQUE 380
ANDINO
Pal. - Neógeno BALA 170
Cretácico
ESLABÓN
BEU
170 - 240
SUBANDINO
Permo -
Carbonífero
COPACABANA
YAURICHAMBI
142-296
47-89
CORDILLERANO
Carbonífero inf.
a
Silúrico sup.
Silúrico ?
TOREGUA
TOMACHI
TEQUEJE
290
510
220
S/N 3
TACSARIANO ?
BRASILIANO
NO DIFERENCIADAS
BASAMENTO
CRISTALINO
Fig. 5.1 Cuadro estratigráfico generalizado de la Cuenca del Madre de Dios.
Generalized stratigraphic chart of Madre de Dios Basin
Ciclo Tacsariano
El borde oriental de la cuenca de las formaciones ordovícicas
Enadere y Tarene del Subandino Norte no llega a la altura del
sector donde fueron perforados los pozos de la Oxy-Mobil, motivo
por el que no existe una información precisa y completa de estas
unidades. Según la información sísmica, estas unidades estarían
presentes en la Cuenca del Madre de Dios, aunque hasta el presente
ningún pozo exploratorio en el sector boliviano las alcanzó. En el
área están documentadas en el pozo Los Amigos-2 en territorio
peruano. De todas formas, esta información podrá ser mejorada con
mayor información sísmica y futuros pozos.
Los sedimentos paleozoicos fueron depositados en un ambiente
intracratónico que empezó a evolucionar hasta la cuenca de
antepaís actual durante el meso-cenozoico (Carpenter, 1997).
Ciclo Cordillerano
Los mares cordilleranos que depositaron sedimentos en la faja
subandina septentrional, tuvieron como borde de cuenca oriental,
en el norte del país, al Cratón de Guaporé, cubriendo de esa forma
también la Cuenca del Madre de Dios. Más al sur, en la Plataforma
Beniana, están ausentes.
Basados en registros sísmicos realizados por las compañías
petroleras que trabajaron en Bolivia y el Perú, así como en los
resultados de los pozos exploratorios Pando y Manuripi, se pudo
establecer que las formaciones Tequeje, Tomachi y Toregua, del
Tacsarian Cycle
The eastern border of the Ordovician Enadere and Tarene
formations basin from the North Subandean does not reach the
height of the sector where the Oxy-Mobil wells were drilled.
Therefore, there is no accurate and complete information regarding
these units. According to seismic information, these units would
be present in the Madre de Dios basin, although no exploratory
well in the Bolivian sector has reached them to date. In the area,
they are documented in the Los Amigos-2 well in Peruvian
territory. Anyway, this information can be enhanced with further
seismic information and future wells.
The Paleozoic sediments were deposited in an intracratonic
environment that, during the Meso-Cenozoic, started evolving up
to the current foreland basin (Carpenter, 1997).
Cordilleran Cycle
In the northern part of the country, the cordilleran seas which
deposited sediments on the northern Subandean belt, had the
Guaporé Craton as border of the eastern basin, thus also covering
the Madre de Dios basin. Further south, they are absent in the Beni
Platform.
Based on seismic logs conducted by the oil companies that worked
in Bolivia and Peru, as well as in the results of the Pando and
Manuripi exploratory wells, it was possible to establish that the
Cordillerano cycle Tequeje, Tomachi, and Toregua formations, are
104

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Cordillerano, están presentes en la cuenca.
Datos paleontológicos (Moretti et al., 1995, p. 758), indican que a
1935 m de profundidad, en el pozo Pando-X1, es decir en los
primeros metros de la base de la Formación Tequeje (Canedo-
Reyes, 1960), estarían presentes palinomorfos del Pridoliano
(Silúrico superior). Esta situación no ha sido definitivamente
establecida, quedando la incógnita de si en otros sectores de la
cuenca está mejor desarrollado el Silúrico, y si la Formación
Tequeje se inicia durante el Silúrico superior o si la presencia de
estos palinomorfos proviene de sedimentos retrabajados. De
cualquier manera, la información establece que la cuenca fue
cubierta por aguas silúricas.
Sobre las rocas del Basamento Brasiliano se depositaron
aproximadamente 220 metros de sedimentos fluviales de la
Formación Tequeje, que se inician con areniscas transgresivas, y un
delgado conglomerado basal, seguido de una secuencia pelítica.
Estas rocas fueron depositadas en un sistema de relleno de canales
(Isaacson et al., 1995).
A una profundidad de 1627,91 m se recolectó, de un testigo de la
Formación Tequeje, restos de un braquiópodo muy próximo a
Schuchertella sp. del Devónico inferior (Racheboeuf, com. pers.,
1991). Estas rocas fueron posteriormente cubiertas por depósitos
deltaicos atribuidos a las formaciones Tomachi y Toregua.
La Formación Tomachi (Oller, 1981) corresponde a depósitos
subáreos a subacuosos de planicie deltaica inferior y consisten de
canales distribuitarios y barras de desembocadura de distribuitarios
que muestran geometría progradacional hacia la cuenca de nordeste
a suroeste. Esta unidad fue depositada durante el Emsiano-
Fameniano basal. Según Peters et al. (1997) y Carpenter (1997), las
rocas madre de la Formación Tomachi están entre las más ricas
fuentes de petróleo del mundo.
El Ciclo Cordillerano concluye en la región con sedimentos de la
Formación Toregua (López-Murillo 1967), que corresponden
principalmente a canales distributarios e interdistributarios con
influencia mixta, marina y fluvial. Esta unidad se depositó durante
el Fameniano-Tournaisiano. El límite entre las formaciones
Tomachi y Toregua corresponde a una discordancia erosiva y se
ubica a 1241 mbbp, y el límite Devónico-Carbonífero a 1137
mbbp.
Fragmentos fósiles de otros testigos del pozo Pando-X1, entre otros
el ubicado a 1501,52 mbbp (Formación Tomachi), fueron enviados
por el autor a Francia. Como resultado se estableció la presencia de
escamas de un pez actinopterigio palaeonisciforme y la impresión,
mal preservada, de un conodonto (Janvier, com. pers., 1991) que
sugirió una edad fameniana a carbonífera inferior.
El análisis palinológico de los testigos y recortes de muestras de
sedimentos del Ciclo Cordillerano en el pozo Pando X1, realizadas
por YPFB (Lobo, 1991 - informes : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453
y Pérez, 1993 - informe: 2580) así como de MOBIL (1992),
permiten efectuar el siguiente resumen sobre la edad de los
sedimentos cordilleranos:
present in the basin.
Paleontological data (Moretti et al., 1995, p. 758) indicate that, in
the Pando-X1 well, at a depth of 1,935 m, that is, in the first meters
of the base of the Tequeje Formation (Canedo-Reyes, 1960),
Pridolian palynomorphs (Upper Silurian) would be present. This
situation has not been established definitiviely, and the question of
whether the Silurian is better developed in other sectors of the
basin, and whether the Tequeje Formation starts during the Upper
Silurian or if the presence of these palynomorphs is due to
overworded sediments, still remains. Anyway, the information
establishes that the basin was covered by Silurian waters.
Over the Brazilian basement rocks, approximately 220 meters of
fluvial sediments of the Tequeje Formation deposited, starting out
with transgressive sandstones, a basal thin conglomerate, followed
by a pellitic sequence. These rocks were deposited in a canal infill
system (Isaacson et al., 1995).
At a 1627.91 m depth, from a Tequeje Formation core, remanents
of a brachiopod, very close to a Schuchertella sp. from the Lower
Devonian, were collected (Racheboeuf, personal comm., 1991).
These rocks were later covered by deltaic deposits attributed to the
Tomachi and Toregua formations.
The Tomachi Formation (Oller, 1981) corresponds to subaereal to
subaqueous deposits of a lower deltaic plain, and consists of
distributary canals and distributary junction bars showing the
prograding geometry towards the northeast-southwest basin. This
unit was deposited during the Emsian-Basal Famennian.
According to Peters et al. (1997) and Carpenter (1997), the source
rocks of the Tomachi Formation are among the riches oil sources in
the world.
In the region, the Cordilleran Cycle ends with sediments of the
Toregua Formation (López-Murillo 1967), which pertain mainly to
distributing and interdistributing canals with mixed sea and fluvial
influence. This unit was deposited during the Famenian-
Tournaisian. The limit between the Tomachi and Toregua
formations correspond to an erosive unconformity, and is located at
deep of 1241 meters, and the Devonian-Carboniferous limit, at
1137 meters deep.
Fossil fragments of other cores from the Pando X-1 well, among
others the one located at 1501.52 meters deep (Tomachi
Formation), were sent to France by the author. As a result, the
presence of fish scales of actinopterigian palaeonisciforms was
established, and the poorly preserved print of a conodont (Janvier,
personal comm., 1991), which suggested a Famennian to Lower
Carboniferous age.
The palinological analysis of cores and cuttings of the sediment
samples of the Cordillerano Cycle at the Pando X1 well, conducted
by YPFB (Lobo, 1991 - reports : 2422, 2429, 2433, 2441, 2453 and
Pérez, 1993 - report: 2580), as well as the MOBIL analysis (1992),
enable to carry out the following summary on the age of the
Cordillerano sediments:
105

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Intervalo (mbbp)
Biozona
950 – 1100 Verrucosisporites spp.
Lobo, 1991 1275 – 1340 Retispora lepidophyta
1654 - 1654 Schizocystia saharica
Intervalo (mbbp)
Edad
1139 – 1157 Late Famennian-Early Tournaisian
1247 – 1425 Early-Middle Famennian
Mobil, 1992 1524 – 1751 Givetian - Middle Famennian
1771 – 1882 Eifelian
1906 – 1916 Early to Early Middle Devonian
Intervalo (mbbp)
Edad
951 – 985 Viseano
1009 – 1100 Tournaisiano superior
Pérez-Leytón, 1167 Fameniano (Struniano)
1993 1246 – 1347 Fameniano
1598 – 1935 Gediniano a Emsiano inferior
Fig. 5.2 Diferentes interpretaciones palinoestratigráficas del pozo Pando X1.
Diferent palynostratigraphic interpretations of Pando X1 well
Vavrdova & Isaacson (1996) estudiaron la palinología del tramo
Devónico del pozo Pando X1 concluyendo que la Formación
Tequeje se depositó durante el Gediniano-Pragiano (presencia de
chitinozoarios del Silúrico superior). La Formación Tomachi entre
el Emsiano-Frasniano y que la Formación Toregua tiene una
asociación de edad Fameniano-Carbonífero inferior.
Un detalle importante es la calidad de la materia orgánica de la
Formación Tomachi, por cuanto en opinión de Moretti et al.
(1994), esta unidad es la principal roca madre de la cuenca del
Madre de Dios. En el acápite referido a los recursos minerales del
área se proporciona mayor información al respecto. Los sedimentos
de la Formación Tomachi son considerados como una de las
mejores rocas madre del mundo (Carpenter, 1997; Peters et al.,
1997).
Ciclo Subandino
El Ciclo Subandino en el pozo Pando-X1 abarca el tramo
comprendido entre los 932 - 724 mbbp. Se inicia con un tramo
basal arenoso de medio centenar de metros, atribuido a la
Formación Yaurichambi por Isaacson et al. (1995), y continúa
con una secuencia carbonática-clástica de la Formación
Copacabana, cuya potencia varía en los dos pozos, 142 m en
Pando X-1 y 296 en Manuripi X-1. Esta unidad presenta una
secuencia muy variada de anhidritas, limolitas, fangolitas y calizas.
Vavrdova & Isaacson (1996) studied the Devonian palynology of
the of the well Pando X1 concluding that the Formation Tequeje
was placed during the Gedinian-Pragian (presence of chitinozoarios
of the upper Silurian). The Formation Tomachi among the Emsian-
Frasnian and that the Formation Toregua association has a
Fammenian- lower Carboniferous age.
An important detail is the organic matter quality in the Tomachi
Formation. Therefore, in the opinion of Moretti et al. (1994), this
unit is the main source rock of the Madre de Dios basin. In the
section regarding the area’s mineral resources, further detail is
provided. The sediments of the Tomachi Formation are considered
as one of the best source rocks worldwide (Carpenter, 1997; Peters
et al., 1997).
Subandean Cycle
At the Pando-X1 well, the Subandean Cycle encompasses the leg
comprised between 932 and 724 meters deep. It starts with a basal
arenaceous leg of about 50 meters, attributed by Isaacson et al.
(1995) to the Yaurichambi Formation, and continues with a
carbonatic-clastic sequence of the Copacabana Formation. The
thickness varies between both wells, 142 m in the Pando X-1 well
and 296 in the Manuripi X-1 well. This unit displays a very varied
anhidrite, siltstones, mudstone and limestone sequence.
106

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Isaacson et al. (1995) refieren en detalle la biostratigrafía del
Carbonífero superior de los dos pozos. La secuencia se inicia con
una fauna de microfósiles (foraminíferos y algas) no descritos antes
para Sudamérica. La comparación con asociaciones de Norteamérica
y Europa indica una edad pensilvaniana inferior. Estos
hechos no hacen más que reforzar la vinculación de las faunas
recolectadas en el país dentro de la Formación Copacabana:
braquiópodos, moluscos, foraminíferos, conodontos y otros, con
faunas similares del hemisferio septentrional, y además indican que
la transgresión marina representada por la Formación Copacabana
se inició mucho antes en el norte de Bolivia.
Recientemente, Mamet (1994) y Mamet & Isaacson (1997)
estudiaron las algas calcáreas, foraminíferos (endothyridos y
fusulínidos) de la Formación Copacabana.
Ciclo Andino
El mesocenozoico en la Cuenca del Madre de Dios está
representado por las formaciones Beu y Eslabón del Cretácico,
Bala y Quendeque del Paleógeno, y Cobija y Candelaria, del
Neógeno y Cuaternario respectivamente.
No ha sido posible obtener una descripción detallada de la
estratigrafía de las formaciones continentales cretácicas y
paleógenas en el área del Madre de Dios. En el capítulo relativo a
las Sierras Subandinas del Norte se describen estas rocas con
mayor amplitud, y sus características principales pueden ser
extendidas a esta región. Se estima que en el área, la Formación
Beu (Schlagintweit, 1939), de naturaleza eólica y fluvial, tiene un
espesor mayor a los 500 m; se asienta de forma discordante sobre
rocas paleozoicas de distinta edad. Discordante sobre la anterior,
prosiguen los sedimentos deltaicos y costeros de las formaciones
Eslabón (Canedo-Reyes, 1960) y Flora (Perry, 1963), que juntos
sobrepasan los 300 m de potencia. Con estas dos formaciones
concluye la sedimentación cretácica y se inician, con un potente
conglomerado basal, los depósitos fluviales neógenos de la
Formación Bala (Schlagintweit, 1939), de aproximadamente 200
metros de espesor. Continúa la serie con las secuencias miocenas
de las formaciones fluvio-lacustres Quendeque (Schlagintweit,
1939) y Charqui (Canedo-Reyes, 1960), que en conjunto
sobrepasan los 4.000 metros, para concluir, ya en el Neógeno, con
los potentes conglomerados, de aproximadamente 700 m de
espesor, de la Formación Tutumo (Dávila et al., 1964).
Neógeno-Cuaternario del área de Cobija
La mayor parte del área está cubierta por sedimentos recientes de la
Formación Candelaria (Formación Iñapari en la República del
Perú), cubriendo discordantemente a sedimentos neógenos,
ligeramente plegados, de la Formación Cobija, ricos en faunas de
vertebrados fósiles.
Por falta de una investigación geológica areal más detallada, no se
conoce la relación estratigráfica entre la Formación Cobija y la
Formación Quendeque. Es posible que ambas tengan áreas
diferentes de acumulación. Las formaciones Cobija y Candelaria
son conocidas principalmente en el extremo noroeste (Cobija-
Bolpebra), mientras que las formaciones Bala y Quendeque fueron
Isaacson et al. (1995) discuss in detail the biostratigraphy of the
Upper Carboniferous of both wells. The sequence starts with
microfossil fauna (foraminiferans and algae) never described
before in South America. Comparison with North American and
European associations indicate a Lower Pennsilvanian age. These
facts do nothing but reinforce the link of the fauna collected in the
country within the Copacabana Formation: brachiopods, mollusks,
foraminiferans, conodonts, and others, with similar fauna in the
northern hemisphere. They also indicate that the sea transgression,
represented by the Copacabana Formation, started well before in
the north of Bolivia.
Recently, Mamet (1994) and Mamet & Isaacson (1997) studied the
calcareous algae, foraminiferids (endothyrids and fusulinids) of the
Copacabana Formation.
Andean Cycle
In the Madre de Dios basin, the Meso-Cenozoic is represented by
the Cretaceous Beu and Eslabón formations, the Paleogene Bala
and Quendeque formations, and the Neogene and Quaternary
Cobija and Candelaria formations, respectively.
No detailed description could be obtained on the stratigraphy of the
Cretaceous and Paleogene continental formations in the Madre de
Dios area. In the chapter on the Northern Subandean Ranges, these
rocks are described more extensively, and their main features can
be extended to this region. It is estimated that in the area, the Beu
Formation (Schlagintweit, 1939), of aeolian and fluvial nature, has
a thickness of over 500 m; it is settled in unconformity over
Paleozoic rocks of different ages. In unconformity over the former,
continue the deltaic and coastal sediments of the Eslabón (Canedo-
Reyes, 1960) and Flora (Perry, 1963) formations, exceeding
together 300 m of thickness. The Cretaceous sedimentation ends
with these two formations, and with a powerful basal
conglomerate, start the Neogene fluvial deposits of the Bala
Formation (Schlagintweit, 1939), of an approximate thickness of
200 m. The series continues with the Miocene sequences of the
fluviolacustrine Quendeque (Schlagintweit, 1939) y Charqui
(Canedo-Reyes, 1960) formations, altogether exceeding 4,000
meters, and ends already in the Neogene, with approximately 700
m thick powerful conglomerates of the Tutumo Formation (Dávila
et al., 1964).
Neogene-Quaternary of the Cobija Area
Most of the area is covered by recent sediments form the
Candelaria Formation (Iñapiri Formation in the Republic of Peru),
covering in unconformity slightly folded Neogene sediments of the
Cobija Formation which are rich in fossil vertebrate fauna.
For lack of more detailed areal geological research, the stratigraphic
relation between the Cobija and the Quendeque formations
is unknown. It is likely that both formations have different
accumulation areas. The Cobija and Candelaria formations are
known mainly in the northwestern end (Cobija-Bolpebra), while
the Bala and Quendeque formations were investigated at the oil
107

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
investigadas en los pozos petroleros de la región del Río Madre de
Dios.
Carrasco (1986) nominó como Formación Cobija a un conjunto de
arcillas fluviales de color gris blanquecino, amarillo verdoso y
rojizo. Sobre esta unidad refiere que "en el recorrido desde la
localidad de Cobija, capital del Departamento de Pando, hacia
Bolpebra, existen continuos afloramientos del tope de una
secuencia de sedimentos de naturaleza argilítica con una fuerte
compactación pero aún no diagenetizada y que presenta una
resistencia a la erosión fluvial, constituyendo el lecho o canal
principal sobre el que drena el río Acre con un ancho máximo de
40 m y una profundidad de 10 m". En territorio peruano se
encontraron vertebrados fósiles del Mioceno tardío (Huayqueriano)
en sedimentos correlacionables con la Formación Cobija (Campbell
& Frailey, 1984).
Carrasco (1986, p. 178) refiere que en estos sedimentos se encontraron
las especies identificadas provisionalmente como: Clase
Osteichthyes: Subclase Osteoglosidae, Orden Chondrichthyes.
Clase Reptilia: Orden Cheloni, Fodicnemis sp. Clase Mammalia:
Orden Rodentia (dientes no determinados). Clase Aves fragmentos
indeterminados. Fósiles de plantas: Existen tallos silicificados sin
determinación (retrabajados). Se debe anotar que varias de las
piezas fueron ubicadas en sedimentos recientes, no in situ."
Discordante sobre la Formación Cobija descansa la Formación
Candelaria, definida por Leyton & Pacheco (1989) en reemplazo
de las unidades denominadas "Corriente del Monte" y "Corriente
de la Sierra".
La Formación Candelaria tiene su localidad tipo en la localidad de
Candelaria, 33 km aguas arriba de la ciudad de Riberalta, sobre el
Río Madre de Dios. Cubre una gran extensión regional comprendiendo
gran parte de la Llanura Beniana. Está documentada a lo
largo de los ríos Acre, Beni y Madre de Dios. Esta unidad fue
subdividida en tres miembros (Leyton & Pacheco, 1989). El
miembro inferior, denominado Miembro A, formado por un
conglomerado basal polimíctico con fósiles retrabajados vertebrados
y madera fósil; seguido por niveles de areno arcillosos y capas
de arcilla. El Miembro B es predominantemente areno-arcilloso
con presencia de paleocanales. Finalmente, el Miembro C está
constituido por limo, y culmina con el desarrollo de suelo laterítico
con concreciones de hematita.
La edad de estos sedimentos fue establecida sobre la base de fósiles
similares encontrados en sedimentos que afloran a lo largo del río
Acre; río Jurua, Brasil a unos 500 km al Noroeste del río Acre.
También se sustenta esta edad sobre la base de la datación absoluta
por C 14 de troncos fósiles depositados conjuntamente con los
sedimentos, los cuales dieron una edad de 10.075 ± 150 años B.P.
a 5.575 ± 105 años B.P. (Campbell & Frailey, 1984; Leyton &
Pacheco, 1989).
wells in the region of the Madre de Dios River.
Carrasco (1986) called Cobija Formation to a set of whitish gray,
greenish and reddish yellow and fluvial clays. On this unit, he
states that: “in the stretch from the localiy of Cobija, Capital of the
Department of Pando, to Bolpebra there are on-going outcrops of
the top part of a argillitic-nature sediment sequence, with strong,
however not yet diagenetized compaction, displaying resistance to
the fluvial erosion, and making up the bed or main canal over
which drains the Acre River, with a maximum width of 40 m and a
depth of 10 m.” In Peruvian territory, Late Miocene (Huayquerian)
fossil vertebrates were found in sediments that can be correlated to
the Cobija Formation (Campbell & Frailey, 1984).
Carrasco (1986, p. 178) indicates that in these sediments, the
following species were found and provisionally identified as:
Osteichthyes Class: Osteoglosidae Subclass, Chondrichthyes
Order. Reptilia Class: Cheloni Order, Fodicnemis sp. Mammalia
Class: Rodentia Order (undetermined teeth). Aves Class, indeterminate
fragments. Plant fossils: There are sillicified branches with
no determination (overworked). It must be noted that several pieces
were located within recent sediments, not “on site.”
Defined by Leyton & Pacheco (1989), in unconformity over the
Cobija Formation, rests the Candelaria Formation, replacing the
so called "Corriente del Monte" and "Corriente de la Sierra" units.
The Candelaria Formation has its type locality in Candelaria
locality, 33 km upstream of the city of Riberalta, over the Madre de
Dios River. It covers a major regional extension, comprising a
large part of the Beni Plain. It has been documented along the
Acre, Beni, and madre de Dios rivers. This unit was subdivided in
three members (Leyton & Pacheco, 1989). The lower member,
called Member A, is made up by polymictic basal conglomerate
with overworked vertebrate fossils and fossil wood, followed by
sandy argillaceous levels and clay layers. Member B is mainly
sandy argillaceous, with paleocanal presence. Finally, Member C is
made up by siltstones, and ends with the development of lateritic
soil with hematite concretions.
The age of these sediments was established on the basis of similar
fossils found in sediments outcropping along the Acre River, and
the Jurua River, Brazil, at about 500 km northwest of the Acre
River. This age is also supported by C 14 absolute dating of fossil
trunks deposited with the sediments, whic gave an age of 10,075 ±
150 years B.P. to 5,575 ± 105 years B.P. (Campbell & Frailey,
1984; Leyton & Pacheco, 1989).
Recursos Minerales
La Cuenca del Madre de Dios ha sido poco investigada desde el
punto de vista geológico, por lo tanto no se conoce sobre su
potencial mineralógico. La explotación de minerales no metálicos
Mineral Resources
From the geological point of view, little research has been carried
out on the Madre de Dios Basin; therefore, its mineralogical
potential is unknown. The exploitation of non-metallic mineral is
108

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
se limita al empleo de algunos sedimentos como agregados en la
construcción y caminos.
Varias empresas explotan actualmente yacimientos aluviales de oro
en el Río Madre de Dios, Río Madera (Nueva Esperanza) y otros
ríos de los departamentos de Pando, Beni y La Paz. No se dispone
de información sobre la producción anual. Los tenores son bajos,
entre 2,4 y 72,9 mg/m 3 , aunque en niveles conglomerádicos puede
subir a 210 mg/m 3. (Hérail et al., 1991). Datos del Perú (Paredes,
1991) indican una producción de 7000 kg de oro por año en el Río
Madre de Dios.
El principal desafío económico para el desarrollo de la cuenca lo
constituye el petróleo. El análisis de muestras recolectadas en los
pozos realizados en el área, indican la presencia de excelente roca
madre devónica (Moretti et al., 1994, 1995). Si bien existen las
condiciones de generación, la dificultad principal radica en que,
debido a que la acción tectónica fue débil, no existen trampas
estructurales significativas y la exploración sísmica debe dirigirse a
la búsqueda de trampas estratigráficas, tarea que significa una
enorme inversión económica que deberá evaluarse sobre la base de
las posibles reservas existentes (Valor preliminar 0,5 Mbb).
Un análisis completo del potencial de la zona, basado en la poca
información existente, fue presentado por Moretti et al. (1995) con
los siguientes resultados, " El Paleozoico inferior no está presente y
el Silúrico superior tiene solo pocos metros de espesor. El
Devónico inferior y medio (Fm Tequeje) tiene un bajo potencial
(promedio S1 + S2 3 mg HC/g) y un reducido espesor (300 m en el
pozo Pando X-1). Como la cuenca se hace profunda hacia el sur,
unos 500 m de espesor de la serie es más representativa del área de
drenaje. Esto conduce a un SPI de 3 t/m 2 (el 80% de las capas son
lutitas). El Devónico superior (Fm Tomachi) tiene un excelente
potencial con un promedio de S1 + S2 sobre 25 mg HC/g en los
primeros 250 m y 200 m arriba con un promedio S1 + S2 de 10 mg
HC/g. El resultado total SPI es entonces de 16,5 t/m 2 . El
Carbonífero (Grupo Retama) es delgado y tiene poco potencial. El
Pérmico es también delgado con solo pocos metros de roca madre.
Agregando las influencias totales, el SPI final de la cuenca alcanza
20 t/m 2 ."
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limited to the use of some sediments as aggregates in the road and
other construction industries.
Currently, several companies exploit the alluvial gold ores at the
Madre de Dios and Madera (Nueva Esperanza) rivers, as well as in
other rivers of the Departments of Pando, Beni and La Paz. There
is no information available on the annual yield. The tenors are low,
between 2.4 and 72.9 mg/m 3 , although the conglomeradic levels
can reach up to 210 mg/m 3. (Hérail et al., 1991): Data from Peru
(Paredes, 1991) indicate a production of 7,000 kg of gold per year
at the Madre de Dios River.
The main economic challenge for the development of the basin is
the oil. Analyses of samples collected at wells drilled in the area
indicate the presence of excellent Devonian source rock (Moretti et
al., 1994, 1995). Although the generation conditions are present,
the main difficulty is that, due to a weak tectonic action, there are
no significant structural oil traps and seismic exploration must be
oriented towards the search for stratigraphic traps. This task entails
and enormous economic investment, which must be evaluated in
light of the possible existing reserves (preliminar value of 0,5
Mbb).
Based on the little information available, a complete analysis if the
area’s potential was submitted by Moretti et al. (1995), with the
following results: “The Lower Paleozoic is absent, and the Upper
Silurian is only a few meters thick. The Lower and Middle
Devonian (Tequeje Formation) has low potential (S1 + S2 average
of 3 mg HC/g), and reduced thickness (300 m at the Pando X-1
well). Since the basin gets deeper towards the south, a series’
thickness of about 500 m represents better the drainage area. This
leads to a SPI of de 3 t/m 2 (80% of the layers is shale). The Upper
Devonian (Tomachi Formation) has an excellent potential, with a
S1 + S2 average over 25 mg HC/g, in the first 250, and 200 m
above, a S1 + S2 average of 10 mg HC/g. Thus, the total SPI result
is 16,5 t/m 2 . The Carboniferous (Retama Group) is thin and has
little potential. The Permian is also thin, with only a few meters of
source rock. Adding up the total influences, the basin’s final SPI
amounts to 20 t/m 2 ."
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110

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 6
Introducción
De forma previa a la descripción de esta comarca geológica se debe
aclarar, para evitar malos entendidos, que ésta no corresponde a
una provincia geológica definida. Se trata por el contrario, de la
superposición de varias provincias, que por sus características de
borde de cuenca contra el Cratón de Guaporé, guardan estrechas
relaciones estratigráficas y tectónicas.
En este capítulo serán consideradas las llanuras de la parte central y
centro-oriental del país, es decir, las que quedan al sur de la
Llanura Beniana, desde el Río Ichoa hasta las Sierras Chiquitanas,
formando una faja que bordea el Cratón de Guaporé. Esta región
por lo tanto abarca desde las llanuras del Chapare–Boomerang,
hasta las Sierras Chiquitanas, comprendiendo además la llanura
chiquitana adyacente, que continúa hacia el sur hasta la frontera
con la República del Paraguay, quedando delimitada de la Llanura
Chaqueña por el “Alto de Izozog”.
Esta faja constituye el borde de la gran cuenca fanerozoica,
especialmente de las secuencias paleozoicas marinas. Todas las
formaciones siluro-devónicas se acuñan en esta región, presentando
secuencias ligeramente diferentes a las del interior de la cuenca,
motivo que lleva a considerar a esta región en un capítulo diferente.
Otro aspecto que se tomó en consideración, es su relación directa
con las rocas del basamento Proterozoico infrayacente, de las que
derivan en su mayoría. La posición de borde de cuenca fue también
un factor importante para la generación, migración y acumulación
de hidrocarburos en la región de la faja Chapare-Boomerang. La
cuenca del Paleozoico superior no alcanzó en su plenitud esta
región, solo están registrados reducidos espesores de sedimentos
del Carbonífero en algunos pozos del área del Boomerang. Según
la leyenda que acompaña al mapa geológico del Precámbrico del
año 1984, las areniscas y conglomerados de la restringida
Formación El Prado, en el noroeste del área, podrían ser de edad
carbonífera. Sedimentos cretácicos y cenozoicos están mejor
representados en la región del Chapare-Boomerang, y algunas de
sus formaciones constituyen excelentes rocas reservorias de
petróleo. En el sector chiquitano tienen un desarrollo menor.
Para describir las secuencias de esta región, se considerarán dos
áreas con características ligeramente diferentes. La primera está al
ESE del país, comprendiendo las Sierras Chiquitanas y la llanura
Introducción
To avoid misunderstandings, before describing this geological
territory, it must be clarified that this territory does not pertain to a
defined geological province. On the contrary, it is the superimposition
of several units which, due to their characteristic of
being basin border against the Guaporé Craton, have a close
stratigraphic and tectonic relation.
This chapter will consider the plains in the central and eastern
central part of the country; that is, those located south of the Beni
Plain, from the Ichoa River to the Chiquitos Ranges, forming a belt
that borders the Guaporé Craton. Therefore, this region embraces
the area from the Chapare – Boomerang plains to the chiquitano
ridges, comprising as well the adjacent Chiquitos Plain, which
continues southwards up to the border with Paraguay, thus being
separated from the Chaco Plain by the “Alto de Izozog”.
This belt is the border of a large Phanerozoic basin, specially of the
Paleozoic marine sequences. In this region, all the Silurian-
Devonian formations are wedged displaying sequences that are
slightly different to those inside the basin. This is the reason for
considering this region in a different chapter. Another aspect that
was considered is their direct relation to the rocks of the underlying
Proterozoic basement, from which most of them come. The basin
border’s position was also an important factor in the generation,
migration and accumulation of hydrocarbons in the Chapare –
Boomerang belt region. The Upper Paleozoic basin did not reach
its peak in this region. Only reduced Carboniferous sediment
thicknesses were recorded at some of the Boomerang area wells.
According to the legend accompanying the 1984 geological map
of the Pre-Cambrian, the sandstones and conglomerates of the
restricted El Prado Formation, to the northwest of the area, could
be of Carboniferous age. The Cretaceous and Cenozoic sediments
are better represented in the Chapare – Boomerang area, and some
of the formations are excellent reservoir oil-bearing rocks. In the
chiquitano sector, they have been less developed.
To describe this region’s sequences, two areas with slightly
different features will be considered. The first area is ESE of the
country, and includes the Chiquitano Ridges and the adjacent plain,
111

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
adyacente, hasta la frontera con el Paraguay. La segunda constituye
la prolongación nor-occidental de la anterior hacia el sector central
del país, es decir la faja de la llanura Chapare-Boomerang
colindante al borde meridional-central del Cratón de Guaporé.
SIERRAS CHIQUITANAS Y LLANURA
ADYACENTE
El nexo estratigráfico entre el Cratón de Guaporé y las Sierras
Chiquitanas, corresponde al Ciclo Brasiliano. En el capítulo correspondiente
al Cratón de Guaporé se efectuarán las consideraciones
estratigráficas en detalle de las rocas que forman este ciclo. La
relación siguiente pretende efectuar una introducción al análisis
geológico de estas sierras y llanura circunvecina.
Ciclo Brasiliano
Las rocas del Ciclo Brasiliano fueron depositadas en tres cuencas
superpuestas, pero con diferente configuración morfológica y
extensión areal. Montemurro (1991a; 1991b) sintetizó esta situación
mediante la interpretación de las líneas sísmicas de la llanura
chiquitana procesadas por YPFB. Estas cuencas corresponden al
relleno de los grupos Boquí y Tucavaca, y de la Formación
Murciélago.
No se efectuará un análisis sobre la controvertida diferenciación
estratigráfica de las unidades del Ciclo Brasiliano. Los autores a
menudo ubicaron formaciones en uno u otro grupo, o confundieron
eventos. Como ejemplo, las calizas de la Formación Pororó fueron
asignadas tanto al Grupo Boquí como al Grupo Tucavaca, y a su
vez confundidas con las calizas de la Formación Murciélago
(Yacuces).
El presente trabajo se limitará a presentar la secuencia brasiliana a
la luz de los últimos trabajos realizados en el marco del Proyecto
Precámbrico (GEOBOL-BGS).
La más antigua de las cuencas brasilianas corresponde a la
rellenada por rocas del Grupo Boquí (Mitchell et al. , 1979). En el
corte longitudinal presentado por Montemurro (1991a), la cuenca
del Grupo Boquí está separada en dos sectores por un alto
Proterozoico. El sector occidental (Boquí-Cahama) es el de mayor
extensión areal. En cambio, el del sector oriental, ubicado junto a la
frontera con el Brasil, es de menor amplitud.
En el sector occidental de la cuenca se reconocen las formaciones
San Francisco, Colmena y Cahama. En el límite fronterizo sólo se
diferenciaron las formaciones San Francisco y Mutún.
reaching up to the border with Paraguay. The second area
constitutes the northwestern extension of the former into the central
part of the country; that is, the Chapare – Boomerang plain belt,
adjacent to the meridional and central border of the Guaporé
Craton.
CHIQUITOS RANGES AND THE
ADJACENT PLAIN
The stratigraphic nexus between the Guaporé Craton and the
Chiquitos Ranges pertains to the Brazilian cycle. The chapter on
the Guaporé Craton will include detailed stratigraphic considerations
of the rocks that make up this cycle. The purpose of the
follwoing relation is to introduce a geological analysis of these
ridges and the surrounding neighbor plain.
Brazilian Cycle
The rocks of the Brazilian Cycle were deposited in three overlying
basins, each with different morphological configuration and area
extension. Montemurro (1991a; 1991b) summarized this situation
by making an interpretation of the Chiquitos Plain seismic lines
processed by YPFB. These basins pertain to the infill of the Boqui
and Tucavaca groups and the Murciélago Formation.
An analysis of the controverted stratigraphic differentiation of the
Brazilian Cycle units will not be carried out. Often, the authors
placed the formations in one group or the other, or got the events
confused. For instance, the Pororó Formation’s limestones were
assigned both to the Boquí and Tucavaca groups, and at the same
time, they were mistaken for Murciélago (Yacuces) Formation’s
limestones.
In light of the latest work carried out within the Pre-Cambrian
Project’s framework (GEOBOL-BGS), this paper will be limited to
the presentation of the Brazilian sequence.
The oldest of the Brazilian basins was filled by the rocks of the
Boquí Group (Mitchell et al., 1979). In a longitudinal cut presented
by Montemurro (1991a), the Boquí Group basin is divided in two
sectors by a Proterozoic height. The western sector (Boquí –
Cahama) has the greatest area extension. On the other hand, located
next to the Brazilian border, the eastern sector is narrower.
At the basin’s western border are the San Francisco, Colmena and
Cahama formations. At the border limit, only the San Francisco
and Mutún Formations were distiguished.
112

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
GRUPO BOQUI
SECTOR BOQUI-CAHAMA
SECTOR MUTUN
Formación Cahama
Formación Colmena
Formación San Francisco
Formación Mutún
Formación San Francisco
Fig. 6.1 Cuadro de correlación del Grupo Boquí entre Boquí-Cahama y el Mutún.
Boquí Group correlation chart among Boquí-Cahama and the Mutún
La secuencia se inicia con las areniscas conglomerádicas de la
Formación San Francisco (Oviedo & Justiniano, 1967). Corresponde
a areniscas arcósicas de grano grueso y conglomerados
polimícticos, con algunas concentraciones de hierro. Estas rocas
fueron depositadas en un ambiente fluvio-eólico. El espesor en el
sector occidental supera los 1000 m. En cambio al este, en la región
del Mutún, el espesor no sobrepasa los 50 m.
La Formación Colmena (Litherland et al., 1986) se sobrepone a la
anterior unidad, está constituida por una alternancia de areniscas,
limolitas y calizas delgadas que presentan un espesor de más de
900 m.
El Grupo Boquí concluye en este sector con las sedimentitas de la
Formación Cahama (Mitchell et al., 1979). Esta unidad está
formada por diamictitas de color gris verdoso a marrón, intercaladas
con algunos niveles de areniscas y limolitas, representa
flujos de lodo submarinos. Se descartó que correspondan a tilitas y
que por consiguiente hubieran tenido un origen glacial (Litherland
et al., 1986). Esta unidad fue denominada en YPFB como Fm.
Puttatoe (López et al., 1982).
En territorio brasileño, los sedimentos equivalentes al Grupo Boquí
son conocidos como Grupo Jacadigo (formaciones Urucum,
Corrego das Pedras y Banda Alta). En el sector boliviano, la
secuencia empieza con la Formación San Francisco, ya considerada
líneas arriba, y continúa con la secuencia clástica ferruginosa
denominada Formación Mutún (Weiss & Sweet, 1956;
reactualizada por Montemurro, 1991b). La mayor parte de esta
unidad está formada por areniscas con intercalaciones de lentes y
capas de manganeso, así como por lentes ferruginosos y de
jaspilita, y niveles productores de hierro en la región del Mutún.
La segunda cuenca del Ciclo Brasiliano corresponde a la secuencia
del Grupo Tucavaca (Hess, 1959). La secuencia asignada y la
nomenclatura del Grupo Tucavaca sufrió cambios desde su
nominación inicial. En las figuras 2 y 3 del Léxico Estratigráfico de
Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) se presenta un resumen de esas
variaciones. En el presente trabajo se sigue la estratigrafía de
Mitchell et al. (1979, 1981), que constituye una actualización del
esquema de Hess (1959).
The sequence starts with the conglomeradic sandstones of the San
Francisco Formation (Oviedo & Justiniano, 1967). It pertains to
coarse grained arkosic sandstones and polymictic conglomerates,
with a few iron concentrations. These rocks were deposited in a
fluvio-aeolian environment. In the western sector, the thickness
exceeds 1000 m. In the east, on the other hand, in the Mutún
region, the thickness does not exceed 50 m.
The Colmena Formation (Litherland et al., 1986) lies over the
previous unit. It is made up by an alternation of sandstones,
siltstones and thin limestones, with a thickness exceeding 900 m.
In this sector, the Boquí Group ends with the sedimentites of the
Cahama Formation (Mitchell et al., 1979). This unit is made up by
greenish gray to brown diamictites, interbedded with a few
sandstone and siltstones levels, and represents submarine mud
flows. The idea of these being tillites, and therefore having a
glaciar origin was discarded (Litherland et al., 1986). At YPFB,
this unit was called Puttatoe Formation (López et al., 1982).
In Brazilian territory, the sediments equivalent to the Boquí Group
are known as the Jacadigo Group (Urucum, Corrego das Pedras and
Banda Alta formations). In the Bolivian sector, the sequence starts
with the above-mentioned San Francisco Formation, and continues
with a ferruginous clastic sequence called the Mutún Formation
(Weiss & Sweet, 1956; updated by Montemurro, 1991b). Most of
this unit is made up by sandstones interbedded by manganese
lenses and layers, as well as by ferruginous and jaspillite lenses and
iron producing layers, in the Mutún region.
The second basin of the Brazilian Cycle pertains to a sequence of
the Tucavaca Group (Hess, 1959). The assigned sequence and
nomenclature of the Tucavaca Group underwent some changes
since its initial naming. Figures 2 and 3 of the Stratigraphic Lexico
of Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) contains a summary of these
variations. This paper follows the stratigraphy of Mitchell et al.
(1979, 1981), which is an update of Hess’ scheme (1959).
113

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
SNIA. SUNSAS SNIA. SANTIAGO SNIA. SAN JOSE
Fm. Pesenema
Fm. Bocamina
Fm. Pororó
Fm. Cuarrí
Fm. Pesenema
Fm. Piococa
Fm. Motacú
Fm. Pororó
Fm. Pesenema
Fm. Piococa
Fm. Motacú
Fm. Pororó
Fm. Pacobillo
Fig. 6.2 Cuadro de correlación de rocas brasilianas entre las serranías de Sunsás, Santiago y San José.
Correlation chart of the Brasilian rocks among the Sunsás, Santiago and San José belts.
La posición estratigráfica de las calizas de la Formación Pororó es
tema de discusión. Algunos autores (López-Paulsen, 1982; Oller,
1987, 1992, entre otros) las ubican en el tope del Grupo Boquí.
Otros (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro,
1991) las colocan en la base del Grupo Tucavaca. Los
criterios de las dos posiciones son válidos. Como se indicó anteriormente,
este trabajo seguirá la posición de los estudios
realizados por el Proyecto Precámbrico. En ese entendido, el Grupo
Tucavaca se inicia con areniscas conglomerádicas (formaciones
Pacobillo o Cuarri), y continúa con las calizas de la Formación
Pororó (Hess, 1959). Según Mitchell, et. al. (1979), estas últimas
calizas corresponden a micritas porcelanizadas, altamente
recristalizadas, depositadas en una plataforma carbonatada. Estas
calizas tienen, en la Serranía Santiago (lado sur del Valle
Tucavaca), un espesor entre 150 y 200 m, mientras que en la
Serranía Sunsás (lado norte del valle), el espesor es menor a 60 m.
Esta formación es el principal horizonte guía dentro del Grupo
Tucavaca. Según Oller (1987), esta unidad tiene un importante
contenido de hidrocarburos líquidos (rellenando grietas y porosidad
secundaria), y constituyó uno de los objetivos principales en la
perforación del pozo Otuquis-X1 en la llanura chiquitana.
La Formación Piococa (Hess, 1959) fue depositada en un ambiente
de abanicos deltaicos posteriormente retrabajados por acción
fluvial. Según O’Connor et al. (1979), corresponden a areniscas de
grano medio a grueso, limpias y bastante recristalizadas. Fajas
delgadas de conglomerados y separaciones lutíticas de unos
cuantos milímetros de espesor son encontrados esporádicamente.
Finalmente, el Grupo Tucavaca concluye con el depósito de las
pelitas de la Formación Pesenema (Hess, 1959). Esta unidad está
constituida por filitas y lutitas gris claras de grano fino interestratificadas
con bandas más oscuras de lutita con duras costillas
calcáreas grises de menos de 3 cm de espesor (O’Connor et al.,
1979).
Sobre los sedimentos del Grupo Tucavaca se asienta la tercera
cuenca, que corresponde a una secuencia de plataforma carbonática,
que fue categorizada inicialmente como “Serie” y luego como
“Grupo”. Sin embargo, por sus características litológicas, espesor y
el hecho de no agrupar formaciones diferentes, en este trabajo será
considerada como Formación Murciélago (Meave del Castillo et
al., 1971). Esta unidad es conocida en la literatura (informes
internos de YPFB) con el nombre de “Formación Yacuses”, pero
en consideración a regulaciones del Código de Nomenclatura
Estratigráfica, tiene prioridad el nombre dado por Meave et al.
(1971). El análisis regional de los cuerpos calcáreos del Ciclo
The stratigraphic position of the Pororó Formation’s limestones is
topic of debate. Some authors (López-Paulsen, 1982; Oller, 1987,
1992, among others) place them at the top of the Boquí Group. Yet
others (Mitchell et al., 1979; Berrangé & Litherland, 1982; Montemurro,
1991) place them at the base of the Tucavaca Group. The
criteria of both positions are valid. As mentioned before, this paper
will follow the position of the studies conducted by the Pre-
Cambrian Project. Bearing that in mind, the Tucavaca Group starts
with conglomeradic sandstones (Pacobillo or Cuarri formations),
and continues with the limestones of the Pororó Formation (Hess,
1959). According to Mitchell, et. al. (1979), the latter limestones
pertain to highly crystallized porcelanized micrites, deposited in a
carbonated shelf. At the Santiago Range (southern side of the
Tucavaca Valley), these limestones have a thickness between 150
and 200 m, while at the Sunsás Range (northern side of the valley),
the thickness does not exceed 60 m. This formation is the main
guide horizon within the Tucavaca Group. According to Oller
(1987), this unit has significant content of liquid hydrocarbons
(filling in cracks and secondary porosity). Further, it was one of the
main drilling objectives of the Otuquis –X1 well in the chiquitos
plain.
The Piococa Formation (Hess, 1959) was deposited in a deltaic fan
environment, later overworked by fluvial action. According to
O’Connor et al. (1979), they correspond to medium to coarse
grained sandstones that are clean and quite recrystallized.
Sporadically, thin conglomerate belts and shale separations a few
millimeters thick can be found.
Finally, the Tucavaca Groups ends with the pellite deposit of the
Pesenema Formation (Hess, 1959). This unit is made up by
phyllites and fine grained light gray shale, interbedded with darker
strips of shale with less than 3 cm thick hard gray calcareous ribs
(O’Connor et al., 1979).
A third basin settles over the sediments of the Tucavaca Group,
pertaining to a carbonatic shelf that was initially categorized as a
“Series” and later as a “Group.” However, due to its lithological
features, thickness, and the intention not to group different
formations, this paper will consider it as the Murciélago Formation
(Meave del Castillo et al., 1971). In the literature (YPFB internal
reports), this unit is known by the name of “Yacuses Formation;”
however, taking into account the regulations of the Stratigraphic
Nomenclature Code, the name given by Meave et al. (1971) has
priority. Conducted by Montemurro (1991), the regional analysis
of the Brazilian Cycle calcareous bodies, enables the differentiation
114

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Brasiliano, realizado por Montemurro (1991), con la interpretación
de líneas sísmicas y registros del pozo Otuquis, permite diferenciar
dos cuerpos calcáreos bien definidos y de distinta edad, uno perteneciente
al Grupo Tucavaca (Fm. Pororó), y el más joven correspondiente
a la Formación Murciélago.
La Formación Murciélago, según los autores del nombre, se inicia
con una delgada capa limolítica, seguida de dolomitas gris blanquecinas,
areniscas feldespáticas, y calizas. Estas últimas, según
Aguilera (1994), pueden diferenciarse entre arrecíferas y no
arrecíferas. Las primeras depositadas en una plataforma marina,
con calizas, dolomías y la presencia de algas con estructuras
oncolíticas y estromatolíticas. Las calizas no arrecíferas, de borde
de cuenca, están formadas por calcita, clásticos, oolitas de playa,
dolomita y anhidrita. Estas rocas proporcionaron restos fósiles en
territorio brasileño (Grupo Corumbá), algas estromatolíticas como
Aulophicus lucianoi y Collenia, y los invertebrados scyphozoarios
identificados como Corumbella werneri. Esta asociación fosilífera
es atribuida al Cámbrico inferior.
Ciclo Cordillerano
Si bien fueron citadas anteriormente rocas ordovícicas en la región,
de acuerdo a la nueva información éstas estarían ausentes en la
zona. Sobre los sedimentos del Ciclo Brasiliano se depositaron
directamente las secuencias siluro-devónicas del Ciclo Cordillerano.
Estas rocas están relacionadas a fallamiento a lo largo de la
Faja Tucavaca. Barbosa (1949) definió su “Serie Santiago” agrupando
en ella a las formaciones El Carmen, Limoncito y La Torre.
Ahlfeld & Branisa (1960) modificaron la serie, reemplazando el
nombre de la unidad superior (Fm. La Torre) por la Formación
Limoncito, y a la Fm. Limoncito de Barbosa le asignaron el
nombre de Formación Roboré. Se desconocen los motivos que
llevaron a Ahlfeld & Branisa para efectuar esos cambios. El uso
posterior validó el cambio, y la única modificación posterior
consistió en reemplazar el término “Serie” por Grupo Santiago.
Estos cambios están reflejados en el siguiente cuadro. López-
Paulsen et al. (1982) propusieron restringir el nombre de Grupo
Santiago a las formaciones devónicas Roboré y Limoncito.
of two well defined calcareous bodies of different ages, one
belonging to the Tucavaca Group (Pororó Formation), and the
younger, belonging to the Murciélago Formation.
According to the authors that named it, the Murciélago Formation
starts with a thin siltstones layer, followed by whitish gray
feldspathic sandstones, and limestones. According to Aguilera
(1994), the latter can be classified as reef and non-reef limestones.
The reef limestoneswere deposited in a sea shelf, with limestones,
dolomites and presence of oncolitic and stromatolitic structure
algae. The non-reef limestones, from the basin’s border, are made
up by calcite, clastics, beach oolites, dolomite and anhydrite.
These rocks provided fossil remanents in Brazilian territory
(Corumbá Group), stromatolitic algae as Aulophicus lucianoi and
Collenia, and the scyphozoan invertebrates identified as
Corumbella werneri. This fossiliferous association is attributed to
the Lower Cambrian.
Cordilleran Cycle
Although Ordovician rocks have been previously quoted as present
in the region, according to the latest information, such rocks would
be absent in the area. Over the Brazilian Cycle sediments, the
Silurian-Devonian sequences of the Cordilleran Cycle deposited
directly. These rocks are related to the faulting along the Tucavaca
Belt. Barbosa (1949) defined his “Santiago Series” by grouping
the El Carmen, Limoncito and La Torre formations into it. Ahlfeld
& Branisa (1960) modified the series, replacing the name of the
upper unit (La Torre Formation) with Limoncito Formation, and
assigning Barbosa’s Limoncito Formation the name of Roboré
Formation. The reasons that led Ahlfeld & Branisa to make these
changes are unknown. The subsequent usage validated the change,
and the only later modification was to replace the term “Series”
with Santiago group. These changes are shown in the following
figure. López-Paulsen et al. (1982) proposed to restrict the name of
Santiago Group to the Devonian Roboré and Limoncito
Formations.
BARBOSA, 1949 AHLFELD & BRANISA, 1960 YPFB
Serie
Santiago
Fm. La Torre
Fm. Limoncito
Fm. El Carmen
Serie
Santiago
Fm. Limoncito
Fm. Roboré
Fm. El Carmen
Grupo
Santiago
Fm. Limoncito
Fm. Roboré
Fm. El Carmen
Fig. 6.3 Cuadro de equivalencias estratigráficas del Grupo Santiago (Ciclo Cordillerano).
Stratigraphic equivalences of the Santiago Group (Cordilleran Cycle).
Las rocas del Ciclo Cordillerano en las Sierras Chiquitanas
representan el depósito de una secuencia marina de plataforma
somera en el borde estable de una cuenca de antepaís. Las
formaciones inferiores El Carmen y Roboré, reflejan además una
marcada influencia costera y deltaica. Las secuencias cordilleranas
en este sector de la cuenca tienen faunas comunes a la Cuenca
Andina y a las de la Cuenca del Paraná. El ciclo comienza en el
Llandoveriano ? (Formación El Carmen) y concluye en el
Frasniano (Formación Iquiri).
In the Chiquitos Ranges, the Cordilleran Cycle rocks represent the
deposit of a shallow shelf sea sequence on the stable border of a
foreland basin. The lower formations, El Carmen and Roboré, also
reflect a marked coastal and deltaic influence. In this sector of the
basin, the Cordilleran sequences have common faunas as those in
the Andean Basin and the Paraná Basin. The cycle starts in the
Llandovernian ? (El Carmen Formation) and ends in the Frasnian
(Iquiri Formation).
115

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia se inicia con el depósito de la Formación El Carmen
(Oliveira & Leonardos, 1943), unidad predominantemente arenosa
con numerosas intercalaciones de conglomerados, y escasos y
delgados niveles de rocas pelíticas. Las areniscas son sacaroides de
grano medio a muy grueso, están bien estratificadas y presentan
laminación entrecruzada. Esta formación contiene un horizonte
hematítico bien estratificado, cuyo espesor varía entre 3 y 37 m
(López-Paulsen et al., 1982). Estos mismos autores reconocieron
dos horizontes fosilíferos: el inferior con la asociación de
Phragmolites suarezi y el superior con Clarkeia antisiensis /
Heterorthella tacopayana Recientemente Edgecombe & Fortey
(2000) estudiaron los trilobites de esta formación identificando dos
nuevos géneros y cuatro nuevas especies: Awaria struvei n. gen., n.
sp. y Festia energetica n. gen., n. sp., Andinacaste ramiroi n. sp. y
Australocaste oconnori n. sp. Completan esta lista Trimerus
linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp., y un miembro del grupo
de Maurotarion dereimsi. Otras especies identificadas en esta
unidad corresponden a Harringtonina acutiplicata y Tentaculites
sp. Esta asociación faunística es diagnóstica del Pridoliano
(Silúrico superior), sin embargo no se descarta que se extienda a
los niveles más bajos del Lochkoviano. Esta asociación permite
efectuar una estrecha correlación con las formaciones Catavi y
Tarabuco de la Cordillera Oriental. Una edad ludloviana fue
establecida por palinología para estos horizontes.
En continuidad sobre la Fm. El Carmen, y sin presentar un límite
bien definido, prosigue la Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa,
1960), que constituye una unidad eminentemente arenosa, con
escasos niveles conglomerádicos. El espesor de esta formación
varía de 80 a 120 m, y su distribución areal es más restringida que
la de la Formación El Carmen. En estas rocas fueron encontrados
dos niveles de coquinas con braquiópodos y otros grupos fósiles
pertenecientes a la biozona de Proboscidina arcei (Suárez-Riglos,
1982; López-Paulsen et al., op.cit.). Esta fauna permite correlacionar
a la Formación Roboré con las formaciones Vila Vila y Santa
Rosa del sector andino.
Culmina la secuencia del Ciclo Cordillerano, con el depósito de los
sedimentos predominantemente pelíticos de la Formación
Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960). El tramo inferior corresponde
a una intercalación de areniscas de grano fino y lutitas
negras, y el tramo superior está exclusivamente conformado por
lutitas negras (López-Paulsen op. cit.). En esta unidad han sido
reconocidos varios horizontes fosilíferos. En los niveles inferiores
está presente la asociación de Scaphiocoelia boliviensis, y en los
niveles medio y superior, ostrácodos, pelecípodos, plantas fósiles y
equinodermos. Pinto & Purper (1981) identificaron dos nuevas
especies de ostrácodos en estos sedimentos. Las determinaciones
palinológicas de YPFB (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) asignaron a
estos sedimentos un amplio rango de edad (Emsiano a Eifeliano),
aspecto que permitiría correlacionar a estas rocas con las formaciones
Icla, Huamampampa y Los Monos de la región subandina.
En otros sectores, especialmente en la región del Boomerang,
sobreyace a la Formación Limoncito la Formación Iquiri, hecho
que confirmaría la edad asignada a estos sedimentos.
The sequence starts with the deposit of the El Carmen Formation
(Oliveira & Leonardos, 1943). This unit is mainly arenaceous, with
numerous conglomerate interbedding and scarce thin pellitic rock
levels. The sandstones are sacaroidal, with medium to very coarse
grain, and are well bedded, presenting crossbedded lamination. This
formation contains a well bedded hematitic horizon, with a thickness
ranging between 3 and 37 m (López-Paulsen et al., 1982). Two
fossiliferous horizons were recognized by the preceding authors: the
lower with the Phragmolites suarezi, and the upper level with the
Clarkeia antisiensis / Heterorthella tacopayana associations.
Recently, Edgecombe & Fortey (2000) studied the trilobites of this
formation and identified two new genera and four new species, which
are: Awaria struvei n. gen., n. sp., Festia energetica n. gen., n. sp.,
Andinacaste ramiroi n. sp. and Australocaste oconnori n. sp. This list
is completed by Trimerus linares, Dalmanites sp., Kettneraspis sp.,
and a member of the Maurotarian dereimsi group. Other species in
this unit correspond to Harrigtonina acutiplicata and Tentaculites sp.
This fauna association is diagnostic of the Pridolian (Upper Silurian);
however, its extending into the lowermost Lochkovian cannot be
dismissed. This association allows to make a close correlation with
the Catavi and Tarabuco formations of the Eastern Cordillera. A
Ludlowian age was assigned to these horizons by palynology.
Without a well defined limit, the Roboré Formation (Ahlfeld &
Branisa, 1960) continues over the El Carmen Formation. It makes
up an eminently arenaceous unit, with very few conglomeradic
levels. The thickness in this formation ranges between 80 and 120
m, and its area distribution is more restricted than in the El Carmen
Formation. Two coquine levels were found in these rocks, with
brachiopods and other fossil groups belonging to the Proboscidina
arcei biozone (Suárez-Riglos, 1982; López-Paulsen et al., op.cit.).
This fauna allows the correlation of the Roboré Formation with the
Vila Vila and Santa Rosa formations of the Andean sector.
The Cordilleran Cycle sequence ends with the deposit of
predominantly pellitic sediments of the Limoncito Formation
(Ahlfeld & Branisa, 1960). The lower portion correspondsto an
interbedding of fine grained sandstones and black shale; the upper
portion is made up exclusively by black shale (López-Paulsen op.
cit.). Several fossiliferous horizons have been recognized in this
unit. The Scaphiocoelia boliviensis association is present in the
lower levels, and the middle and upper levels contain ostracodes,
pelecipods, fossil plants and echinoderms. In these sediments, Pinto
& Purper (1981) identified two new ostracode species. YPFB’s
palynological determinations (Aguilar, 1982; Lobo, 1982) assigned
a wide age range to these sediments (Emsian to Eifelian). This fact
would allow the correlation of these rocks to the Icla,
Huamampampa and Los Monos formations, of the Sub Andean
region. In other sectors, particularly in the Boomerang area, the
Iquiri Formation lies over the Limoncito Formation. This fact
would confirm the age assigned to these sediments.
116

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Ciclo Subandino
Fue reconocido en el subsuelo de la llanura, especialmente en los
pozos de Otuquis, Sirimenquis y Tucavaca.
En el pozo Otuquis-X1, por debajo de las capas del Cuaternario, se
atravesaron 130 m de sedimentos carboníferos, y por debajo de
estos, una importante secuencia atribuida a las formaciones
Limoncito, Roboré y El Carmen.
En el pozo Sirimenquis-X1, por debajo de la secuencia mesozoica
se atravesaron más de 1405 m de sedimentos carboníferos: Taiguati
(125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) y Tupambi (498 m). La
secuencia continúa luego de la discordancia con rocas de la
formaciones Iquiri y Los Monos
El carbonífero en el pozo Tucavaca-X1 es similar al de
Sirimenquis.
Ciclo Andino
Las rocas mesozoicas de la región chiquitana están restringidas a
los afloramientos presentes en las serranías al sureste de Chochis-
Roboré, y en los afloramientos aislados hacia el Fortín Ravelo y
las Salinas de Santiago. Estas areniscas son atribuidas al Jurásico
por semejanza a las de la Formación Botucatú de Brasil, cuyos
diques de diabasa fueron datados como jurásicos. Sin embargo, en
opinión de geólogos de YPFB, sólo la parte inferior de la
Formación Chochís sería de edad jurásica. La parte superior y la
Formación Tobité son consideradas de edad cretácica, equivalentes
de la Formación Cajones del Subandino.
La nomenclatura de las areniscas jurásicas tiene dos interpretaciones
diferentes, la del grupo de trabajo del Proyecto
Precámbrico que considera al Grupo Portón dividido en las
formaciones Chochis y Tobité, y el criterio de los geólogos de
YPFB que nominan Grupo Chochis y lo dividen en las formaciones
El Portón y Tobité. El nombre de El Portón fue introducido por
Oliveira & Leonardos (1943), y Hess (1960) lo elevó a la categoría
de grupo. El término de Grupo Chochis fue propuesto por Pareja en
1971. Si bien en el Léxico Estratigráfico de Bolivia (Suárez &
Díaz, 1996) se siguió el ordenamiento de YPFB, por razones de
prioridad en este trabajo se efectúa la enmienda y se utilizará la
categoría de Hess.
El Grupo El Portón (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960)
corresponde a una secuencia areno-conglomerádica que aflora en
forma de pequeñas islas en las sierras y llanura adyacente. Esta
formada predominantemente por areniscas conglomerádicas de
grano grueso, color amarillo a rojizo. Corresponden a areniscas
eólicas y fluviales, depositadas en ambiente desértico. Las rocas de
este grupo forman farallones y acantilados de un color rojo intenso,
que destacan sobre la llanura circundante. Esta unidad está formada
por las formaciones Chochís y Tobité.
De forma discordante sobre las fangolitas y limolitas de la
Formación Limoncito, o sobre otras rocas proterozoicas, se dispone
la Formación Chochis (Pareja, 1971). La secuencia se inicia con
una delgada capa de arenisca blanquecina, seguida de areniscas
Subandean Cycle
It was recognized in the plain’s subsurface, specially at the
Otuquis, Sirimenquis and Tucavaca wells.
Beneath the Quaternary layers, 130 m of Carboniferous sediments
were drilled through at the Otuquis–X1 well, and beneath these
sediments, through an important sequence attributed to the
Limoncito, Roboré and El Carmen formations.
Underneath the Mesozoic sequence, at the Sirimenquis-X1 well,
more than 1405 m of Carboniferous sediments were drilled
through: Taiguati (125 m), Chorro (275 m), Tarija (507 m) and
Tupambi (498 m). After the unconformity, the sequence continues
with rocks of the Iquiri and Los Monos formations.
The Carboniferous at the Tucavaca-X1 well is similar to that of
Sirimenquis.
Andean Cycle
The Chiquitos region Mesozoic rocks are restricted to the outcrops
existing at the ridges to the southeast of Chochís-Roboré, and to the
isolated outcrops towards the Ravelo Fort and the Santiago Salinas.
These sandstones are attributed to the Jurassic due to their likeness
with those of the Botucatú Formation in Brazil, the diabase dikes of
which were dated as being Jurassic. However, in the opinion of
YPFB geologists, only the lower part of the Chochís Formation
would be of Jurassic age. The upper part and the Tobité Formation
are considered as being of Cretaceous age, and equivalent to the
Subandean Cajones Formation.
The nomenclature of the Jurassic sandstones has two different
interpretations: first, the interpretation of the Pre-Cambrian Project
work group, which considers the Portón Group as being divided in
the Chochís and Tobité formations; and second, the criterion of
YPFB’s geologists that call it Chochís Group, and divide it in the
El Portón and Tobité formations. The name of El Portón was
introduced by Oliveira & Leonardos (1943), and Hess (1960)
raised it to the group category. The term Chochís Group was
proposed by Pareja in 1971. Although the Stratigraphic Lexico of
Bolivia (Suárez & Díaz, 1996) followed YPFB’s order, for priority
purposes, the corresponding ammends will be made in this paper,
and Hess’ category will be used.
The El Portón Group (Oliveira & Leonardos, 1943; Hess, 1960)
pertains to a arenacous-conglomeradic sequence that outcrops in
the shape of small islands at the ridges and adjacent plain. Its is
made up mainly by coarse grained conglomeradic sandstones of
yellow to reddish color. They correspond to aeolian and fluvial
sandstones which deposited in a dessert environment. This group’s
rocks form bluffs and cliffs of a intense red color, standing out
over the surrounding plain. This unit is made up by the Chochís
and Tobité formations.
The Chochís Formation (Pareja, 1971) is laid out in unconformity
over the mudstones and siltstones of the Limoncito Formation, or
over the Proterozoic rocks. The sequence starts with a thin layer of
whitish sandstones, followed by partially conglomeradic reddish
117

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
ferruginosas rojizas, parcialmente conglomerádicas. Corresponden
a areniscas eólicas y fluviales, depositadas en una cuenca de
intraplaca.
La unidad superior del Grupo El Portón corresponde a la
Formación Tobité (Cabrera, 1966), unidad constituida por
conglomerados y areniscas rojizas, de grano medio a grueso. En
contradicción con la supuesta equivalencia con la Formación
Botucatú del Brasil, los geólogos de YPFB sostienen que los
conglomerados de la Formación Tobité constituyen una facies
distal (areniscas carbonáticas y paleosuelos) de la Formación El
Molino de la Cordillera Oriental (Guía de Campo. Primera
Conferencia sobre el Gondwana Sudoccidental, 1987). Según Oller
(com.epist.) los conglomerados de la Formación Tobité se asientan
directamente sobre los sedimentos de la Formación Ichoa, en
relación discordante erosiva, faltando por erosión la Formación
Yantata. En general estas areniscas corresponden a un ambiente
fluvial y eólico, con influencia lacustre, depositadas en una cuenca
de rift de trasarco.
Según la explicación del Mapa Geológico del Precámbrico (1984),
“Los complejos alcalinos de Velasco y Candelaria fueron las
manifestaciones iniciales en el área del fracturamiento del
Supercontinente de Gondwana durante el Mesozoico. El Complejo
de Velasco, datado a 140 Ma, consiste de una serie de plutones
interferidos entre ellos, variando en composición desde foyaita
(sienita nefelínica), por pulaskita, nordmarkita y sienita cuarzosa
hasta granitos de biotita y aegirina. El alterado y silicificado
Complejo Carbonático de Manomó, y la mayoría de los filones de
cuarzo brechoso - pequeños cerros elongados de cuarzo y roca
madre silicificada, hematizada y caolinizada - están relacionados a
un evento de fracturamiento regional, probablemente más joven
que la areniscas rojas cretácicas continentales del Grupo El
Portón.”
Las secuencias cenozoicas están representadas por lateritas,
areniscas eólicas, depósitos aluviales, y otras variedades de
litologías. Una descripción sintética de estas secuencias es
transcrita de la leyenda del mapa geológico de 1984. “Las
superficies de erosión lateríticas de edad Terciaria temprana a
media de Pega Pega y Paucerna, están extensamente preservadas en
el tope de la Serranía Huanchaca, mientras que en otras partes solo
existen pequeñas mesas e inselbergs como relictos. También hay
remanentes de pedernales y silcretas del Terciario medio en
Serranía Huanchaca y Rincón del Tigre. La Unidad Laterítica San
Ignacio de más bajo nivel, de probable edad Mioceno-tardío, forma
la más extensa superficie de erosión preservada. Esta fue combeada
a lo largo de una serie de fracturas ortogonales en tiempos pliopleistocenos
que produjo la presente morfología, formando una
zona levantada con drenaje radial cerca de San Ignacio de
aproximadamente 600 msnm, disminuyendo hasta 100-300 m a lo
largo de las cuencas de deposición cuaternarias del margen del
escudo. Lineamientos neotectónicos se relacionan a reajustes del
mismo sistema de fracturas, probablemente heredados del
Mesozoico.”
ferruginous sandstones. They pertain to aeolian and fluvial
sandstones that were deposited in a intra-plate basin.
The upper unit of the El Portón Group correspond to the Tobité
Formation (Cabrera, 1966). This unit is made up by medium to
coarse grained conglomerates and reddish sandstones. Contradictory
to the assumed equivalency with the Botucatú Formation of
Brazil, YPFB geologists claim that the conglomerates of the Tobité
Formation constitute a distal facies (carbonatic sandstones and
paleosols) of the El Molino Formation in the Eastern Range (Field
Guide. First Conference on the Southwestern Gondwana, 1987).
According to Oller (written communication), the conglomerates of
the Tobité Formation settle in erosive unconformity directly over
the sediments of the Ichoa Formation; thus, the Yantata Formation
is missing due to the erosion. In general, these sandstones pertain to
a fluvial and aeolian environment, with lacustrine influence, and
were deposited in a backarc rift basin.
According to the explanation in the Pre-Cambrian Geological Map
(1984), “ The alkaline complexes of Velasco and Candelaria were
the initial manifestations, in the area, of the Gondwana Supercontinent’s
fracture during the Mesozoic. Dated at 140 Ma, the
Velasco Complex consists of a series of plutons interfering with
each other, and with a composition ranging from foyalite
(nepheline syenite), through pulaskite, nordmarkite, and quartz
syenite, to biotite and aegirine granites. The altered and silicified
Manomó Carbonatic Complex, and most of the breccial quartz
lodes – small elongated quartz hills and silicified, hematitized and
kaolinized source rock – are related to a regional fracturing event,
probably yonger than the continental Cretaceous red sandstones of
the El Portón Group.”
The Cenozoic sequences are represented by laterites, aeolian
sandstones, alluvial deposits, and other varieties of lithologies. A
summarized description of these sequences has been copied from
the legend on the 1984 Geological Map. “The Early to Middle
Tertiary lateritic erosion surfaces of Pega Pega and Paucerna are
widely preserved at the top of the Huanchaca Range, while in other
places, only small tables and inselbergs exist as relicts. At the
Huanchaca Range and Rincón del Tigre, there are also Middle
Tertiary chert and silcrete remanents. Probably of the Late
Miocene, the San Ignacio Lateritic Unit, of a lower level, is the
most extensive erosion surface preserved. In Plio–Pleistocene
times, it was downwarped along a series of orthogonal fractures,
producing the current morphology. It also forms an elevated area
of approximately 600 masl with radial drainage near San Ignacio,
decreasing down to 100 – 300 m along the Quaternary deposition
basins of the shield’s margin. The neotectonic lineaments are
related to readjustments of the same fracture system, probably
inherited form the Mesozoic.”
118

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
FAJA CHAPARE – BOOMERANG
Se considera aquí la faja que bordea el Cratón de Guaporé en la
parte central del país, en la llanura límite entre los departamentos
de Cochabamba y Santa Cruz. En los últimos años, esta región
cobró importancia debido al descubrimiento de importantes
estructuras con hidrocarburos. Como se expuso anteriormente, esta
faja continúa con dirección NW-SE, hasta las sierras y llanura
chiquitanas, en el extremo oriental del país.
En esta llanura sólo afloran sedimentos del Neógeno y Cuaternario.
La secuencia, entre el basamento cristalino y la cubierta actual,
pudo ser investigada sólo por medio de líneas sísmicas y de los
numerosos pozos realizados con fines petroleros en la región.
Sobre la base de esta información se evidencia que por encima del
basamento Proterozoico (prolongación del cratón aflorante al
noreste), se asientan rocas cordilleranas, subandinas y andinas. No
fue establecida la presencia de sedimentos tacsarianos en la región.
Como se indicó en la introducción, esta faja constituye el borde de
cuenca de la mayoría de las secuencias fanerozoicas, hecho que
confiere a esta comarca un gran interés petrolero, debido a la
presencia de buenas rocas madre, migración producida por marcada
pendiente regional, y la presencia de excelentes rocas reservorio en
trampas, tanto estratigráficas (por acuñamiento) como estructurales.
Ciclo Tacsariano
La cuenca ordovícica aparentemente no alcanzó el sector Chapare-
Boomerang, así como tampoco está presente al este en las Sierras
Chiquitanas. Ocasionalmente se citan en subsuelo rocas de esta
edad, que posiblemente correspondan a la base del Silúrico. Sin
embargo no se descarta que en algunos sectores los niveles
superiores de la secuencia tacsariana estén presentes.
Ciclo Cordillerano
Un resumen de la estratigrafía del Ciclo Cordillerano en la llanura
de la Faja Chapare–Boomerang se presenta en el siguiente cuadro
generalizado, sin que ello signifique que las unidades detalladas
estén presentes en toda el área, debido principalmente a efectos de
acuñamiento. La formaciones Cancañiri / Sacta y El Carmen son
atribuidas generalmente al Silúrico, aunque existen indicios de que
la primera podría haberse iniciado en el Ashgilliano tardío. Las
formaciones Roboré, Limoncito e Iquiri, fueron depositadas
durante el Devónico.
CHAPARE – BOOMERANG BELT
Here, the belt is considered as encompassing the Guaporé Craton in
the central part of the country, at the limiting plain between the
Departments of Cochabamba and Santa Cruz. In recent years, this
region gained importance due to the discovery of important
structures containing hydrocarbons. As mentioned before, this belt
continues with NW-SE trend up to the Chiquitano ridges and plain
at the eastern end of the country.
Only a few Neogene and Quaternary sediments outcrop in this
plain. Between the crystalline basement and the current cover, it
was possible to investigate the sequence only through the seismic
lines and the numerous wells that were drillled for oil-related
purposes in the region. On the basis of this information, it is
evident that over the Proterozoic basement (extension of the
outcropping craton to the northeast), the Cordilleran, Sub Andean
and Andean rocks are settled. The presence of Tacsarian sediments
in the region was not established.
As mentioned in the introduction, this belt constitutes the basin
border of most of the Phanerozoic sequences. This fact makes this
territory of important oil-related interest, due to the presence of
good source rocks, the migration produced by the marked regional
slope, and the presence of both, excellent stratigraphic (from
wedging) and structural reservoir rocks in the traps.
Tacsarian Cycle
Apparently, the Ordovician basin did not reach the Chapare-
Boomerang, and is absent to the east at the Chiquitos Ranges, as
well. Ocassionally, rocks this age have been quoted in the
subsurface, likely pertaining to the Silurian’s base. However, the
probability of there being upper levels of the Tacsarian sequence in
some sectors is not dismissed.
Cordilleran Cycle
The following generalized table includes a summary of the
Cordilleran Cycle stratigraphy at the Chapare–Boomerang belt
plain. However, this does not imply that the units listed therein are
present in the entire area, due mainly to the wedging effects. The
Cancañiri/Sacta and El Carmen formations are generally attributed
to the Silurian, although there are some indications that the former
may have started during the Late Ashgillian. The Roboré.
Limoncito and Iquiri formations were deposited during the
Devonian.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
FORMACION MIEMBRO ARENA
IQUIRI
LIMONCITO
ROBORÉ
Remanso
Montecristo
San Juan
Chapare
Yapacaní
Boomerang
Arenisca No. 1
Arenisca No. 2
Arenisca Ayacucho
Arenisca No. 3
Arenisca No. 4
Arenisca Piraí
(cuello pelítico)
EL CARMEN
Ar. Sara
CANCAÑIRI / SACTA
Fig. 6.4 Cuadro estratigráfico de las unidades del Ciclo Cordillerano en la región Chapare-Boomerang.
Stratigraphic chart of Cordilleran Cycle units in the Chapare-Boomerang region.
Sedimentos del Ciclo Cordillerano no afloran en el área. Su
presencia, extensión y espesor ha sido establecida con el desarrollo
de la perforación exploratoria. La mayoría de los pozos no
atravesaron la secuencia cordillerana completa, debido a la
profundidad a la que se encuentra la base. Casi todos ellos se
limitaron a perforar sólo hasta los objetivos petroleros: como la
Arenisca Sara y los reservorios de la Formación Roboré.
En muchos pozos del área Boomerang se ha inferido la presencia
de rocas de la Formación Cancañiri (Koeberling, 1919) / Sacta
(Chamot, 1963), por encima de rocas del basamento Brasiliano.
Estos sedimentos se presentan tanto en facie diamictítica como
carbonática (pozos Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 y otros). Esta
secuencia fue también denominada “pre-Silúrico”, “Silúrico-A” y
“pre-Sara”.
En la mayoría de los campos petroleros del sector, la perforación
exploratoria alcanzó a las areniscas de la Formación El Carmen
(Oliveira & Leonardos, 1943). Esta unidad toma el nombre de la
estación ferroviaria homónima, en la Serranía de Chiquitos, y una
relación completa de sus características se describió al desarrollar
la estratigrafía del área chiquitana (p. 116). La secuencia allí
descrita continúa hacia el norte hasta la faja Chapare-Boomerang,
donde solamente fue reconocida en el subsuelo. La secuencia
elaborada sobre la base de testigos, recortes y registros eléctricos,
permite indicar la presencia de intercalaciones rítmicas de lutitas,
limolitas y areniscas. Algunos niveles arenosos se constituyen en
reservorios de interés, como la arenisca Sara (productora en este
campo). Estos cuerpos arenosos en general tienen características
petrofísicas similares, presentan colores blanquecinos y grisáceos,
son de grano grueso en la base y fino en el tope, están bien
seleccionados, subredondeados, matriz arcillosa, cemento silíceo,
presentan textura cuarcítica, bien compactas, algunas veces
muestran microfracturas rellenadas con arcilla de color gris y/o
calcita, y la porosidad es regular. La arenisca Sara registró lecturas
No sediments of the Cordilleran Cycle outcrop in this area. Their
presence, extension, and thickness was established with the
development of exploratory perforation. Due to the depth of the
base, most of the wells did not go through the complete Cordilleran
sequence. Almost all of the perforations were limited to drilling
only as far as the oil objectives, such as the Sara Sandstone and the
reservoirs of the Roboré Formation.
In many of the Boomerang area wells, over the rocks of the
Brazilian basement, the presence of rocks of the Cancañiri
Formation (Koeberling, 1919) / Sacta (Chamot, 1963), has been
inferred. These sediments are present both as diamictite and
carbonatic facies (Ichoa, Sicurí-X1, Puquio-X1 wells, and others).
This sequence was also called “Pre-Silurian,” “Silurian-A,” and
“Pre-Sara.”
In most of the sector’s oil fields, exploratory perforation reached
the sandstones of El Carmen Formation (Oliveira & Leonardos,
1943). This unit takes on the name of the homonymous train station
in the Chiquitos Ranges. A complete relation of its features was
described during the development of the stratigraphy of the
Chiquitano area (p.116). The sequence described therein, continues
northwards up to the Chapare – Boomerang belt, where it was only
recognized in the subsurface. The sequence ellaborated on the basis
of cores, cuttings and electric logs allows to indicate the presence
of rhythmic interbedding of shale, siltstones, and sandstones. In
reservoris of interest, some arenaceous levels are formed, such as
the Sara sandstone (producer in this field). In general, these
arenaceous bodies have similar petro-physical features, presenting
whitish and grayish colors, coarse grain at the base and fine grain at
the top; they are well selected, subrounded, and have argillaceous
matrix, siliceous cement, quartzitic texture; they are very compact,
sometimes displaying microfractures filled with gray clay and/or
calcite, and have regular porosity. The Sara Sandstone registered
good gas readings, with C1 to C5 components, and whitish
120

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
buenas de gas, con componentes de C1 a C5 con fluorescencia
blanquecina en forma de manchas. Resultó productora de gas en las
pruebas de formación. Las limolitas y lutitas son de color gris,
micromicáceas, laminadas, y ligeramente calcáreas. A esta unidad
se le asigna un ambiente sedimentario marino de plataforma
(YPFB, 1995).
La Formación Roboré (Ahlfeld & Branisa, 1960) fue definida,
como se indicó precedentemente, en reemplazo de la Fm.
Limoncito de Barbosa (1949). En el subsuelo de la faja Chapare-
Boomerang, representa a la intercalación areno-arcillosa que se
ubica entre la Arenisca Sara de la Formación El Carmen, y las
pelitas de la Formación Limoncito suprayacente. Las areniscas de
esta formación tienen condiciones buenas de porosidad y
permeabilidad, motivo por el que son consideradas buenas rocas
reservorio. Esta formación se divide en dos miembros, el basal,
mayormente arcilloso es denominado Miembro Boomerang,
también conocido como “miembro pelítico”. El miembro superior,
denominado Miembro Yapacaní corresponde a una intercalación
de areniscas y horizontes pelíticos. En el subsuelo, las areniscas del
Miembro Yapacaní fueron denominadas, de base a tope: Arenisca
Piraí, areniscas 4 y 3, Arenisca Ayacucho, y areniscas 2 y 1. Estos
niveles arenosos son productores de hidrocarburos en la mayoría de
los pozos del área.
Por lo general, la secuencia cordillerana concluye con la Formación
Limoncito (Ahlfeld & Branisa, 1960), que corresponde aproximadamente
a 700 m de lutitas micáceas de color gris oscuro, físiles,
finamente estratificadas, y limolitas macizas, micáceas, muy
compactas. Según Ardaya (1996), pueden reconocerse cuatro
unidades, que de base a tope corresponden a los miembros
Chapare, San Juan, Montecristo y Remanso.
Rocas de la Formación Iquiri (White, 1925) no siempre están
presentes en el área. Las areniscas de la Formación Ichoa por lo
general sobreyacen a las pelitas de la Formación Limoncito.
Cuando están presentes los sedimentos de plataforma marina de la
Formación Iquiri, como por ejemplo en los campos de San Juan y
Santa Rosa, corresponden a bancos arenosos intercalados por
limolitas y arcilitas.
En algunos sectores de la faja, como por ejemplo en el sector del
campo Patujusal, no se depositaron sedimentos de edad devónica, y
los sedimentos de la Formación Ichoa sobreyacen directamente a
las rocas silúricas.
Ciclo Subandino
La presencia de rocas del Ciclo Subandino no es constante en esta
región debido a que su borde de cuenca queda más al interior de
cuenca. Estos sedimentos han sido observados solamente en el área
del Boomerang, por ejemplo en los pozos Caimanes, Palometas,
Santa Rosa, Palacios y Yapacaní. La identidad formacional de la
secuencia tampoco ha sido definitivamente establecida, por lo
general se atribuyen a unidades del Grupo Macharetí.
fluorescence in the shape of blots. In the formation tests, it came
out as gas producer. The siltstones and shale are gray,
micromicaceous, laminated and slightly calcareous. This unit is
assigned a sedimentary marine shelf environment (YPFB, 1995).
As mentioned before, the Roboré Formation (Ahlfeld & Branisa,
1960) was defined in replacement of Barbosa’s (1949) Limoncito
Formation. In the Chapare–Boomerang belt’s subsurface, it
represents an arenaceous–argillaceous interbedding located
between the El Carmen Formation’s Sara sandstone and the pellites
of the overlying Limoncito Formation. This formation’s sandstones
have good porosity and permeability conditions, thus being
considered as good reservoir rocks. This formation is divided in
two members: the basal member, mostly argillaceous, is called the
Boomerang Member, also known as “pellitic member.” The
upper member, called the Yapacaní Member, pertains to an
interbedding of sandstones and pellitic horizons. In the subsurface,
from base to top, the Yapacaní member’s sandstones were called:
Piraí Sandstone, sandstones 4 and 3, Ayacucho Sandstone, and
sandstones 2 and 1. In most of the area’s wells, these arenaceous
levels are hydrocarbon producers.
Generally, the Cordilleran sequence ends with the Limoncito
Formation (Ahlfeld & Branisa, 1960), pertaining to approximately
700 m of dark gray micaceous shale, fissil, finely bedded, and
massive micaceous and very compact siltstones. According to
Ardaya (1996), four units can be recognized. From base to top they
refer to the Chapare, San Juan, Montecristo and Remanso
members.
The rocks of the Iquiri Formation (White, 1925) are not always
present in the area. The Ichoa Formation sandstones generally lie
over the Limoncito Formation pellites. When present, the marine
shelf sediments of the Iquiri Formation, for instance at the San Juan
and Santa Rosa fields, correspond to arenaceous banks interbedded
by siltstones and claystones.
In some of the belt’s sectors, in the Patujusal field sector, for
instance, no Devonian sediments were deposited, and the sediments
of the Ichoa Formation lie directly over Silurian rocks.
Subandean Cycle
In this region, the presence of Subandean rocks is not constant
since the basin’s border is located more to the inner part of the
basin. These sediments have been observed only in the Boomerang
area, for instance, at the Caimanes, Palomentas, Santa Rosa,
Palacios and Yapacaní wells. The sequence’s formational identity
has been establisehd definitively; generally, it is attributed to units
of the Macharetí Group.
121

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Ciclo Andino
Los sedimentos continentales mesozoicos del área se depositaron
en una cuenca de trasarco. En la región del Chapare-Boomerang el
Ciclo Andino se inicia con el depósito de la Formación Ichoa
(Chamot & Perry, 1962). Estas rocas sobreyacen discordantemente
en el área tanto a sedimentos de edad silúrica, como devónica. La
secuencia presenta espesores variables entre 100 y 400 m, y está
constituida por un conglomerado basal oligomíctico, seguido de
areniscas de grano medio a fino, esporádicamente intercaladas por
niveles limolíticos. Por el rasgo que presenta en los registros
eléctricos, se concluye que fue depositada en ambientes fluviales y
eólicos, con cierta influencia lacustre. La edad no está definida,
existiendo opiniones divergentes que la asignan tanto al Jurásico
como Cretácico. La base de la unidad presenta en algunos pozos
detección de gas seco.
De forma concordante se asientan las areniscas fluviales de la
Formación Yantata (Chamot & Perry, 1962). En el subsuelo del
área Chapare-Boomerang se estima un espesor variable entre 50 y
120 metros. La base presenta en algunos sectores de la cuenca,
areniscas calcáreas, intercalaciones de limolitas, y niveles con
calcedonia. Al igual que en la Formación Ichoa, en estas areniscas
se detectó gas seco.
En la mayoría de los campos petroleros del área, la Formación
Petaca sobreyace a la Formación Yantata. En sectores de mayor
profundidad, es decir más distantes del borde de cuenca, como en
el campo de San Juan, se registra el depósito de las areniscas
calcáreas de la Formación Cajones (Heald & Mather, 1922). Estas
rocas, atribuidas al Cretácico terminal por correlación con sus
similares del Subandino y Cordillera Oriental, fueron depositadas
en un ambiente deltaico.
Discordante sobre las unidades cretácicas, se asientan las areniscas,
conglomerados y areniscas conglomerádicas de la Formación
Petaca (Birkett, 1922) que tiene un espesor promedio de 60 a 70
metros. Con esta unidad se da inicio a la sedimentación cenozoica
en la región. Esta formación fue datada de edad oligocena
superior–miocena inferior por los restos de mamíferos fósiles que
contiene. Estas rocas fueron depositadas en un ambiente aluvial y
fluvial de ríos entrelazados, en los que la acción de los canales
muestra un acción erosiva importante. Las planicies fluviales
corresponden a una cuenca de antepaís de la Cordillera Oriental.
Los niveles arenosos de esta unidad tienen buena porosidad y
permeabilidad, y por ello constituyen una excelente roca reservorio
en la región. Las arenas de esta formación tienen una importante
producción de hidrocarburos en campos como Surubí y Patujusal.
En la secuencia normal de los pozos de la región, continúa una
secuencia de espesor promedio de 400 m de pelitas de la Formación
Yecua (Padula & Reyes, 1958). Estos sedimentos corresponden
a limolitas y arcilitas, ligeramente calcáreas, depositadas en
ambientes deltaicos y costeros, someros y salobres, producto de
una marcada influencia marina. En las Sierras Subandinas está
presente una abundante fauna de invertebrados y vertebrados que
permitieron asignarle una edad miocena superior.
Andean Cycle
The area’s Mesozoic continental sediments deposited in a backarc
basin. In the Chapare - Boomerang region, the Andean Cycle starts
with the deposit of the Ichoa Formation (Chamot & Perry, 1962).
In the area, these rocks lie in unconformity over both Silurian and
Devonian sediments. The sequence displays variable thicknesses
between 100 and 400 m, and is made up by an oligomictic basal
conglomerate, followed by medium to fine grained sandstones,
sporadically interbedded by siltstones levels. Due to the feature its
displays in the electric logs, it can be concluded that the sequence
was deposited in fluvial and aeolian environments, with certain
lacustrine influence. The age is not defined, as there are diverging
opinions that assign ages from Jurassic to Cretaceous to it. In some
of the wells, dry gas was detected at the unit’s base.
The fluvial sandstones of the Yantata Formation (Chamot & Perry,
1962) are settled in conformity. In the Chapare – Boomerang area’s
subsurface, a variable thickness between 50 and 120 meters is
estimated. In some of the basin’s sectors, the base displays
calcareous sandstones, siltstones interbedding and levels containing
chert. Just like at the Ichoa Formation, dry gas was detected in
these sandstones.
In most of the area’s oil fields, the Petaca Formation lies over the
Yantata Formation. In deeper sectors, that is, those that are the
farthest from the basin’s border, there are records of the deposit of
the calcareous sandstones of the Cajones Formation (Heald &
Mather, 1922). Atrributed to the Upper Cretaceous by correlation
with their likes in the Subandean and Eastern Cordillera, these
rocks were deposited in a deltaic environment.
The sandstones, conglomerates and conglomeradic sandstones of
the Petaca Formation (Birkett, 1922) are setted in unconformity
over the Cretaceous units. This formation has an average thickness
of 60 to 70 meters. With this unit, the region’s Cenozoic
sedimentation gets started. Because of the fossil mammal
remanents it contains, this formation was dated as being of Upper
Oligocene – Lower Miocene age. These rocks were deposited in an
river alluvial and fluvial environment of braided rivers, which
display and important erosive action due to the action of the canals.
The fluvial plains correspond to a foreland basin of the Eastern
Cordillera. This unit’s arenaceous levels have good porosity and
permeability, thus being excellent reservoir rocks in the region.
This formation’s sands are important hydrocarbon producers in
fields such as Surubí and Patujusal.
A sequence with an average thickness of 400 m of pellites of the
Yecua Formation (Padula & Reyes, 1958), continues in the normal
sequence of the region’s wells. These sediments pertain to slightly
calcareous siltstones and claystones, deposited in deltaic and
coastal, shallow and brackish environments, which are a product of
the marked sea influence. Abundant invertebrate and vertebrate
fauna is present in the Subandean Ranges, allowing a Upper
Miocene age to be assigned to it.
122

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
La secuencia neógena concluye por lo general en la región con la
potente secuencia pelítico-arenosa de la Formación Tariquía
(Ayaviri, 1964), que presenta espesores superiores a los 1.000 m de
limolitas, areniscas, arcillas, y esporádicos niveles conglomerádicos.
Algunos niveles arenosos son ligeramente calcáreos. Al
igual que con los sedimentos de la Formación Yecua, no se
detectaron niveles con contenido de hidrocarburos.
Síntesis estructural
Las estructuras tectónicas originadas en los cinturones orogénicos
proterozoicos del Cratón de Guaporé (San Ignacio, Sunsás y
Brasiliano) controlaron la sedimentación durante todo el fanerozoico.
La dirección general de las estruturas tiene un rumbo NW-
SE, que es también la dirección de la Cordillera de los Andes desde
el Perú hasta el norte de Aiquile. La orogenia Chiriguana (eo-
Hercínica) tuvo la misma dirección a nivel continental. Esta
tendencia también está presente en el “Alto de Izozog”
La mayoría de las estructuras del área Chapare-Boomerang están
definidas como pliegues anticlinales suaves, orientados con una
dirección que varía ligeramente entre el noroeste-sureste y el oesteeste.
El plegamiento pre-andino fue tenue y causado por fuerzas
interiores que flexuraron suavemente los sedimentos, o formaron
monoclinales, debido tanto a la extensión de la cuenca, como por
efecto del borde de los bloques tensionales del Silúrico temprano.
Estas estructuras monoclinales han sido reconocidas en la parte
occidental de Boomerang, así como también al norte de esta área
como Patujusal y Calavera, y hacia el este en San Ignacio, Chané y
Caimanes. Posiblemente este tipo de estructuras se extienden hacia
la zona chiquitana (Welsink et al., 1995). Algunas de éstas fueron
perforadas con resultados positivos como Patujusal, Calavera y San
Ignacio.
Recursos Minerales
Los principales recursos minerales producidos por las rocas
brasilianas de la región chiquitana, están limitados a materiales de
construcción. El más importante de ellos constituye el yacimiento
calcáreo de Yacuces, que proveerá de materia prima a la fabrica de
cemento de la localidad homónima.
En la región Chapare-Boomerang, aparte de la producción de
materiales de construcción, especialmente de arcillas, la principal
actividad económica está relacionada con los campos productores
de hidrocarburos, que se constituyeron en los últimos años en los
mayores productores de petróleo del país. Las principales roca
madre de petróleo del área provienen de las formaciones silurodevónicas
El Carmen, Roboré (Boomerang) y Limoncito.
Generally, the Neogene sequence ends in the region with the
pellitic – arenaceous sequence of the Tariquía Formation (Ayaviri,
1964), which displays thicknesses exceeding 1,000 m of siltstones,
sandstones, clays and sporadic conglomeradic levels. Some of the
arenaceous levels are slightly calcareous. Just like in the sediments
of the Yecua Formation, no levels containing hydrocarbons were
detected.
Structural Synthesis
The tectonic structures originated in the Proterozoic orogenic belts
of the Guaporé Craton (San Ignacio, Sunsás and Brazilian)
controlled the sedimentation during the entire Phanerozoic. The
general trend of the structures is NW-SE, which is also the trend of
the Andean Range, from Peru to the north of Aiquile. The
Chiriguano orogeny (eo-Hercynic) had the same trend at
thecontinental level. This trend is also present at the “Alto de
Izozog.”
Most of the Chapare – Boomerang area structures are defined as
soft anticline folds, with an orientation that varies slightly from
northwest – southeast to west-east. Due to both, the basin’s
extension and the effect of the edge of the Early Silurian stress
blocks, the Pre-Andean folding was soft and caused by inner forces
that softly bent the sediments, or formed monoclines.
These monocline structures have been recognized in the western
part of the Boomerang, also to the north of this area as Patujusal
and Calavera, and to the east in San Ignacio, Chané and Caimanes.
It is likely that this type of structures extend into the Chiquitos area
(Welsink et al., 1995). Some of them were drilled with positive
results, such as Patujusal, Calavera and San Ignacio.
Mineral Resources
The main mineral resources produced by the Brazilian rocks of the
Chiquitos area are limited to construction material. The most
important resource is the Yacuces calcareous ore, which will
supply raw materials to the cement factory in the locality of the
same name.
Other than the production of construction material, particularly
clays, in the Chapare – Boomerang region the main economic
activity is related to the hydrocarbon fields. In the last few years,
these fields were the largest oil producers in the country. The main
source rock of oil in the area comes from the Silurian – Devonian
El Carmen, Roboré (Boomerang), and Limoncito formations.
123

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
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125

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 7
Introducción
Hasta 1983, todos los mapas geológicos de Bolivia representaban
el Cratón de Guaporé como una indefinida mancha roja, delimitada
al oeste y sur por el borde de afloramientos proterozoicos, y al
norte y este por la frontera con el Brasil. El esfuerzo realizado por
BGS-GEOBOL durante los últimos 15 años, permite ahora contar
con una provincia geológica bien definida, y con el detalle de
información necesaria para realizar una interpretación geológica
correcta del Cratón de Guaporé y mejor aprovechamiento de sus
recursos minerales.
El sector boliviano del Cratón de Guaporé representa tan sólo el
borde occidental del protolito cratónico de Sudamérica, conocido
como el Escudo Central Brasilero. La historia geológica de esta
provincia muestra una complejidad de eventos metamórficos,
ígneos y tectónicos, que finalmente hoy es interpretada y cronológicamente
ordenada.
En la actualidad, y desde el punto de vista geomorfológico, la
región puede ser considerada como un glacis de erosión, con
alturas variables de 700 a 400 msnm, o como una penillanura
laterítica formada a fines del Terciario y sobrepuesta a toda la
secuencia proterozoica. Sobresaliendo a este glacis, se presenta
una serie de serranías de rumbo general NW-SE y WNW-ESE,
como las de Ricardo Franco y San Simón en el norte, y Sunsás,
Santo Corazón y La Cal, entre otras, en la parte meridional,
formadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, afectadas
por diferentes eventos orogénicos. En algunos sectores sólo es
posible observar afloramientos de rocas precámbricas en pequeños
cortes de algunos ríos y en esporádicos inselberg o cerros isla,
debido a la cubierta vegetal y paleosuelos.
En el borde meridional del Cratón de Guaporé, se desarrollan sobre
las rocas proterozoicas, otras serranías de rumbo WNW-ESE,
denominadas Sierras Chiquitanas, constituidas por secuencias
paleozoicas y mesozoicas. Estas serranías, si bien están estrechamente
relacionadas al cratón, forman parte, junto con la llanura
adyacente, de la provincia geológica Sierras y Llanura Chiquitana,
que es desarrollada en el Capítulo 6.
Con el auxilio de la geocronología se definieron diferentes eventos
metamórficos, ígneos, tectónicos y sedimentarios, tanto en
territorio brasileño (Almeida et al., 1976), como en nuestro país
Introduction
Up until 1983, all the geological maps of Bolivia represented the
Guaporé Craton as an indefinite red blot, delimited to the west and
south by the Proterozoic outcrops border, and to the north and east
by the Brazilian border. The efforts of BGS-GEOBOL during the
last 15 years, gave place to a well defined geological province, and
to the necessary detailed information to make a correct geological
interpretation of the Guaporé Craton, and better use of its mineral
resources.
In the Bolivian portion of the Guaporé Craton, it represent only the
western border of the South American cratonic protolith, known as
the Central Brazilian Shield. The geological history of this unit
displays complex metamorphic, igneous and tectonic events, which
are finally interpreted and chronologically arranged today.
At present, and from the geomorphological point of view, the
region can be considered as an erosion glacis, with variable heights
ranging between 700 and 400 masl, or as a lateritic peneplain
formed towards the end of the Tertiary and overlying the entire
Proterozoic sequence. Sticking out from this glacis are a series of
ridges with general NW-SE and WNW-ESE trend, such as the
Ricardo Franco and San Simón ridges, to the north, and the Sunsás,
Santo Corazón and La Cal ranges, among others, in the meridional
part. These ridges are made up by sedimentary and metasedimentary
rocks that were affected by different orogenic events. Due
to the plant cover and the paleosols, in some sectors, only the Pre-
Cambrian rock outcrops can be seen in small cuts in some of the
rivers and in sporadic inselbergs or island hills.
In the Guaporé Craton’s meridional border, other ranges with
WNW-ESE, called the Chiquitos Ranges, unfold over the
Proterozoic rocks. These ridges are made up by Paleozoic and
Mesozoic sequences. Although these ridges are closely related to
the craton, together with the adjacent plain they make up the
Chiquitos Ranges and Plain geological province discussed in
Chapter 6.
With the help of geochronology, different metamorphic, igneous,
tectonic and sedimentary events were defined both in Brazilian
territory (Almeida et al., 1976) and in our country (Litherland &
127

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
(Litherland & Bloomfiled, 1981). En base a esos resultados y al
posterior ordenamiento de las secuencias, se reconocieron los
siguientes ciclos tectosedimentarios, que permitirán desarrollar una
comprensible relación geológica del Cratón de Guaporé.
Bloomfiled, 1981). Based on those results and the subsequent
ordering of the sequences, the following tectosedimentary cycles
were recognized, allowing the development of a comprehensible
geological relation of the Guaporé Craton.
CICLO Ma EVENTOS TECTO-OROGENICOS
BRASILIANO
SUNSAS
SAN IGNACIO
520
900
900
1280
1280
1600
Orogenia Brasiliana
Orogenia Sunsás
Orogenia San Ignacio
TRANSAMAZONICO
1600
2500
Fig. 7.1 Cuadro estratigráfico de los ciclos proterozoicos del Cratón de Guaporé.
Stratigraphic chart of Proterozoic cycles in Guaporé Cratón
CICLO TRANSAMAZÓNICO ( 2500 - 1600 Ma)
Nuevas evidencias de campo y reinterpretación de las secuencias
proterozoicas, así como la adecuación a los nuevos términos
estratigráficos para las rocas metamórficas, permiten modificar la
posición cronológica y la categoría de algunos de los complejos
más antiguos del Cratón de Guaporé.
Las rocas del Ciclo Transamazónico de Bolivia (> 2000–1600 Ma),
serán consideradas bajo el siguiente ordenamiento:
TRANSAMAZONIC CYCLE (2500 - 1600 Ma)
New field evidence and reinterpretation of the Proterozoic
sequences, as well as the adaption to new stratigraphic terms for
the metamorphic rocks, enable the modification of the
chronological position and category of some of the oldest
complexes of the Guaporé Craton.
The rocks of the Transamazonic Cycle in Bolivia (> 2000–1600
Ma), will be considered according to the following order:
Complejos:
Chiquitanía - Santa Rita - Río Fortuna - Aventura
Complejo Lomas Manechis
En Bolivia, las rocas previas a la Orogenia San Ignacio son
conocidas como el Basamento Metamórfico. Este basamento está
formado por todos los complejos metamórficos de los ciclos
Transamazónico y San Ignacio.
El más antiguo de los complejos aflorantes en la parte boliviana del
Cratón de Guaporé corresponde al Complejo Lomas Manechis
(Grupo de Granulita y Paragneis Lomas Maneches de Litherland
et al., 1979). Estas rocas proporcionaron edades Rb/Sr cercanas a
los 2000 Ma, por consiguiente están relacionadas al Ciclo Trans-
In Bolivia, the rocks prior to the San Ignacio Orogeny are known as
the Metamorphic Basement. This basement is made up by all the
metamorphic complexes of the Transamazonic and San Ignacio
cycles.
The oldest of the outcropping complexes in the Bolivian part of the
Guaporé Craton is the Lomas Manechis Complex (Lomas
Maneches Granulite and Paragneis Group of Litherland et al.,
1979). These rocks gave ages near 2000 Ma, thus being related to
the Transamazonic Cycle established in Brazil. Nevertheless, since
128

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
amazónico establecido en Brasil. Sin embargo, esta edad define
sólo la etapa de metamorfismo, por lo que las rocas originales que
dieron origen a las granulitas, son indudablemente más antiguas,
posiblemente pertenecientes al Arqueano (> 2500 Ma).
Estas rocas constituyen un cinturón orogénico formado por rocas
de medio a alto grado metamórfico, que inicialmente fueron
denominadas “Grupo Lomas Maneches”. Los últimos trabajos de
SERGEOMIN (incluido el Mapa Geológico del Precámbrico,
1994), modifican el nombre y la categoría a Complejo Lomas
Manechis. Esta unidad, también conocida como “Grupo
Granulitas”, está constituida por neises de cuarzo feldespático,
granulitas de hipersteno, granulitas de cordierita, granulitas de
calcosilicatos y leptitas (granulitas cuarzo feldespáticas).
En la región de San Ignacio de Velasco, se reconocieron cuatro
unidades dentro del Complejo Lomas Manechis que, de base a
tope, corresponden a Río Tunás, Río Urucú, Cuatro Hermanos y
Carmen de Ruíz (Litherland et al., 1979). En cambio, en la zona
de Las Petas - San Matías, se reconocieron solo tres: Río Tunás,
Río Urucú y San Bartolo (Pitfield et al., 1979).
Las rocas del Complejo Lomas Manechis no están reportadas en la
región norte del cratón, es decir en las áreas de Magdalena, Puerto
Villazón y la Serranía de Huanchaca.
Desarrollados con una mayor extensión areal que la anterior
unidad, debido a que se encuentran a lo largo de todo el cratón, se
sobreponen sobre el Complejo Lomas Manechis, una serie de
complejos metamórficos denominados: Chiquitanía (en la zona
norte y este: Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción
y San Ramón), Santa Rita (en San Ignacio de Velasco), Río
Fortuna (en Las Petas-San Matías) y Aventura (en San José de
Chiquitos, Santo Corazón y Roboré).
El Complejo Chiquitanía (Litherland & Bloomfield, 1981)
corresponde principalmente a neises micáceos, cuarzo
feldespáticos, variablemente migmatizados.
En la región de San Ramón, como base de esta secuencia fue
definido el Complejo o Dominio migmatítico Momene/Las
Madres (Fletcher et al., 1979 y Adameck et al., 1996) para un
conjunto de migmatitas no diferenciadas, neises y granitos, así
como otros cuatro dominios, relacionados al Complejo La Bella,
cuya ubicación estratigráfica aún no está claramente definida,
debido a su posición intermedia entre el Complejo Chiquitanía y el
Supergrupo San Ignacio. Estos dominios, cuyos nombres se
entremezclan con los del Complejo La Bella, son de base a tope, el
Dominio Paquío que corresponde a metasamitas con biotitamuscovita-cuarzo
y esquistos con sillimanita-granate; el Dominio
Zuruquizo integrado por dos secuencias, la basal por neises
samíticos bandeados, ortoneises leptíticos, anfibolitas e
intercalaciones de rocas calcosilicatadas, y la secuencia superior
por esquistos micáceos, también bandeados, y rocas calcosilicatadas.
El Dominio San Francisco, representado en la base por
para- y ortoneises no diferenciados, neises leptíticos, anfibolitas y
rocas calcosilicatadas; en la parte superior esquistos micáceos en
transición a neises con sillimanita e intercalación de rocas
calcosilicatadas bandeadas. Finalmente, el Dominio San Ramón,
integrado también por dos secuencias, la inferior con para y
this age only defines the metamorphis stage, the original rocks that
gave place to the granulites are undoubtedly older, possibly
belonging to the Archean (> 2500 Ma).
These rocks make up an orogenic belt formed by medium to high
metamorphic grade rocks, which were called initially the “Lomas
Maneches Group.” The latests work done by SERGEOMIN
(including the Pre-Cambrian Geological Map, 1994) change the
name and category to Lomas Manechis Complex. Also known as
the “Granulite Group,” this unit is made up by feldspathic quartz
gneisses, hyperstene granulites, cordierite granulites, calc-silicate
and leptite granulites (feldspahtic quartz granulites).
In the San Ignacio de Velasco region, four units were recognized
within the Lomas Manechis Complex, namely the Río Tunás, Río
Urucú, Cuatro Hermanos and Carmen de Ruíz (Litherland et
al., 1979). On the other hand, in the Las Petas – San Matías area,
only three units were recognized: the Río Tunás, Río Urucú and
San Bartolo (Pitfield et al., 1979).
Rocks of the Lomas Manechis Complex have not been reported in
the northern region of the craton; that is, in the Magdalena, Puerto
Villazón and Huanchaca Ridge areas.
Lying over the Lomas Manechis Complex, a series of metamorphic
complexes called: Chiquitanía (in the northern and eastern area:
Magdalena, Puerto Villazón, Huanchaca, Concepción and San
Ramón), Santa Rita (in San Igancio de Velasco), Río Fortuna (in
Las Petas – San Matías) and Aventura (in San José de Chiquitos,
Santo Corazón and Roboré) unfolds with greater area extension
that the previous unit, since these complexes are located along the
entire craton.
The Chiquitanía Complex (Litherland & Bloomfield, 1981)
pertains mainly to micaceous and variably migmatized quartzfeldspathic
gneisses.
As base of this sequence, in the San Ramón region, the migmatic
Momene/Las Madres Complex or Domain (Fletcher et al., 1979
and Adameck et al., 1996) was defined for a set of undifferentiated
migmatites, gneisses and granites, as well as other four domains
that are related to the La Bella Complex, and whose stratigraphic
location is not defined clearly due to its intermediate position
between the Chiquitanía Complex and the San Ignacio Supergroup.
With their names intermingled with those of the La Bella Complex,
from base to top, these domains are: the Paquío Domain,
corresponding to metasamites with biotite-muscovite-quartz, and
sillimanite . garnet schists; the Zuruquizo Domain is integrated by
two sequences: the basal sequence is made up by banded samitic
gneisses, leptitic orthogenisses, amphibolites and interbedding of
calc-silicated rocks, and the upper sequence by micaceous schists
that are banded as well, and calc-silicated rocks. The San
Francisco Domain is represented at the base by undifferentiated
para- and orthogneisses, leptitic gneisses amphibolites and calcsilicated
rocks; in the upper part, by micaceous schists shifting to
gneisses, with sillimanite and interbedding of calc-silicated banded
rocks. Finally, the San Ramón Domain is also made up two
sequences: the lower one, with biotite-sillimanite para- and ortho-
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
ortoneises de biotita-sillimanita, anfibolitas migmatitas, así como
granodioritas y cuarzodioritas neísicas; la secuencia superior por
esquistos micáceos con numerosas intercalaciones de anfibolita
hornbléndica (Adameck et al., 1996).
El Complejo Santa Rita (Litherland et al., 1979) aflora en la
región de San Ignacio de Velasco. Tiene una posición intermedia
entre el Complejo Lomas Manechis y el Supergrupo San Ignacio.
Según Berrangé & Litherland (1982), las principales litologías
incluyen a un conjunto de neises de biotita, granate-biotita,
muscovita-biotita y muscovita-granate-biotita, así como de
cuarcita, metasamita y anfibolita.
En el área de Las Petas – San Matías, se dispone por encima del
Complejo Lomas Manechis otro conjunto metamórfico, equivalente
a los complejos Chiquitanía y Aventura. Esta unidad fue
denominada por Pitfield et al. (1979) como Complejo Río
Fortuna. Es un conjunto de metasedimentos y paraneises que se
asientan de forma transicional sobre las rocas del subgrupo San
Bartolo del Complejo Lomas Manechis. En la región están ausentes
rocas del Supergrupo San Ignacio y las metamorfitas del Complejo
Río Fortuna están cubiertas por rocas del Grupo Sunsás. La unidad
más alta del Complejo es la Formación Ascensión (Pitfield et al.,
1979), constituida por neises con meta-arcosas.
En el borde sur del Cratón de Guaporé (área de San José de
Chiquitos, Santo Corazón y Roboré), sobre el Complejo Lomas
Manechis, se presentan en forma concordante los esquistos y neis
del Complejo Aventura (Grupo Aventura de Mitchell et al.,
1979). Esta unidad fue inicialmente ubicada en el Ciclo San
Ignacio por el autor del nombre. Curro et al. (1997, en prensa) y
Landívar et al. (1997, en prensa) lo asignan al Ciclo Transamazoniano
y le dan la categoría de Complejo, en consideración a que
no sólamente está formado por metasedimentos, sino también por
ortoneises. En este complejo fueron emplazados cuerpos
granitoides durante la Orogenia San Ignacio, y posteriormente, al
inicio del Proterozoico superior (Orogenia Sunsás), fue intruido por
pegmatitas, diques de rocas máficas, granitos y vetas de cuarzo. El
Complejo Aventura está dividido en tres unidades, que de base a
tope corresponden al Dominio Patujú, la Secuencia Cristal y la
Secuencia Bahía La Tojas.
La unidad basal, el Dominio Patujú (Formación Gneis Patujú de
Mitchell et al, 1979), corresponde a un neis de biotita-plagioclasa,
que se presenta como amplias bandas de hasta 8 km de ancho.
Intrusiones posteriores de cuerpos granitoides, y un metasomatismo
de feldespato potásico, afecta a esta unidad. Se pueden diferenciar
tres conjuntos (Landívar et al., 1997): migmatitas de diversas
estructuras y formas; ortoneises foliados, augengneis y granitoides
no diferenciados, y finalmente paraneises.
La Secuencia Cristal (Formación Esquistos Cristal de Mitchell et
al., 1979) está constituida en la base por esquistos conglomerádicos.
Siguen esquistos samíticos pobremente micáceos,
esquistos de muscovita, neises cuarzo feldespáticos, cuarcitas y
otras variedades de esquistos. Todas estas rocas son ricas en mica y
presentan metamorfismo de grado medio. La Secuencia Cristal es
frecuentemente intruida por pegmatitas dispuestas de forma
paralela a la esquistosidad.
gneisses, migmatite amphibolites, as well as gneissic granodiorites
and quartzdiorites; the upper sequence is made up by micaceous
schists with a large number of hornblende amphibolite interbedding
(Adameck et al., 1996).
The Santa Rita Complex (Litherland et al., 1979) outcrops in the
San Ignacio de Velasco region. It is positioned inbetween the
Lomas Manechis Complex and the San Ignacio Supergroup.
According to Berrangé & Litherland (1982), the main lithologies
include a set of biotite, garnet-biotite, muscovite-biotite and
muscovite-garnet-biotite gneisses, as well as by quartzite,
metasamite and amphibolite.
Lying over the Lomas Manechis Complex, in the Las Petas – San
Matías area, there is another metamorphic set which is equivalent
to the Chiquitanía and Aventura complexes. This unit was called
Río Fortuna Complex by Pitfield et al. (1979). It is a set of
metasediments and paragneisses that settle transitionally over the
rocks of the San Bartolo subgroup in the Lomas Manechis
Complex. The rocks of the San Ignacio Supergroup are absent in
this region, and the metamorphites of the Río Fortuna Complex are
covered by the rocks of the Sunsás Group. The Complex’s highest
unit is the Ascensión Formation (Pitfield et al., 1979), which is
made up by genisses with metarkoses.
On the southern border of the Guaporé Craton (the area of San José
de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré), the schists and gneisses
of the Aventura Complex (Aventura Group of Mitchell et al.,
1979) are present in conformity over the Lomas Manechis
Complex. This unit was initially placed in the San Ignacio Cycle
after the author´s name taking into consideration that it is not only
made up by metasediments but also by orthogneisses, Curro et al.
(1997, in press) and Landívar et al. (1997, in press) assign it to the
Tranzamazonic Cycle and give it the category of Complex. During
the San Ignacio Orogeny, granitoid bodies were bedded in this
complex, and later, at the beginning of the Upper Proterozoic
(Sunsás Orogeny), the complex was intruded by pegmatites, mafic
rock dikes, granites, and quartz veins. From the base to the top, the
Aventura Complex is divided into three units: the Patujú Domain,
the Cristal Sequence and the Bahía Las Tojas Sequence.
The basal unit, the Patujú Domain (Patujú Gneiss Formation of
Mitchell et al, 1979) pertains to a biotite-plagioclase gneiss,
displaying wide bands up to 8 km of width. This unit was affected
by later intrusions of granitoid bodies and a potasic feldspar
metasomatism. Three sets can be differentiated (Landívar et al.,
1997): migmatites of diverse structures and forms; foliated orthogneisses,
augengneisses and undifferentiated granitoids; and
finally, paragneisses.
At the base, the Cristal Sequence (Cristal Schist Formation of
Mitchell et al., 1979) is made up by conglomeradic schists,
followed by poorly micaceous samitic schists, muscovite schists,
quartz-feldspathic gneisses, quartzites and other schist varieties.
All these rocks are rich in mica and display a medium grade
metamorphism. The cristal Sequence is frequently intruded by
pegmatites laid out parallel to the schistosity.
130

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Finalmente, la Secuencia Bahía Las Tojas (Formación Gneis
Bahía Las Tojas de Mitchell et al., 1979) es la unidad
metasedimentaria de bajo grado, correspondiente a una facies de
esquistos verdes, cuarcitas micáceas de color gris claro, metaarenitas
y meta-arcosas de color gris verdoso, con relaciones
gradacionales entre sí. El ambiente original de esta unidad
correspondió a un ambiente litoral (Landívar et al., 1997).
El Grupo San Pablo (formaciones San Diablo, San Juanama o
Sanjuanema, Los Huasos y Tarumá) es considerado dentro del
Complejo Aventura.
Para el área de Concepción, existen diferentes criterios respecto a
la posición estratigráfica del Grupo La Bella. Tradicionalmente fue
ubicado en el siguiente ciclo, es decir, en el Supergrupo San
Ignacio. Sin embargo, como se explicará más adelante, existe la
tendencia a considerarla parte del Complejo Chiquitanía.
Las unidades definidas para el Grupo La Bella (Fletcher et al.,
1979) corresponden a la Formación Porvenir (Fletcher et al.,
1979), formada por metasedimentos arenáceos, principalmente
cuarcíticos, y bandas de silicatos cálcicos, derivados del
metamorfismo dinamotérmico de sedimentos arcillosos y
dolomíticos. Fletcher (1979, p. 12) postula una transición de las
metasamitas a paragneises feldespáticos y neises graníticos de
biotita. Continúa la Formación Quiser (Fletcher et al., 1979),
representada por una sucesión alternada de esquistos de muscovita,
biotita y anfíboles. Al sur de la Estancia El Prado, esta unidad
contiene horizontes de silicatos ferrosos de ambiente marino.
Finalmente, se encuentra la Formación Dolorida (Fletcher et al.,
1979), constituida por esquistos semipelíticos con abundante
cuarzo y muscovita, biotita minoritaria, granate y estaurolita, así
como esquistos grafíticos y rocas de silicatos cálcicos.
Conforme se indicó líneas arriba, la posición estratigráfica del
Grupo La Bella es tema de discusión. Para Fletcher & Litherland
(1981) es intermedia entre los complejos. Para López & Bernasconi
(1988) pertenece al Supergrupo San Ignacio, y está por encima del
Grupo Naranjal. Finalmente, para Adameck et al. (1996), pertenece
al Complejo Chiquitanía. En este trabajo se considera una posición
intermedia entre los dos grandes complejos.
También se asignan al Grupo La Bella las formaciones Suruquizo
(Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982) y Zapocoz
(Fletcher et al., 1979).
Finally, the Bahía Las Tojas Sequence (Bahía Las Tojas Gneiss
Formation of Mitchell et al., 1979) is the low grade metasedimentary
unit, pertaining to a facies of greenschist, light gray
micaceous quartzites, greenish gray meta-arenites and metaarkoses,
with gradation relations among each other. This unit’s
original environment was an offshore environment (Landívar et al.,
1997).
The San Pablo Group (San Diablo, San Juanama or Sanjuanema,
Los Huasos and Tarumá formations) is considered within the
Aventura Complex.
There are different criteria regarding the stratigraphic position of
the La Bella Group for the Concepción area. Traditionally, this
group was placed in the subsequent cycle, that is, in the San
Ignacio Supergroup. However, as explained further ahead, the trend
to consider it as part of the Chiquitanía Group exists.
The units defined for the La Bella Group (Fletcher et al., 1979)
refer to the Porvenir Formation (Fletcher et al., 1979), made up by
mainly quartzitic arenaceous metasediments and calcic silicate
bands, derived from the dynamothermal metamorphism of the
argillaceous and dolomitic sediments. Fletcher (1979, p. 12)
suggests a transition of the metasamites to biotite granitic paragneisses.
The Quiser Formation (Fletcher et al., 1979) follows,
represented by an alternated succession of muscovite, biotite and
amphibol schists. South of Estancia El Prado, this unit contains
marine environment ferrous silicate horizons. Finally, the Dolorida
Formation (Fletcher et al., 1979) is present. It is made up by semipellitic
schists with plenty of quartz and muscovite, a minor portion
of biotite, garnet and staurolite, as well as graphitic schists and
calc-silicate rocks.
As indicated above, the stratigraphic position of the La Bella Group
is topic of discussion. For Fletcher & Litherland (1981), its position
is intermediate between both complexes. For López & Bernasconi
(1988), it belongs to the San Ignacio Supergroup, and is placed
over the Naranjal Group. Finally, for Adameck et al. (1996), it
belongs to the Chiquitanía Complex. This paper takes on an
intermediate position between the two big complexes.
The Suruquizo (Klink et al., 1982), Paquío (Klink et al., 1982)
and Zapocoz (Fletcher et al., 1979) formations are also assigned to
the La Bella Group.
CICLO SAN IGNACIO (1600 - 1300 Ma)
Los afloramientos más extensos del sector boliviano del Cratón de
Guaporé están constituidos por las secuencias del Ciclo San
Ignacio, referidos tanto a los metasedimentos del sector central y
meridional, como a los cuerpos intrusivos de la orogenia,
localizados principalmente en el sector septentrional. Durante este
ciclo se diferencian dos eventos, el ciclo inferior depositacional
(1600-1400 Ma), correspondiente a las extensas e importantes
secuencias sedimentarias, metasedimentarias y metamórficas,
reunidas en el Supergrupo San Ignacio, y el evento superior
SAN IGNACIO CYCLE (1600 - 1300 Ma)
The most extensive outcrops in the Bolivian sector of the Guaporé
Craton are made up by the San Ignacio sequences, referring to
both, the metasedimentites of the central and meridional sectors,
and the intrusive bodies of the orogeny, located mainly in the
northern sector. Two events are differentiated in this cycle: the
lower depositional cycle (1600–1400 Ma), corresponding to
extensive and important sedimentary, metasedimentary and
metamorphic sequences, joined in the San Ignacio Supergroup; and
the upper orogenic event (1400 to 1280 Ma), pertaining to the San
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
orogénico (1400 a 1280 Ma), que corresponde a la Orogenia San
Ignacio, cuyos granitoides cubren gran parte del sector
septentrional. La diferencia más importante con las rocas del Ciclo
Transamazónico es que las rocas del Ciclo San Ignacio fueron
afectadas por un metamorfismo de menor grado.
Ignacio Orogeny, the granitoids of which cover great part of the
northern sector. The most important difference between the San
Ignacio and the Transamazonic Cycle rocks is that the former were
affected by a lower degree of metamorphism.
Supergrupo San Ignacio
Entre los 1600 y 1400 Ma se desarrolló en el oriente boliviano una
secuencia metamórfica aflorante en el norte y oeste del cratón.
Rocas del supergrupo no están presentes hacia el este, es decir en el
área de La Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo
Corazón y Roboré.
Los afloramientos más septentrionales del Supergrupo San Ignacio
están desarrollados en el norte en el área de Magdalena - Puerto
Villazón, colindantes con el Río Iténez o Guaporé. En este sector
se puede observar la siguiente secuencia:
San Ignacio Supergroup
Outcropping to the north and west of the craton, between 1600 and
1400 Ma, a metamorphic sequence developed in eastern Bolivia.
Rocks of the Supergroup are absent to the east, that is, in the areas
of Las Petas, San Matías, San José de Chiquitos, Santo Corazón
and Roboré.
The northernmost outcrops of the San Ignacio Supergroup
developed to the north of the Magdalena – Puerto Villazón area,
adjacent to the Itenez or Guaporé River. In the sector, the following
sequence can be observed:
+ + + + + + + + + +
+ + OROGENIA + +
+ SAN IGNACIO +
+ + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + +
SUPERGRUPO
SAN IGNACIO
Complejo Granitoide
Pensamiento
Grupo San Simón
Grupo Serranía
Martínez
Tres Picos
Padre Eterno
San Cristobal
Piso Firme
Bella Vista
Fm. Bonanza
Fm. El Colorado
Fm. El Cerrito
Div. Cerro Azul
Div. Paquiosal
Fig. 7.2 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)
Sobre las rocas del Complejo Chiquitanía se disponen dos
conjuntos sedimentarios pertenecientes al Supergrupo San Ignacio.
El conjunto inferior, de sedimentos marinos someros, es
denominado Grupo Serranía Martínez (Pitfield et al., 1983), e
integrado por dos divisiones menores: Paquiosal, en la base, y
Cerro Azul en el tope.
Continúa otro conjunto metasedimentario denominado Grupo San
Simón, depositado en un ambiente fluvial a deltaico. Este grupo
comprende, de base a tope, a las formaciones El Cerrito, El
Colorado y Bonanza, todas ellas nominadas por Pitfield en la obra
citada.
The sedimentary sets belonging to the San Ignacio Supergroup are
laid over rocks of the Chiquitanía Complex. The shallow marine
sediment lower set is called Serranía Martínez Group (Pitfield et
al., 1983), and is made up by two lower smaller divisions:
Paquiosal at the base, and Cerro Azul at the top.
The other metasedimentary set follows. It is called the San Simón
Group, and was deposited in the fulvial to deltaic environment.
From base to top, this group comprises the El Cerrito, El
Colorado and Bonanza formations, all named by Pitfield in the
work quoted above.
132

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Posteriormente, se produjeron en el área de Villazón, las
intrusiones de granitoides y los efectos dinamotérmicos del
Complejo Granitoide Pensamiento, de la Orogenia San Ignacio,
cuya actividad y efectos se discutirán a continuación.
Al sur de Puerto Villarroel se encuentra la Serranía de Huanchaca.
Aquí el Supergrupo San Ignacio tiene un desarrollo similar, aunque
en ese sector se adoptaron nombres locales para los grupos que lo
integran. El siguiente cuadro ilustra esta situación:
In the Villazón area, later on took place the granitoid intrusions and
the dynamothermal effects of the Pensamiento Granitoid
Complex, of the San Ignacio Orogeny. The activity and effects of
the latter will be discussed as follows.
South of Puerto Villarroel is the Huanchaca Ridge. Here, the San
Ignacio Supergroup has a similar development, although in this
sector, local names were adopted for the groups that are part of it.
This situation is illustrated by the following table:
+ + Orogenia + +
+ San Ignacio + +
Complejo Granitoide Pensamiento
Supergrupo
San Ignacio
Grupo Dalriada
Grupo Primavera
Fig. 7.4 Cuadro estratigráfico del Ciclo San Ignacio (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of San Ignacio Cycle (Guaporé Craton)
A manera de megaxenolitos (roof pendants) dentro del Complejo
de granitoides Pensamiento, afloran los grupos Primavera y
Dalriada, que corresponden también a rocas sedimentarias,
volcanosedimentarias y metasedimentarias de bajo grado
metamórfico.
El Grupo Primavera (Litherland et al., 1982) está constituido por
una secuencia arcósica, esquistos, cuarcitas y meta-areniscas,
incorporados como grandes cuerpos dentro de los granitoides
Pensamiento. Por encima, el Grupo Dalriada (Litherland et al.,
1982) está formado por metacuarcitas, filitas y metavolcanitas, de
bajo grado. La anterior secuencia está afectada por la orogenia
sanignaciana.
En el área de Concepción, San Javier y San Ramón, sobrepuesto al
Complejo Chiquitanía, se presenta el Supergrupo San Ignacio
(Litherland et al., 1979), al que inicialmente se le atribuyeron los
grupos La Bella (descrita lineas arriba) y Naranjal. En vista de las
consideraciones insertas al final de la descripción del Complejo
Chiquitanía, acá se describirá solamente el Grupo Naranjal.
El Grupo Naranjal (Fletcher et al., 1979) se caracteriza, según el
autor del nombre, por una sucesión de sedimentos argiláceos y
arenáceos afectados por metamorfísmo de bajo grado, que formó
filitas, metasamitas y esquistos. El Grupo Naranjal comprende las
siguientes unidades: en la base la Formación Sutó (Fletcher et al.,
1979), formada por cuarcitas feldespáticas verdosas alternadas con
cuarcitas micáceas, meta-arenitas líticas y filitas grises. La
Formación La Honda (Fletcher et al., 1979), constituida por filitas
grises o verdosas, con bandas intercaladas de cuarcitas feldespáticas
negruzcas y cuarcitas micáceas. Esta unidad contiene
horizontes de rocas metavolcánicas, tales como tobas y flujos
basálticos, y rocas volcanocásticas. Culmina la secuencia con la
Formación Santa Rosa (Fletcher et al., 1979), configurada por
The Primavera and Dalriada groups outcrop as megaxenoliths
within the Pensamiento Granitoid Complex, pertaining also to low
metamorphic grade sedimentary, volcanosedimentary, and metasedimentary
rocks.
The Primavera Group (Litherland et al., 1982) is made up by an
arkosic sequence, schists, quartzites and meta-sandstones, all
incorporated as large bodies withing the Pensamiento granitoids.
Above the former, the Dalriada Group (Litherland et al., 1982) is
made up by metaquartzites, phyllites and low grade metavolcanites.
The sequence above is affected by the San Ignacio Orogeny.
In the Concepción, San Javier, and San Ramón area, lying over the
Chiquitanía Complex is the San Ignacio Supergroup (Litherland et
al., 1979), to which the La Bella (described above) and Naranjal
groups were initially attributed. In view of the considerations
included at the end of the description of the Chiquitanía Group,
only the Naranjal Group will be described in this section.
According to the author of its name, the Naranjal Group (Fletcher
et al., 1979) features a succession of argillaceous and arenacous
sediments that were affected by a low grade metamorphism which
formed phyllites, metasamites and schists. The Naranjal Group
comprises the following units: at the base, the Sutó Formation
(Fletcher et al., 1979), made up by greenish feldspathic quartzites,
alternated by micaceous quartzites, lithic meta-arenites and gray
phyllites. The La Honda Formation (Fletcher et al., 1979) is made
up by gray or greenish phyllites with bands interbedded by blackish
feldspathic quartzites and micaceous quartzites. This unit contains
metavolcanic rock horizons, such as tuffs and basaltic flows, and
volcanoclastic rocks. The sequence ends with the Santa Rosa
Formation (Fletcher et al., 1979), which is made up by a series of
134

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
series de filitas negras de exfoliación fina y frecuente silicificación,
que incluye además algunas bandas de anfibolita vinculadas a
esquistos muscovíticos.
En el área de San Ramón (Adameck et al., 1996), el Grupo
Naranjal tiene una conformación ligeramente diferente. Está
constituido por nueve unidades: una cuarcita basal (Formación San
Pablo); seguida por las metatobas bandeadas de la Formación
Taporo; una tufita-filita máfica; volcanitas félsicas; prosiguen
filitas negras de la Formación Santa Rosa; continúan filitas a
volcanitas máficas; cuarcitas y riolitas; volcanitas máficas a filitas;
metavolcanitas riolíticas de la Formación Guapomó, y culmina con
filitas y tufitas félsicas.
En la parte más alta del supergrupo, en la región de San Ramón, se
ubica la Sucesión Aguas Calientes (Adameck et al., 1996), en la
que se reconocieron dos unidades, esquistos y anfibolitas, y las
meta-turbiditas de la Formación San José Obrero.
Finalmente, en el área de San Ignacio de Velasco, el Supergrupo
San Ignacio está representado por las formaciones: San Rafael,
Motacú, Suponema y Los Patos (Litherland et al., 1979).
En el borde sureste del Cratón de Guaporé (área de San José de
Chiquitos, Santo Corazón, Roboré y Rincón del Tigre) no afloran
rocas del Supergrupo San Ignacio.
Orogenia San Ignacio
Como conclusión del Ciclo San Ignacio, entre los 1400 y 1280 Ma,
se desarrolló un importante evento ígneo, que corresponde a la
primera orogenia documentada en Bolivia, caracterizada por el
emplazamiento e intrusión de cuerpos granitoides, complejos
granofíricos y otras manifestaciones magmáticas. Los más importantes
ejemplos de esta actividad intrusiva son los siguientes.
En el área de Puerto Villazón (norte del cratón), luego del depósito
de los metasedimentos del Grupo San Simón, y a partir de los 1400
Ma, como se indicó líneas arriba, sobrevino la actividad plutónica y
la deformación dinamotérmica producida por la orogenia San
Ignacio.
Todos estos cuerpos granitoides fueron agrupados dentro del
Complejo Granitoide Pensamiento (Litherland & Klinck, 1981),
en el que se reconocieron cinco cuerpos diferentes: La suite del
microgranito foliado Bella Vista, la suite del granófiro Piso Firme,
el metagranito San Cristobal, el granito Padre Eterno y la suite
del granito Tres Picos.
El Complejo Pensamiento tiene el mayor desarrollo áreal de los
granitoides de la Orogenia San Ignacio. Alcanza la Serranía de
Huanchaca, y más al sur hasta el paralelo 15º 30’.
En el área de San Ignacio de Velasco, las rocas granitoides y
migmatitas pueden ser divididas en dos amplios grupos cronológicos:
el temprano y el tardío (Litherland et al., 1979). El grupo
“temprano” define a aquellos relacionados esencialmente con las
fases de deformación D i 1 y D i 2 que son eventos estructurales “pre-
Sunsas” (pre-1.300 Ma). Los granitoides y migmatitas “tardíos”
están relacionados con las fases de deformación D i 3 y D i 4 (1.050 –
black phyllites, with fine exfoliation and frequent silicification, it
also includes some amphibolite bands, linked to muscovitic schists.
In the San Ramón area (Adameck et al., 1996), the Naranjal Group
has a slightly different composition. It is made up by nine units: a
basal quartzite (San Pablo Formation), followed by the banded
metatuffs of the Taporo Formation; a mafic tuffite-phyllite; felsic
volcanites; continuing with the black phyllites of the Santa Rosa
Formation; followed by the phyllites to mafic volcanites; quartzites
and rhyolites; mafic volcanites to phyllites; rhyolitic metavolcanites
of the Guapomó Formation, and ending with felsic
phyllites and tuffites.
In the San Ramón region, the Aguas Calientes Succession
(Adameck et al., 1996) is located at the Supergroup’s highest part,
where two units were recognized: schists and amphibolites, and
the meta-turbidites of the San José Obrero Formation.
Finally, in the San Ignacio de Velasco area, the San Ignacio
Supergroup is represented by the San Rafael, Motacú, Suponema
and Los Patos formations (Litherland et al., 1979).
No rocks of the San Ignacio Supergroup outcrop on the Guaporé
Craton’s southeastern border (area of San José de Chiquitos, Santo
Corazón, Roboré and Rincón del Tigre).
San Ignacio Orogeny
As an end to the San Ignacio Cycle, between 1400 and 1280 Ma, an
important igneous event took place, corresponding to the first
orogeny documented in Bolivia. It features the bedding and
intrusion of granitoid bodies, granophyric complexes, and other
magmatic manifestations. The most important examples of this
intrusive activity are the following:
As indicated above, after the deposition of the metasediments of
the San Simón Group, and starting at 1400 Ma, plutonic activity
and dynamothermal deformation produced by the San Ignacio
Orogeny took place in the Puerto Villazón area (north of the
craton).
All these granitoid bodies were grouped within the Pensamiento
Granitoid Group (Litherland & Klinck, 1981). Five different bodies
were distinguished in this complex: the Bella Vista foliated
microgranite suite, the Piso Firme granophyre suite, the San
Cristobal metagranite, the Padre Eterno granite, and the Tres
Picos granite suite.
The Pensamiento Complex holds the largest area development of
the San Ignacio Orogeny granitoids. It encompasses the Huanchaca
Range, and further south, it reaches the 15º 30’ parallel.
In the San Ignacio de Velasco area, the granitoid and migmatic
rocks can be divided into two wide chronological groups: late and
early (Litherland et al., 1979). The “early” group refers to all of
those that are esentially related to the D i 1 and D i 2 deformation
phases, which are the ”Pre-Sunsás” structural events (before 1300
Ma). The “late” granitoids and migmatites are related to the D i 3
and D i 4 (1.050 – 950 Ma) deformation phases. Another example of
135

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
950 Ma). Otro ejemplo de la etapa temprana constituye el Granito
Cañón Colina. Como ejemplo de la etapa tardía se cuenta con los
plutones de Metagranito San Rafael y Espíritu, y los granitos
anatécticos de Motacucito y Santa Catalina.
En el área de Santo Corazón - Serranía Los Tajibos fueron
emplazados durante esta orogenia los siguientes cuerpos
granitoides: Porfiroclástico, Lucma, Tauca, Correreca, e intrusiones
máficas de anfibolitas (Curro et al., 1997, en prensa).
En el área de San José - San Diablo, son atribuidos a esta orogenia
los granitoides Colmena, Tauca, Ataito, San Pablo, así como
pequeñas intrusiones máficas (Landívar et al., en prensa).
La explicación sobre este evento contenida en el Mapa del
Precámbrico de 1983, es ilustrativa de las deformaciones
producidas, por lo que se la transcribe a continuación: “Este evento
tectono-metamórfico estableció esencialmente el patrón de división
de las mayores unidades de roca del área: las superunidades del
Basamento Metamórfico y el amplio emplazamiento de los
granitos. Han sido establecidas dos fases mayores de deformación
penetrativa acompañada por metamorfismo regional de bajo a alto
grado. El evento Do2 de rumbo N a NE involucró plegamiento
vertical con recumbencia en el NE. Fue acompañado por amplia
migmatización y probablemente estableció isogrados casi horizontales
posteriormente plegados por Do3, por lo que las granulitas,
gneises y esquistos conforman los anticlinorios, las regiones de los
flancos y los sinclinorios de Do3 respectivamente. El plegamiento
Do3, esencialmente vertical y de rumbo general NO, fue
acompañado por la generación de granitos sin-cinemáticos de
megacristales de feldespato potásico datados a ca 1,350 Ma,
especialmente en el norte, donde el extensivo desarrollo de los
granitos podría representar un manto batolítico enraizado en el sud
en gneises y granulitas de alto grado, y techado en el norte por
esquistos de bajo grado. También fueron formados complejos
granofíricos de más alto nivel e intrusiones máficas menores. Do3
fue seguida por fases de deformación no penetrativa las cuales
controlaron en cierto grado el remplazamiento de los granitoides
tardios y post-cinemáticos, de edad ca 1,300 Ma, que comprenden
plutones graníticos de alto nivel con xenolitos tonalíticos, y en un
sector, un complejo alcalino bandeado en el cual las nordmarkitas
exponen estructuras de estratificación cruzada. Es probable que el
Orógeno San Ignacio se extienda dentro del Brasil hasta una línea
de rumbo NO por Pimenta Bueno. Al NE de esta lineas, ocurren
secuencias supracorticales relativamente no perturbadas datadas en
ca 1,600 Ma y cortadas por granitos anorogénicos de ca 1,300 Ma.”
the early stage is the Cañón Colina Granite. As example for the late
stage, the plutons of the San Rafael and Espíritu Metagranite, and
the anatectic granites of Motacucito and Santa Catalina can be
quoted.
In the Santo Corazón–Los Tajibos Range area, the following
granitoid bodies were embedded during this orogeny: Porphyroclastic,
Lucma, Tauca, Correreca, and mafic amphibolite intrusions
(Curro et al., 1997, in press).
In the San José – San Diablo area, the Colmena, Tauca, Ataito, and
San Pablo granitoids, as well as small mafic intrusions are
attributed to this orogeny (Landívar et al., in press).
The explanation of this event contained in the 1983 Pre-Cambrian
Map illustrates the deformations that were produced; thus, the
following section is transcribed: “Esentially, this tectonic metamorphic
event established the division pattern of the largest rock
units in the area: the superunits of the Metamorphic Basement and
the extensive bedding of the granites. Two major penetrative
deformation phases accompanied by low to high grade regional
metamorphism have been established. With a N to NE trend, the
Do2 involved vertical folding with recumbence in the NE. It was
accompanied by an extensive migmatization and it likely
established almost horizontal isogrades that were later folded by
Do3. Thus, the granulites, gneisses and schists make up the
anticlinoria, the flank regions and the sinclinoria of Do3,
respectively. The Do3 fold is esentially vetical and ahs a general
NO trend. It was accompanied by the generation of syn-kinematic
granites of potasic feldspar megacrystals, dated at c. 1,350 Ma,
particularly to the north, where the granites’ extensive development
could represent a batolitic mantle, rooted south in the gneisses and
high grade granulites, and covered north by low grade schists. In
addition, higher level granophyric and minor mafic intrusions were
also formed. Do3 was followed by non-penetrative deformation
phases which, to some extent, controlled the re-emplacement of
late and post-kinematic granitoids. With an age of c. 1,300 Ma,
these granitoids comprise high level granitic plutons with tonalitic
xenoliths, and in one sector, a banded alkaline complex in which
the nordmarkites display crossbedding structures. In Brazil, it is
likely that the San Ignacio Orogen extends up to a NO trend line in
the Pimienta Bueno area. NE of these lines, there are relatively
undisturbed supracortical sequences dated at c. 1,600 Ma, and
sheared by anorogenic granites of c. 1,300 Ma.”
CICLO SUNSAS (1280 - 900 Ma)
Al igual que el anterior ciclo, está diferenciado en dos grandes
eventos, el primero de carácter sedimentario y el segundo,
orogénico. Las rocas del primer evento fueron depositadas por
ríos provenientes del norte, sobre la superficie peneplanizada del
Orógeno San Ignacio. El segundo evento, al final del ciclo (entre
los 1000 y 900 Ma), produjo el emplazamiento de granitoides y
otras rocas ígneas, así como alteraciones producidas por
metamorfismo.
SUNSAS CYCLE (1280 - 900 Ma)
Just like the previous cycle, this cycle is separated into two large
events: the nature of the first event is sedimentary, and orogenic in
the case of the second one. The rocks of the first event were
deposited by the rivers coming from the north, on a peneplanated
surface of the San Ignacio Orogen. At the end of the cycle
(between 1000 and 900 Ma), the second event caused the
emplacement of granitoids and other igneous rocks, as well as
alterations brought on by metamorphism.
136

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
El primer evento de este ciclo, producido entre los 1280 y 1000
Ma, está representado principalmente por las secuencias
sedimentarias pertenecientes a los grupos Huanchaca, Sunsás,
Vibosi y Tajibos.
En el sector norte, en la Serranía de Huanchaca, en discordancia
sobre las rocas previas del Ciclo San Ignacio (grupos Primavera y
Dalriada, y Complejo Pensamiento), se desarrolla otra unidad de
ambiente aluvial y deltaico, equivalente al Grupo Sunsás del sur,
que toma el nombre de la serranía homónima. El Grupo
Huanchaca (Ahlfeld, 1946) está integrado de base a tope por las
formaciones Arco Iris, Buena Vista, Cuatro Carpas y Río Verde.
La unidad basal, la Formación Arco Iris (Litherland et al., 1982),
está constituida por areniscas con intercalaciones de
conglomerados y lutitas; la Formación Buena Vista (Litherland et
al., 1982), por areniscas con estratificación cruzada tabular-planar;
y la Formación Cuatro Carpas (Litherland et al., 1982), formada
por cuarcitas intercaladas por delgados niveles de conglomerados.
Finalmente, el Grupo Huanchaca concluye con la Formación Río
Verde (Litherland et al., 1982), que representa una alternancia de
lutitas y cuarcitas.
El Grupo Sunsás (Oviedo & Justiniano, 1967) fue definido en la
serranía del mismo nombre. El Grupo Sunsás está compuesto de
cuarcitas, areniscas, lutitas y conglomerados oligomícticos de
cuarzo, de 1.000 a 6.000 m de espesor, depositados por ríos
maduros fluyendo al sud después de la peneplanización del
Orógeno San Ignacio.
En la región de Concepción, San Javier y San Ramón, el Grupo
Sunsás está constituido por las siguientes unidades, de base a tope:
Formación Cachuela (López & Bernasconi, 1989), unidad
metasedimentaria con horizontes volcanoclásticos interestratificados
hacia el tope de la secuencia; por encima, la Formación
Tusequis (Matos & Jacobs, 1994), secuencia clástica en la base y
volcano sedimentaria en la parte superior, formada por conglomerado
basal, areniscas y lavas. La secuencia del Grupo Sunsás
continúa con la Sucesión Los Tajibos (Hess, 1960), integrada por
las formaciones Zapocoz, Laguna y León. Adameck et al. (1996)
prefieren denominar a estas rocas con el nombre informal de
“Sucesión Los Tajibos”. La unidad basal, Formación Zapocoz
(Fletcher et al, 1979), está constituida por metaconglomerados,
areniscas cuarcíticas y arcósicas. La Formación Laguna (Fletcher
et al, 1979), por esquistos micáceos y esquistos grafíticos, y
finalmente la Formación León (Fletcher et al, 1979), por cuarcitas
micáceas, meta-arcosas y esquistos cuarzo-micáceos.
El Grupo Vibosi (Fletcher & Aguilera, 1978) corresponde a una
secuencia de areniscas y arcosas de aproximadamente 2000 m de
espesor, que supuestamente sobreyace en discordancia al Grupo
Sunsás en el SE del área. Está constituido, de base a tope, por las
siguientes unidades: Formación Santa Isabel (Fletcher & Aguilera,
1978), Formación San Marcos (Fletcher & Aguilera, 1978) y por
la Formación Santo Colombo (Mitchell et al., 1979).
The first event in this cycle, which occurred between 1280 and
1000 Ma, is represented mainly by the sedimentary sequences that
belong to the Huanchaca, Sunsás, Vibosi and Tajibos groups.
In the northern sector, in the Huanchaca Range, another unit
develops in unconformity over the prior rocks of the San Ignacio
Cycle (Primavera and Dalriada groups, and Pensamiento
Complex). It is an alluvial and deltaic environment unit, equivalent
to the Sunsás Group in the south, taking on the name of the
homonymous ridge. From base to top, the Huanchaca Group
(Ahlfeld, 1946) is made up by the Arco Iris, Buena Vista, Cuatro
Carpas and Río Verde formations.
The basal unit, the Arco Iris Formation (Litherland et al., 1982), is
made up by sandstones with conglomerate and shale interbedding;
the Buena Vista Formation (Litherland et al., 1982) is made up by
sandstones with tabular-plane crossbedding; and the Cuatro
Carpas Formation (Litherland et al., 1982), by quartzites
interbedded by thin conglomerate levels. Finally, the Huanchaca
Group ends with the Río Verde Formation (Litherland et al., 1982)
which represents a shale and quartzite alternation.
The Sunsás Group (Oviedo & Justiniano, 1967) was defined in the
range of the same name. The Sunsás Group is made up by
quartzites, sandstones, shale and oligomictic quartz conglomerates,
1000 to 6000 m thick, which deposited by the mature rivers
flowing south after the peneplanation of the San Ignacio Orogen.
In the Concepción, San Javier and San Ramón area, from base to
top, the Sunsás Group is made up by the following units: the
Cachuela Formation (López & Bernasconi, 1989), a metasedimentary
unit with interbedded volcanoclastic horizons towards the
top of the sequence; over the preceding unit, the Tusequis
Formation (Matos & Jacobs, 1994), is a clastic sequence at the
base, and volcanosedimentary at the top, made up by basal
conglomerate, sandstones and lavas. The Sunsás Group sequence
continues with the Los Tajibos Succession (Hess, 1960), made up
by the Zapocoz, Laguna and León formations. Adameck et al.
(1996) prefer to call these rocks by the informal name of “Los
Tajibos Succession.” The basal unit, the Zapocoz Formation
(Fletcher et al, 1979), is made up by metaconglomerates, and
quartzitic and arkosic sandstones. The Laguna Formation (Fletcher
et al, 1979) is made up by micaceous and graphitic schists, and
finally, the León Formation (Fletcher et al, 1979), by micaceous
quartzites, meta-arkoses and quartz-micaceous schists.
The Vibosi Group (Fletcher & Aguilera, 1978) refers to a sequence
of sandstones and arkoses, approximately 2000 m thick, assumed to
lie in unconformity over the Sunsás Group, SE of the area. From
base to top, it is made up by the following units: the Santa Isabel
Formation (Fletcher & Aguilera, 1978), the San Marcos Formation
(Fletcher & Aguilera, 1978), and the Santo Colombo Formation
(Mitchell et al., 1979).
137

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
En la región de Las Petas – San Matías, el Grupo Sunsás tiene la
siguiente conformación (de base a tope) : Formación El Puquío
(Pitfield et al., 1979), Formación El Elución (Pitfield et al., 1979),
y por arriba la Formación Cabecera (Pitfield et al., 1979).
Concluye este ciclo en la zona con las rocas de la Sucesión El
Encanto.
En el área de San José de Chiquitos, Santo Corazón y Roboré, el
Grupo Sunsás está constituido, de base a tope, por las formaciones
Guapama (Mitchell et al., 1979), conglomerados oligomícticos
con matriz limosa y esquistosa, Tacuaral (Curro et al., 1995),
esquistos arenosos, biotíticos, con delgadas intercalaciones de
meta-areniscas y filita negra, Peñasco (Curro et al.,1995), cuarcitas
de grano fino, color gris claro y meta-areniscas, y Guanaco (Curro
et al., 1995), filitas con abundante granate y muscovita.
In the Las Petas – San Matías region, the Sunsás Group has the
following configuration (from base to top): the El Puquío
Formation (Pitfield et al., 1979), the El Elución Formation
(Pitfield et al., 1979), and over the above, the Cabecera Formation
(Pitfield et al., 1979). In the area, this cycle ends with the rocks of
the El Encanto Succession.
In the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré area, from
base to top, the Sunsás Group is made up by the Guapama
Formation (Mitchell et al., 1979), of oligomictic conglomerates
with a silty and schistose matrix; the Tacuaral Formation (Curro et
al., 1995), of arenacous, biotitic schists with thin meta-sandstone
and black phyllite interbedding; the Peñasco Formation (Curro et
al., 1995), of fine grained light gray quartzites and metasandstones;
and the Guanaco Formation (Curro et al., 1995), of
phyllites with abundant garnet and muscovite.
Orogenia Sunsás
Casi al final del ciclo, hacia los 1000 Ma, tiene lugar un nuevo
evento ígneo que continúa hasta los 900 Ma aproximadamente.
Corresponde a la Orogenia Sunsás, que emplaza nuevos cuerpos
intrusivos, que modifica y altera las rocas previas. Con este evento
orogénico concluye el Ciclo Sunsás. Este proceso ígneo produjo el
emplazamiento de granitoides como los complejos de Rincón del
Tigre, Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa
Teresita, Manantial, El Cedro, y otros grandes cuerpos
magmáticos.
Describir a todos estos complejos de rocas ígneas, gabros, dioritas,
granitos, granodioritas, diques de pegmatitas y vetas de cuarzo,
ocuparía una monografía completa. Para ilustrar el evento, y a
modo de ejemplo, sólo se referirá el más conocido de ellos, el
Complejo ígneo Rincón del Tigre (Webb et al., 1976), que
corresponde a una estructura de 62 km de logitud y 26 km de
ancho, con un suave plegamiento de dirección NW-SE y un espesor
superior a los 3000 m. La intrusión no está metamorfizada y tiene
una secuencia, de base a tope, formada por dunita, broncita, norita,
gabro toleítico, y granófido. Siguiendo a Annels et al. (1981): “Las
texturas ígneas indican que las zonas ultramáficas y máficas se han
diferenciado por procesos de asentamiento de cristales después de
varias inyecciones de magma básico. El granófido se cree que ha
sido formado por la fundición de la parte o techo superior de las
rocas arcósicas y posterior hibridación menor por líquidos gábricos.
Las rocas por encima del granófido han sufrido un notable
metamorfísmo de contacto.”
La relación efectuada en la leyenda del Mapa del Precámbrico de
1983, describe esta orogenia como sigue: “La Orogenia Sunsás,
datada en ca 1,000 a 950 Ma, estuvo confinada a las fajas Sunsás y
Aguapei. El terreno entre estas fajas, el Cratón de Paraguá,
permaneció estable, como lo atestigua la meseta de la Serranía de
Huanchaca, con estratos prácticamente horizontales del Grupo
Sunsás. La Faja Sunsás, paralela al Orógeno San Ignacio, está
segmentada por una serie de mayores zonas de cizalla curvilineares,
a veces miloníticas. Dentro de la faja, el Grupo Sunsás ha
sido afectado por varias fases de deformación, produciendo en
algunos lugares refoliación de los esquistos infrayacentes, acompañados
por metamorfismo hasta el grano medio. Los gneises y
The Sunsás Orogeny
Almost at the end of the cycle, towards 1000 Ma, a new igneous
event took place, running approximately into 900 Ma. This refers
to the Sunsás Orogeny, which emplace new intrusive bodies
modifying and altering the previous rocks. The Sunsás Cycle ends
with this orogenic event. This igneous process produced the
emplacement of granitoids such as the Rincón del Tigre,
Chaquipoc, Guapasal, Paquió, Tarechi, Nomoca, Santa Teresita,
Manantial, El Cedro and other large magmatic bodies.
It would take an entire monograph to describe of all these complexes
of igneous rocks, gabbros, diorites, granites, granodiorites,
pegmatite dikes, and quartz veins. As an example and to illustrate
the event, this section will focus only on the best known of them,
the Rincón del Tigre Igneous Complex (Webb et al., 1976), which
refers to a 62 km long and 26 km wide structure, with soft NW-SE
trend folding, and a thickness exceeding 3000 m. The intrusion is
not metamorphized, and from base to top, the sequence is made up
by dunite, bronzite, norite, tholeitic gabbro and granophyd. After
Annels et al. (1981): “The igneous textures indicate that the
ultramafic and mafic areas have been differentiated by crystal
settleing processes, after several injections of basic magma. The
granophyd is believed to have formed by the melting of the upper
part or roof of the arkosic rocks, and the ensuing minor hybridation
by gabbric liquids. Over the granophyd, the rocks have suffered a
remarkable contact metamorphism.”
The relation of the legend on the 1983 Pre-Cambrian Map
describes this orogeny as follows: “The Sunsás Orogeny, dated at
c. 1000 to 950 Ma, was confined to the Sunsás and Aguapei belts.
The land between these belts, the Paraguá Craton, remained stable,
as evidenced by the Huanchaca Range plain, which has almost
horizontal strata of the Sunsás Group. Parallel to the San Ignacio
Orogen, the Sunsás Belt is segmented by a series of major
curvilinear, sometimes mylonitic, shear zones. Within the Belt, the
Sunsás Group has been affected by several deformation phases,
causing re-foliation of the underlying schists in some sites,
accompanied by a metamorphism up to the medium size grain.
The basement’s gneisses and granulites were sheared and
138

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
granulitas del basamento fueron cizallados y migmatizados junto
con la generación de granitos sincinemáticos paralelos a las
mayores zonas de cizalla, seguidos por granitos alineados a través
de ellos.” “La fase máfica-ultramáfica está representada en Bolivia
por el bandeado y diferenciado Complejo Rincón del Tigre, de
3.000 a 4.000 m de espesor. Los intrusivos tholeíticos de la
Serranía de Huanchaca con edades K/Ar de ca 900 Ma, y el
conjunto de diques doleríticos Marrimia cerca de San Ignacio,
probablemente pertenecen a esta fase.”
migmatized, together with the generation of synkinematic granites
parallel to the major shear areas, and followed by granites that are
aligned accross them.” “In Bolivia, the mafic–ultramafic phase is
represented by the 3000 to 4000 m thick, banded and differentiated
Rincón del Tigre Complex. With K/Ar ages of c. 900 Ma, the
tholeitic instrusives of the Huanchaca Range and the Marrimia
doleritic dike set, near San Ignacio, probably belong to this phase.”
CICLO BRASILIANO (900 - 500 Ma)
Restringidos a la región de San José de Chiquitos, Santo Corazón y
Roboré, en discordancia sobre la secuencia deformada por la
Orogenia Sunsás, se asientan los sedimentos clásticos gruesos del
Ciclo Brasiliano. Rocas de este ciclo no están presentes en el norte
(Magdalena, Huanchaca), ni en la parte oeste y central (Concepción,
San Javier, San Ramón, San Ignacio de Velasco y La Petas-
San Matías), con excepción de una secuencia arenosa atribuida a la
Formación Piococa en el área de Concepción.
Estos sedimentos están constituidos principalmente por conglomerados,
diamictitas, areniscas arcósicas, y rocas pelíticas y
carbonáticas.
Las rocas de este ciclo están reunidas en tres grupos. La secuencia
más antigua corresponde al Grupo Boquí, siguen las rocas del
Grupo Tucavaca y concluyen las secuencias carbonáticas de la
Formación Murciélago. Estas estructuras tienen una orientación
WNW.
BRAZILIAN CYCLE (900 - 500 Ma)
Restricted to the San José de Chiquitos, Santo Corazón and Roboré
area, the coarse clastic sediments of the Brazilian Cycle settle in
unconformity over the sequence deformed by the Sunsás Orogeny.
This cycle’s rocks are absent in the north (Magdalena, Huanchaca),
as well as in the western and central parts (Concepción, San Javier,
San Ramón, San Ignacio de Velasco, and Las Petas – San Matías),
with the exception of an arenacous attributed to the Piococa
Formation in the Concepción area.
These sediments are made up mainly by conglomerates, diamictites,
arkosic sandstones, and pellitic and cabonatic rocks.
This cycle’s rocks are clustered in three groups. The oldest
sequence pertains to the Boquí Group, followed by the Tucavaca
Group, and finally the carbonatic sequences of the Murciélago
Formation. These structures have a WNW orientation.
CICLO GRUPO FORMACION
- Murciélago
BRASILIANO
Tucavaca
Pesenema
Bocamina
Pororó
Cuarrí
Piococa
Motacú
Pacobillo
Boquí
Cahama
Colmena
San Francisco
Fig. 7.5 Cuadro estratigráfico del Ciclo Brasiliano (Cratón de Guaporé).
Stratigraphic chart of Brasilian Cycle (Guaporé Craton)
El Grupo Boquí (Mitchell et al., 1979) es una unidad restringida al
área de Santo Corazón. Está constituida por areniscas arcósicas,
conglomerados polimícticos, alternancia de areniscas limolitas y
delgadas calizas, así como de diamictitas intercaladas por areniscas
y limolitas. Este grupo está dividido, de base a tope, en las siguientes
unidades. Se inicia con la Formación San Francisco (Oviedo &
Justiniano, 1967), que corresponde a un potente conglomerado
polimíctico con clastos de cuarzo, cuarcita, granito y anfibolita, con
The Boquí Group (Mitchell et al., 1979) is a unit that is restricted
to the Santo Corazón area. It is made up by arkosic sandstones,
polymictic conglomerates, alternation of sandstones, siltstones and
thin limestones, as well as by diamictites interbedded by sandstones
and siltstones. From base to top, this group is divided into
the following units. It starts with the San Francisco Formation
(Oviedo & Justiniano, 1967), a potent polymictic conglomerate
with quartz, quartzite, granite and amphibolite clasts, and some
139

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
algunas intercalaciones de areniscas. Son abundantes las rocas
bandeadas de hierro hematítico, de enorme interés económico. Por
su parte la Formación Colmena (Litherland et al., 1986) consiste
de una alternancia de areniscas, limolitas y calizas delgadas.
Finalmente, la Formación Cahama (Mitchell et al., 1979), que
representa a un conglomerado o diamictita, con clastos más
pequeños que los de la Formación Colmena, es una unidad
pobremente estratificada. En la parte superior se presentan
delgados niveles de areniscas arcósicas.
El Ciclo Brasiliano prosigue con el depósito de una secuencia
sedimentaria marina, no fosilífera, formada por rocas carbonáticas
en la base, clástica gruesa en la parte media y predominantemente
pelítica en la parte superior. Esta secuencia fue reunida por Hess
(1959) bajo el nombre de Grupo Tucavaca. Este conjunto, de
rumbo preferente WNW, se dispone de forma discordante, tanto
sobre el basamento neísico como de los conglomerados del Grupo
Boquí. En el sector de San José de Chiquitos–San Diablo, se
diferenciaron las formaciones Pororó, Piococa y Pesenema,
mientras que en el área de Santo Corazón–Serranía Los Tajibos
sólo se reconocen las dos últimas.
Si bien se reconocen otras formaciones en este grupo, como Cuarri,
Motacú, Bocamina, etc., en este análisis sólo se considerarán las
definidas por Hess.
La Formación Pororó (Hess, 1960), de aproximadamente 100 m de
espesor, está formada por brechas en la base, y una secuencia
dolomítica en la parte superior. La Formación Piococa (Hess,
1960) está formada por rocas clásticas gruesas, diamictitas,
conglomerados y areniscas arcósicas. Los clastos de esta formación
están constituidos principalmente por rodados de rocas ígneas y
metamórficas de los ciclos previos.
Finalmente, la secuencia del Grupo Tucavaca concluye con una
unidad pelítica, la Formación Pesenema (Hess, 1960), constituida
principalmente por lutitas bandeadas, físiles, y fangolitas. Estos
sedimentos finos están intercalados por algunos lentes de areniscas
arcósicas y conglomerados
De forma restringida al área sureste del Cratón de Guaporé, el
Ciclo Brasiliano concluye con los sedimentos depositados en una
plataforma carbonatada: las rocas de la Formación Murciélago
(Serie de Murciélago de Meave del Castillo et al, 1971). Estas
rocas corresponden a calizas arrecifales y no arrecifales (Aguilera,
1994), tienen una amplia extensión areal tanto en territorio
boliviano como brasilero, y sobreyacen discordantemente a los
sedimentos del Grupo Boquí. Los últimos hallazgos de restos
fósiles, en rocas equivalentes de Brasil, permiten asignar estas
rocas al Cámbrico inferior (Hahn et al., 1982; Hahn & Pflug,
1985).
Sobre los carbonatos de la Formación Murciélago se asientan las
secuencias del Grupo Santiago (Barbosa, 1949) que pertenecen al
Ciclo Cordillerano. Estas rocas están descritas en el capítulo
correspondiente a las Sierras y Llanura Chiquitana (p. 115-116), así
como las del Ciclo Andino (Portón y siguientes) (p. 117-118).
sandstone interbedding. The banded hematitic iron rocks are
abundant and of great economic interest. On the other hand, the
Colmena Formation (Litherland et al., 1986) consists of an
alternation of sandstones, siltstones and thin limestones. Finally,
the Cahama Formation (Mitchell et al., 1979) represents a conglomerate
or diamictite, with smaller clasts than those in the Colmena
Formation. This unit is poorly bedded. The upper part displays thin
arkosic sandstone levels.
The Brazilian Cycle continues with the deposit of a nonfossiliferous
marine sedimentary sequence, formed at the base by
carbonatic rocks; it is coarsely clastic in the middle portion, and
mainly pellitic in the upper part. This sequence was clustered by
Hess (1959) under the name of Tucavaca Group. With preferably
WNW trend, this set is laid out in unconformity over both, the
gneissic basement and the conglomerates of the Boquí Group. In
the San José de Chiquitos – San Diablo area, the Pororó, Piococa
and Pesenema formations were differentiated, while in the Santo
Corazón – Los Tajibos area, only the last two formations are
recognized.
Although other formations are recognized within this group, such
as the Cuarri, Motacú, Bocamina, among others, this analysis will
only consider those defined by Hess.
With a thickness of approximately 100 m, at the base, the Pororó
Formation (Hess, 1960) is made up by breccias, and by a dolomitic
sequence in the upper part. The Piococa Formation (Hess, 1960) is
made up by coarse clastic rocks, diamictites, conglomerates and
arkosic sandstones. In this formation, the clasts are constituted
mainly by metamorphic and igneous rock boulders from the
previous cycles.
Finally, the Tucavaca Group sequence ends with a pellitic unit, the
Pesenema Formation (Hess, 1960), made up mainly by banded
fissil shale and mudstones. These fine sediments are interbedded by
some arkosic sandstone lenses and conglomerates.
Restricted to the area southeast of the Guaporé Craton, the
Brazilian Cycle ends with the sediments deposited in a carbonated
shelf: the rocks of the Murciélago Formation (Murciélago Series
of Meave del Castillo et al, 1971). These rocks pertain to reef and
non-reef limestones (Aguilera, 1944). Their area extension is wide
in both, Bolivian and Brazilian territory, and they lie in unconformity
over the sediments of the Boquí Group. The latest fossil
remanent findings in equivalent Brazilian rocks, enable to assigne
these rocks to the Lower Cambrian (Hahn et al., 1982; Hahn &
Pflug, 1985).
Belonging to the Cordilleran Cycle, the sequences of the Santiago
Group (Barbosa, 1949) settle over the carbonates of the Murciélago
Formation. These rocks, as well as those of the Andean Cycle
(Portón and the following), are described in the chapter corresponding
to the Chiquitos Ranges and Plain (p. 115-116 and 117-
118).
140

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Orogenia Brasiliana
Varios cuerpos ígneos son atribuidos a una actividad orogénica
brasiliana, aunque su actividad no tuvo la magnitud e importancia
de las anteriores orogenias (San Ignacio y Sunsás), e incluso
existen dudas que las edades obtenidas no reflejen la verdadera
edad de la roca. Un ejemplo de esta actividad está reflejada en el
enjambre de diques de dolerita de composición gabroica
Marrimia, restringidos a la parte meridional del cratón (597 Ma).
Recursos minerales
Según la leyenda del Mapa Geológico del Area del Proyecto
Precámbrico (1976-83), “La más antigua (presencia) mostrada en
el mapa es el horizonte grafítico en la Faja de Esquistos de San
Ignacio. Oro fue concentrado en venas de cuarzo intruyendo las
fajas de esquisto durante la Orogenia San Ignacio. Concentraciones
secundarias en aluvio Cuaternario (formaron concentraciones) en
pequeña escala. Venas ricas en manganeso están presentes en
Serranía San Simón. Columbita-tantalita, berilo y grandes placas
de muscovita se encuentran en algunas pegmatitas que fueron
intruidas durante la Orogenia Sunsás en las fajas de esquistros del
Supergrupo San Ignacio dentro de los límites del Orógeno. La
meteorización posterior en ellas produjo reservas sustanciales de
caolín. En las mismas pegmatitas, en el área de Ascención de
Guarayos, se encuentra casiterita y depósitos aluviales derivados.
Bandas de gabro magnetito-cuprífero trazables por más de 10 km
conteniendo bornita y calcosina fueron formadas en el Complejo
Rincón del Tigre durante la misma orogenia. En el Ciclo
Brasiliano, cuerpos estratiformes de manganeso-hierro fueron
desarrollados en el Grupo Boquí, y depósitos de amatista/citrino de
alta calidad, fueron producidos en zonas de silicificación a lo largo
de fallas mayores cortando (la Formación) Murciélago. La pequeña
mineralización cuprífera cercana a la discordancia del Grupo
Tucavaca en las proximidades de San José, está provisionalmente
asignada a este ciclo. El Complejo Carbonático Mesozoico del
Cerro Manomó contiene concentraciones de uranio, torio, tierras
raras, niobio y fosfatos, mientras que la mineralización de
manganeso, ocurre en un filón silíceo de la Serranía Huanchaca.
Ciclos de erosión terciarios han producido concentraciones
secundarias de niquel sobre rocas ultramáficas del Complejo
Rincón del Tigre. No se muestran en el mapa la (presencia) de
bauxita ferruginosa, cromita, granates tipo piropo de afinidad
kimberlítica; las concentraciones de granate, cianita, sillimanita,
estaurolita, feldespato y cuarzo, y los recursos de agregados
balastro, piedras de construcción, piedras ornamentales y de afilar,
arcilla, caliza, arena y grava.”
Referencias
Brazilian Orogeny
Several igneous bodies have been attributed to a Brazilian orogenic
activity, although their activity did not have the magnitude nor the
importance of the preceding orogenies (San Ignacio and Sunsás).
There are even doubts as to whether the ages obtained reflect the
actual age of the rock. An example of this activity is reflected in
the gabbroic composition Marrimia dolerite dike swarm, which is
restricted to the meridional part of the craton (597 Ma).
Mineral Resources
According to the legend in the Geological Map of the Pre-
Cambrian Project Area (1976-83): “The oldest occurrence shown
in the map is a graphitic horizon in the San Ignacio Schist Belt.
Gold concentrated in the quartz veins, intruding into the schist belts
during the San Ignacio Orogeny. Small scale mining of secondary
concentrations in a Quaternary alluvium took place. There are rich
manganese veins in the San Simón Ridge. Within the Orogen’s
boundaries, there is columbite-tantalite, berylium, and large
muscovite plates in some of the pegmatites that intruded into the
schists of the San Ignacio Supergroup during the Sunsás Orogeny.
In them, the subsequent meteorization produced substantial kaolin
reserves. In the Ascención de Guarayos area, there is cassiterite
and derived alluvial deposits in these same pegmatites. During the
same orogeny, magnetite-cupriferous gabbro bands, traceable for
over 10 km and containing bornite and calcosine were formed in
the Rincón del Tigre Complex. In the Brazilian Cycle, manganese–
iron stratiform bodies developed in the Boquí Group, and high
quality amethist/citrine deposits were produced in silicification
areas along the major faults that shear the Murciélago (Formation).
The little cupriferous mineralization near the unconformity of the
Tucavaca Group in the San José surroundings, has been
temporarily assigned to this cycle. The Mesozoic Carbonatic
Complex of Manomó Hill contains concentrations of uranium,
thorium, rare earth, niobium, and phosphates, while the manganese
mineralization takes place in a siliceous lode in the Huanchaca
Range. Tertiary erosion cycles produced secondary concentrations
of nickel over the ultramafic rocks of the Rincón del Tigre
Complex. The map does not show the occurrences of ferruginous
bauxite, chromite, pyrope-type garnet with kimberlitic affinity, the
concentations of garnet, cyanite, sillimanite, staurolite, feldspar and
quartz, and the aggregate ballast resources, construction rocks,
ornamental and sharpening rocks, clay, limestone, sand and
gravel.”
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por / by
CARLOS OVIEDO GOMEZ
RICARDO MORALES LAVADENZ
BERTRAND HEUSCHMIDT
VITALIANO MIRANDA ANGLES
REINHARD RÖSLING

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 8
POTENCIAL DE HIDROCARBUROS
HYDROCARBON POTENTIAL
Carlos Oviedo Gómez (1) & Ricardo Morales Lavadenz (2)
Introducción
El presente capítulo es la compilación sucinta de datos emanados
de informes inéditos de YPFB, y de trabajos publicados por ésta y
otras compañías, cuyo listado se encuentra al final.
El objetivo principal, es brindar una explicación resumida sobre el
potencial petrolero existente en cada una de las áreas exploratorias
regionales definidas en el país. Los capítulos precedentes de esta
Memoria, contienen una descripción completa de las provincias
geológicas del país, en cuanto a su morfología, tectónica y ciclos
sedimentarios, por lo que al referirnos a estos, solo mencionaremos
tópicos relevantes y/o complementarios.
La primera concesión petrolera en el Subandino Sur fue adjudicada
en 1867 a dos alemanes, en una región rica en emanaciones de
petróleo. Las primeras perforaciones exploratorias fueron realizadas
sin éxito por varias compañías entre 1916 a 1921.
Una exploración sistemática comienza con la llegada de la
Standard Oil en 1922, que hegemónicamente trabaja durante 15
años hasta la creación de YPFB en 1936, descubriendo en ese
período los campos Bermejo (1924), Sanandita (1926), Camiri
(1927) y Camatindi (1929).
La actividad petrolera desarrollada por YPFB cambia de rumbo la
política petrolera del país, recibiendo por decreto todas las
concesiones de la Standard Oil. Este nuevo período trascurre hasta
la aprobación del código Davenport (1955).
El nuevo Código del Petróleo (1956), sobre la base del código
Davenport, abrió las puertas a la inversión extranjera. Este período
es de gran producción, mayormente por la compañía Bolivian Gulf
Oil, sin embargo concluye con la nacionalización de ésta (1969),
previa anulación del Código del Petróleo en 1968.
Introduction
This chapter is a succint compilation of data resulting from unpublished
YPFB reports and other papers published by YPFB and
other companies. A list of such works is included at the end of this
chapter.
The main objective is to provide a summarized explanation of the
oil potential that exists in each of the regional exploration areas
defined in the country. The preceding chapters in this Memoir
contain a complete description of the country’s geological units, in
terms of their morphology, tectonics, and sedimentary cycles.
Thus, when we refer to these units, we will only mention relevant
or complementary topics.
In 1867, the first oil concession in the souther Subandean was
awarded to two germans, in a region rich in oil emanations. The
first exploratory perforations were carried out with no success
between 1916 and 1921.
A systematic exploration starts with the arrival of Standard Oil in
1922. The company worked hegemonically for 15 years, until the
creation of YPFB in 1936. During that period, the Bermejo (1924),
Sanandita (1926), Camiri (1927) and Camatindi (1929) fields were
discovered.
Oil-related activities carried out by YPFB changed the direction of
oil policies in the country, whereby Standard Oil was awarded all
the concessions by means of a decree. This new period lasted until
the approval of the Davenport Code (1955).
On the basis of the Davenport Code, the new Oil Code (1956)
opened the doors to foreign investment. This was a period of great
production, mostly by Bolivian Gulf Oil; however, it ends with the
nationalization of the above company (1969), with prior annulment
of the 1968 Oil Code.
----------
(1) Consultor en Geología, Casilla 1124 - Santa Cruz, Bolivia
(2) Consultor en Geofísica, Casilla 3122 - Santa Cruz, Bolivia
145

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Estos hechos marcan una nueva etapa en la historia petrolera con
una inicial hegemonía de YPFB por algunos años. Esta situación
termina con la promulgación de una nueva Ley de Hidrocarburos
(1972), la cual incentiva nuevamente el ingreso al país de
compañías petroleras como Unión Oil, Occidental, Phillips, Lone
Star, etc. Con el decreto de Capitalización (1997), YPFB se
convierte en un ente fiscalizador, traspasando a la empresa privada
las áreas de exploración y producción.
La producción de hidrocarburos estuvo condicionada al mercado
internacional del gas natural. Las variaciones entre 1997 y 1999 son
las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):
These facts marked a new stage in the oil history, with an initial
hegemony by YPFB for some years. This situation ends with the
promulgation of a new Hydrocarbon Law (1972), which promotes
the entry into the country of oil companies such as Union Oil,
Occidental, Phillips, Lone Star, etc. With the Capitalization Decree
(1997), YPFB turns into an inspection and control entity,
transfering the exploration and production areas to private
enterprises.
The production of hydrocarbons was conditioned by the international
market of natural gas. The variations among 1997 and 1999 are
the following (YPFB-VPNC,2000):
PRODUCCION 1997 1998 1999
PETROLEO / CONDENSADO (bpd) 32.625 37.799 32.460
GAS NATURAL (mmpcd) 517,1 519,5 484,1
La variación de las reservas de hidrocarburos del país, entre los
años 1997 a 2000, son las siguientes (YPFB-VPNC, 2000):
The variation of the country´s hydrocarbons reserves, among the
years 1997 to 2000, are the following (YPFB-VPNC, 2000):
RESERVAS DE PETROLEO/CONDENSADO
(Millones de barriles)
1997 1998 1999 2000
PROBADAS (P1) 116 142 152 397
PROBABLES (P2) 85 75 89 295
P1 + P2 201 217 241 692
POSIBLES (P3) 110 44 97 345
P1 + P2 + P3 311 260 337 1037
RESERVAS DE GAS NATURAL
(Billones (10 12 ) de pies cúbicos)
1997 1998 1999 2000
PROBADAS (P1) 3.75 4.16 5.28 18.31
PROBABLES (P2) 1.94 2.46 3.30 13.90
P1 + P2 5.69 6.62 8.58 32.21
POSIBLES (P3) 4.13 3.17 5.47 17.61
P1 + P2 + P3 9.82 9.79 14.05 49.82
146

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Aproximadamente 535.000 km 2 del territorio nacional (48%), son
considerados como áreas con potencial hidrocarburífero. De esta
superficie, 124.297 km 2 se encuentran en posesión de las empresas
privadas, y 410.703 km 2 están consideradas como áreas libres,
destinadas a futuras adjudicaciones.
El desarrollo de las cuencas sedimentarias de importancia petrolera
ha estado controlado por los siguientes elementos geotectónicos
(Fig. 8.3): Cratón de Guaporé, Macizo Paraguayo o Chaqueño,
Macizo Pampeano, Macizo de Arequipa, Alto de Madidi, Alto del
Izozog y Alto de Michicola. Los cinco primeros de edad
paleoproterozoica y los restantes de edad Jurásico-Neógeno.
Provincias Geológicas de Bolivia
Tomando como base los eventos geológicos comunes, y la
similitud de rasgos fisiográficos que caracterizan a las diferentes
regiones del país, se establecieron las siguientes provincias
geológicas (Fig. 8.2): Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera
Oriental, Subandino, Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal y
Cratón de Guaporé.
Areas de Exploración
Desde el punto de vista de la exploración hidrocarburífera, se han
definido en el país varias áreas de exploración de carácter regional
(Fig. 8.1), las que coinciden con algunas provincias geológicas o
son parte de ellas. De acuerdo al objetivo de este trabajo, a continuación
se describe de manera sucinta el potencial hidrocarburífero
correspondiente a cada una de ellas.
Area Madre de Dios
Esta área se encuentra ubicada al norte del país (Fig. 8.1), coincide
con la provincia geológica del mismo nombre y la cuenca de
antepaís Madre de Dios que es la prolongación oriental de su
homóloga peruana. En su sector sur, está separada del área
exploratoria Beni, por el Alto de Madidi. Su acceso es posible por
vía aérea (aeropuerto de Puerto América), o a través de los ríos
Madre de Dios, Abuná y Orton. Comprende una superficie
aproximada de 61.000 km 2 .
Esta área cuenta con importantes estudios de prospección
aeromagnética, geoquímica y sísmica. La red de líneas sísmicas
cubre un 50 % del área. Se perforaron cuatro estructuras (cinco
pozos) con buenos indicios de hidrocarburos en los sistemas
Devónico y Carbonífero (pozo Pando-X1), véase el Capítulo 5.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial de baja altitud y estructuralmente está caracterizada por
plegamientos suaves, formando anticlinales de baja amplitud con
tendencia de orientación noroeste-sudeste, generados por reactivación
moderada de fallas distensivas pre-andinas de basamento. Por
interpretación sismoestratigráfica se infiere en la región la presencia
de trampas arrecifales y estratigráficas.
Approximately 535,000 km 2 of Bolivian territory (48%) are
considered as areas with hydrocarbon potential. Out of this surface,
124,297 km 2 are in the hands of private companies, and 410,703
km 2 are considered as free areas, intended for future concessions.
The development of sedimentary basins with oil significance has
been controlled by the following geotectonic elements (Fig. 8.3):
the Guaporé Craton, The Paraguayan or Chaco Massif, the Pampa
Massif, the Arequipa Massif, the Madidi Height, the Izozog Height,
and the Michicola Height. The first five are of Paleo-Proterozoic
age, and the remaining, of Jurassic-Neogene age.
Geological Provinces of Bolivia
Taking as basis the common geological events and the similarity of
the physiographic features that characterize the different regions in
the country, the following geological units were established (Fig.
8.2): Western Cordillera, Altiplano, Eastern Cordillera, Subandean,
Madre de Dios, Beni, Chaco, Pantanal plains and Guaporé Craton.
Exploratory Plays
From the hydrocarbon exploration point of view, several
exploration plays of regional nature have been defined in the
country (Fig. 8.1), which coincide with some of the geological
units or are part of them. According to this paper’s objective,
following is a succint description of the oil potential associated to
each of them.
Madre de Dios Play
This area is to the north of the country (Fig. 8.1). It coincides with
the geological unit of the same name and with the Madre de Dios
foreland basin, which is the eastern extension of its homologue in
Peru. In the southern sector, it is separated from the Beni play by
the Madidi Height. Access is possible by air (Puerto América
airport), or by the Madre de Dios, Abuná and Orton rivers. It
comprises a surface area of approximately 61,000 km 2 .
Important aeromagnetic, geochemical, and seismic prospecting was
carried out it this area. The seismic line network covers 50% of the
area. Four structures were bored (five wells), resulting in good
indications of hydrocarbons in the Devonian and Carboniferous
systems (Pando-X1 well), see Chapter 5.
Morphologically, this exploratory play corresponds to a low
altitude alluvial plain, and structurally features slight folds, forming
low amplitude anticlines with a northwest–southeast trend,
generated by the moderated jostling of the Pre-Andean distensive
basement faults. From the seismostratigraphic interpretation, the
presence of reef and stratigraphic traps can be inferred in the
region.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia estratigráfica en esta área comprende los sistemas
Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico,
Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal
puede apreciarse en las figuras 8.4 a 8.9. La secuencia ordovíciconeógena
mencionada, acuña desde el sector oeste, por traslapamiento
sobre el basamento hacia el borde de cuenca, y por erosión
en diferentes niveles.
Las características de cuenca cerrada en tres direcciones, y su
tectonismo, aunque suavemente plegado, definen a esta área como
propicia a la prospección de hidrocarburos, prueba de ello son los
trabajos iniciales desarrollados por YPFB y otras compañías.
Por análisis de laboratorio de muestras de subsuelo, se determinó
en el Devónico y Permocarbonífero la existencia de rocas madre de
buena calidad, cuya generación de hidrocarburos ha sido
demostrada por el hallazgo de importantes indicios de petróleo y
gas, en estos sistemas. Se infiere que la migración es principalmente
en sentido lateral, desde la parte profunda de la cuenca hacia
su borde, sin descartar la posibilidad de una migración vertical.
El estudio petrográfico de muestras de pozo determinó buena
porosidad y permeabilidad en algunos reservorios arenosos y
limolíticos del Devónico y Permocarbonífero. También se
consideran como reservorios potenciales las areniscas del Jurásico
y Cretácico.
Area Beni
Area exploratoria ubicada en la llanura, entre el Cratón de Guaporé
y el Subandino Norte (Fig. 8.1). Tiene una extensión de 89.000
km 2 , y coincide con la provincia geológica del mismo nombre.
Cuenta con accesos terrestre (caminos secun-darios), fluvial (río
Beni y Madre de Dios) y aéreo (aeropuerto de Ixiamas).
En la región se efectuaron trabajos de prospección aeromagnética y
sísmica, cuya red de líneas cubre un 40 % del área. En el sur, límite
con el área exploratoria Pie de Monte (Boomerang Hills), se
perforaron tres estructuras, habiéndose descubierto hidrocarburos
en dos de ellas.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial de poca altitud, caracterizada por numerosos lagos poco
profundos, orientados según un sistema de fallas de basamento. En
su sector occidental presenta una antefosa (foredeep) que bordea el
Subandino Norte, importante por el desarrollo de una secuencia
siluro-devónica posible generadora de hidrocarburos. Estructuralmente
el área esta caracterizada por plegamientos suaves, formando
anticlinales dómicos de baja amplitud, generados por reactivación
moderada de fallas pre-andinas de basamento. Sismoestratigráficamente
se infieren en la región posibles trampas estratigráficas.
La secuencia estratigráfica representativa de esta área, muestra su
máximo desarrollo en la región de antefosa contigua al Subandino
Norte, donde se espera una secuencia casi completa, Ordovícico-
Neógeno, cuya distribución areal puede apreciarse en los mapas
correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9. Esta secuencia acuña por
traslapamiento sobre un basamento inclinado hacia el oeste, como
por la erosión en diferentes niveles.
In this area, the stratigraphic sequence comprises the Ordovician,
Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems. The area distribution of the
above can be seen in Figures 8.4 through 8.9. The aforementioned
Ordovican-Neogene sequence is wedged starting in the western
sector by overlapping over the basement near the basin’s border,
and by erosion at different levels.
The feature of basin closed in three of the directions, and its
tectonism, though slightly folded, define this area as propicious for
hydrocarbon prospecting. The aforementioned is backed by the
initial works carried out by YPFB and other companies.
Through a lab analysis of subsurface samples, the existence of
good quality source rocks was determined during the Devonian and
Permian-Carboniferous, the hydrocarbon generation of which has
been proved by the finding of important oil and gas indications in
those systems. The migration is inferred to be mainly sidewise,
from the deep part of the basin towards the border. However, the
possibility of vertical migration is not dismissed.
The petrographic study of well samples determined good porosity
and permeability in some arenaceous reservoirs and Devonian and
Permian-Carboniferous siltstones. The Jurassic and Cretaceous
sandstones are also considered as potential reservoirs.
Beni Play
This exploratory play is located in the plain, between the Guaporé
Craton and the North Subandean (Fig. 8.1). It has an extension of
89,000 km 2 , and coincides with the geological unit of the same
name. It is equipped with access by land (secondary roads), river
(Beni and Madre de Dios rivers), and air (Ixiamas airport).
In the region, aeromagnetic and seismic prospecting works were
carried out, with a netword of lines covering 40% of the area. To
the south, at the boundaries with the Piedmont exploratory play
(Boomerang Hills), three structures were bored, and hydrocarbons
were found in two of them.
Morphologically, this exploratory play pertains to an alluvial plain
of rather low altitude, featured by numerous shallow lakes, which
are oriented according to the basement’s fault system. In the
western sector, there is a foredeep that borders the North
Subandean. The significance of this foredeep is the development of
a Silurian-Devonian sequence which could possibly generate
hydrocarbons. Structurally, this area features slight folds, forming
low amplitude dome sinclines, generated by the moderate jostling
of Pre-Andean basement faults. Seismostratigraphically, possible
stratigraphic traps can be inferred in the region.
This area’s representative stratigraphic sequence displays maximum
development in the foredeep region adjacent to the North
Subandean, where an almost complete Ordovician - Neogene
sequence is expected. The area distribution of such can be observed
in the maps in Figures 8.4 through 8.9. This sequence is wedged by
overlapping over the basement tilted to the west, and by erosion at
different levels.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Dada la presencia de la cuña paleozoica en la zona de la antefosa,
donde es posible la generación de hidrocarburos, se considera a
esta área como una región potencialmente prospectiva. De acuerdo
a los análisis de roca madre y reservorio, efectuados en diferentes
lugares del Subandino Norte, así como también a los análisis de
rocas paleozoicas atravesadas por pozos en la cuenca del Madre de
Dios, se espera para esta área prospectiva la presencia de rocas
madre y reservorios en los sistemas Devónico, Jurásico y Neógeno.
En su limite sur, contra el área exploratoria Pie de Monte
(Boomerang Hills) existe una zona denominada "Tierras Bajas",
donde se perforaron las estructuras de Patujusal y Los Cusis,
productoras de hidrocarburos en la Formación Petaca (Oligoceno
superior). Estas estructuras supratenues están relacionadas en su
formación, a fallas distensivas pre-andinas de basamento reactivadas,
clasificándose como trampas de falla.
Area Chaco
Es el área exploratoria de mayor extensión con 119.000 km 2 (Fig.
8.1), ubicada al sudeste del país en una llanura cubierta por
material aluvial con bajos lomerios de arena del Neógeno y
Cuaternario. En esta región se encuentra la zona pantanosa de los
Bañados del Izozog, ubicada en la parte central, y que presenta dos
sistemas de drenaje fluvial pertenecientes a las cuencas
hidrográficas del Amazonas y del Plata. La región dispone de
buenas vías de acceso, tanto aérea como por ferrocarril y
numerosos caminos secundarios.
La zona cuenta con trabajos de prospección aeromagnética, y una
red de líneas sísmicas que cubre casi toda el área, así mismo se
dispone de información gravimétrica en algunos sectores. Se han
perforado cerca de una veintena de estructuras con descubrimiento
de hidrocarburos en cuatro de ellas.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a una llanura
aluvial baja, caracterizada al sudeste por colinas aisladas de poca
altitud, correspondientes a afloramientos del Devónico, Carbonífero
y Jurásico.
Desde el punto de vista estructural, la Llanura Chaqueña puede ser
dividida por el Alto del Izozog en dos zonas: En la primera, al
norte, se presentan grandes estructuras de baja amplitud con
orientación NW-SE, generadas posiblemente por reactivación de
fallas pre-andinas de basamento y por el levantamiento Jurásico-
Neógeno del Alto del Izozog. Cuatro de estas estructuras corresponden
a campos descubiertos. Sobre la base de estudios sismoestratigráficos,
se han localizado en el área zonas de interés para la
prospección de trampas estratigráficas. Esta zona comprende los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico,
Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, que acuñan contra el
Cratón de Guaporé, tanto por traslapamiento como por erosión en
diferentes niveles.
La zona sur corresponde mayormente a un homoclinal que levanta
hacia el este, contra el Alto del Izozog y el Alto de Michicola. Si
bien la zona es pobre en cantidad de estructuras, existen
condiciones favorables para la investigación de trampas
estratigráficas.
Due to the presence of the Paleozoic wedge in the foredeep area,
where hydrocarbon generation is possible, this area is considered as
a potentially prospective region. According to source and reservoir
rock analyses carried out in different locations of the North
Subandean, as well as the analysis of Paleozoic rocks crossed
through by the well in the Madre de Dios basin, the presence of
source rocks and reservoirs in the Devonian, Jurassic and Neogene
systems is expected in this prospective area.
At its southern limit, against the Piedmont exploratory play
(Boomerang Hills), there is an area called “Lowlands,” in which
the Patusujal and Los Cusis structures were bored, both of them
being hydrocarbon producers of the Petaca Formation (upper
Oligocene). In their formation, these supra-thin structures are
related to jostled Pre-Andean distensive basement faults, having
been classified as fault traps.
Chaco Play
With 119,000 km 2 , this is the exploratory play with the largest
extension (Fig. 8.1). It is located southeast, in a plain covered by
washout material with low Neogene and Quaternary sand hills.
The Bañados de Izozog swampy area is located in this region. It is
located in the central part, and presents two fluvial drainage
systems that belong to the Amazon and del Plata hydrographic
basins. There is good access in the region, both by air and train, as
well as by numerous secondary roads.
The area has been subject to aeromagnetic prospecting works, and
the seismic line network covers almost the entire area. Likewise,
there is gravimetric information available on some of the sectors.
Nearly twenty structures have been bored, having found
hydrocarbons in four of them.
Morphologically, this exploratory play pertains to a low alluvial
plain, featured by isolated, low altitude hills, to the southeast,
pertaining to Devonian, Carboniferous and Jurassic outcrops.
From the structural point of view, the Chaco Plain can be divided
into two areas, separated by the Izozog Height. The first area, to
the north, displays large structures of low amplitude and NW_SE
orientation. They were probably generated by the jostling of Pre-
Andean basement faults and by the Jurassic-Neogene uplift of the
Izozog Height. Four of these structures are open fields. On the
basis of seismostratigarphic studies, interest areas for stratigraphic
trap prospecting have been located in the area. This area comprises
the Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems that are wedged
against the Guaporé Craton by both, overlapping and erosion at
different levels.
The southern area pertains mostly to a homocline that rises to the
east against the Izozog Height and the Michicola Height. Although
this area is poor in structures, there are favorable conditions for the
investigation of stratigraphic traps.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La secuencia estratigráfica de la zona sur presenta los mejores
desarrollos en su borde occidental, limítrofe con el área
exploratoria Pie de Monte. Está formada por sedimentos de los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Triásico, Jurásico,
Paleógeno tardío y Neógeno, apreciándose un franco acuñamiento
del Triásico al Neógeno hacia el noreste, y al este contra los altos
de Izozog y Michicola respectivamente. La distribución areal de los
sistemas mencionados en la región se muestra en las figuras 8.4 a
8.9.
La extensa cuenca siluro-devónica que abarca esta área, alberga
unidades marinas con condiciones favorables para la generación,
migración y acumulación de hidrocarburos. A su vez se presentan
en el Mesozoico y Cenozoico, buen desarrollo de rocas reservorio y
sello. Las rocas madre de mayor potencial generador, corresponden
al Devónico medio y superior, y según análisis de contenido
orgánico se clasifican de pobres a buenas. La generación se produjo
desde el Pérmico al Neógeno.
Una característica especial de esta área, es la presencia de grandes
canales en el Carbonífero, los cuales se desarrollaron tanto al norte
como al sur y corren de SE a NW en el norte, y S-N en la región
sur (Fig. 8.10). Estos canales están rellenados por areniscas
macizas, diamictitas y conglomerados que constituyen buenas vías
para la migración de petróleo, las mismas que en combinación con
rocas sello y una componente estructural pueden constituir
excelentes trampas para hidrocarburos.
The stratigraphic sequence in the southern area displays the best
development on its western border, which is the limit with the
Piedmont exploratory play. It is made up by sediments of the
Silurian, Devonian, Carboniferous, Triassic, Jurassic, Late Paleogene
and Neogene systems, displaying a frank wedging of the
Triassic to the Neogene, against the Izozog and Michola Heights,
in the northeast and in the east, respectively. The area distribution
of the aforementioned systems in the region is shown in figures 8.4
through 8.9.
The extensive Silurian-Devonian basin encompassing this area
shelters marine units with favorable conditions for the generation,
migration and accumulation of hydrocarbons. At the same time, in
the Mesozoic and Cenozoic, there is a good development of
reservoir and seal rocks pertaining to the Middle and Upper
Devonian. According to an organic content analysis, these rocks
are classified as poor through good. Generation occured from the
Permian to the Neogene.
A special feature in this area is the presence of large canals in the
Carboniferous. Such canals developed both in the north and south,
and run from SE to NW in the north, and S-N in the southern
region (Fig. 8.10). These canals are filled by massive sandstones,
diamictites and conglomerates that constitute good migration roads
for oil, and in combination with seal rocks and a structural
component, they can construct excellent hydrcarbon traps.
Area Subandino Norte
Ubicada al NW del país (Fig. 8.1), con una extensión de 44.000
km 2 , coincide con la provincia geológica del mismo nombre, su
límite oriental con el área exploratoria Beni está claramente
demarcado tectónica y morfológicamente. El acceso a la región es
posible por vía terrestre y aérea, su diseño de drenaje es del tipo
enrejado de ríos antecedentes con un gran colector como es el río
Beni.
Se han efectuado en el área algunos trabajos sísmicos de serranía
por compañías privadas. Se realizaron también muchos trabajos de
prospección geológica de superficie, a cargo tanto de YPFB como
de compañías privadas, habiéndose perforado a la fecha cinco
estructuras sin éxito.
Morfológicamente esta área corresponde a una zona montañosa de
flancos abruptos con amplios valles sinclinales, resultado de una
fuerte tectónica de corrimientos, ocurridos entre fines del Mioceno
al Plioceno. El área se caracteriza por presentar estructuras comprimidas
y complicadas tectónicamente en superficie, y amplias en
profundidad.
La secuencia estratigráfica de interés petrolero dentro de esta área
exploratoria, comprende los sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero,
Pérmico Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno,
cuya distribución areal está indicada en los mapas correspondientes
a las figuras 8.4 a 8.9.
North Subandean Play
Located to the NW of the country (Fig. 8.1), with an extension of
44,000 km 2 , it coincides with the geological unit that goes by the
same name. Its eastern limit with the Beni play is clearly marked,
both tectonically and morphologically. Access to the region is
possible by land and air. Its drainage design is of a river grid type,
with a large collector like the Beni River.
In the area, private companies have carried out some seismic works
on the ridges. Several surface geological prospecting works have
also been carried out by both YPFB and private companies. To
date, five structures have been bored unsuccessfully.
Morphologically, this area pertains to a mountainous area with
abrupt flanks and extensive sincline valleys, resulting from the
strong thrust tectonics that took place towards the end of the
Miocene to the Pliocene. This area features compressed and
tectonically complicated structures on the surface, and extensive
ones at depth.
Within this exploratory play, the stratigraphic sequence that holds
oil-related interest comprises the following systems: Silurian,
Devonian, Carboniferous, Permian, Jurassic, Cretaceous, Late
Paleogene and Neogene. The area distribution of the above systems
is shown in the maps pertaining to figures 8.4 through 8.9.
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Estudios geoquímicos efectuados por YPFB y compañías privadas,
confirman que en esta área existen rocas madre de buena calidad en
el Devónico, Carbonífero y Pérmico, las cuales habrían generado
hidrocarburos durante el Neógeno. Así mismo, estudios petrofísicos
en estos sistemas, revelan la presencia de reservorios
arenosos de buena porosidad. También se considera la existencia
de reservorios en el Cretácico y Paleógeno tardío. Las rocas
reservorio anteriormente mencionadas cuentan con excelentes
rocas sello.
Geochemical studies carried out by YPFB and private companies
confirm that there are good quality source rocks in this area, which
would have generated hydrocarbons during the Neogene.
Likewise, petrophysical studies carried out in these systems reveal
the presence of arenaceous reservoirs with good porosity. The
existence of Cretaceous and Late Paleogene reservoirs is also
considered. The aforementioned reservoir rocks have excellent seal
rocks.
Area Subandino Sur
Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 75.000 km 2 ,
coincide con gran parte del sector sur de la provincia geológica
subandina, su limite oriental con el área Pie de Monte es de
carácter tectónico y morfológico. El acceso a esta región es posible
por vía férrea, aérea, y terrestre con caminos principales y
secundarios. El drenaje está controlado por los flancos de las
serranías y los valles sinclinales norte-sur, como también por ríos
principales de carácter antecedente como los ríos Grande, Parapetí,
Pilcomayo y Bermejo.
El sector oriental sur es parte del área tradicional; dispone de
información geológica de superficie y de subsuelo, desde los
inicios de la exploración petrolera en Bolivia en 1922, y en ella se
encuentran los primeros campos descubiertos como Bermejo,
Sanandita, Camiri y Camatindi. Incluyendo esta zona, en toda el
área exploratoria se han efectuado hasta hoy numerosos trabajos de
prospección geológica de superficie y perforatoria, destacándose la
zona sudoccidental como un área promisoria por su contenido de
estructuras y condiciones geológicas favorables. En los últimos
años, se llevaron a cabo trabajos sísmicos de serranía, así como
también estudios geoquímicos. La parte correspondiente al área
tradicional tiene un índice de riesgo menor al resto del área.
Morfológicamente esta área exploratoria corresponde a las
serranías subandinas formadas por una serie de cadenas paralelas
norte-sur, con elevaciones entre 1000 y 2000 m, las que están
relacionadas a pliegues elongados asimétricos, generados por la
orogenia andina dentro de la clásica faja cordillerana plegada y
corrida. Los anticlinales, de oeste a este, pasan de muy comprimidos
a poco comprimidos. Las edades varían sucesivamente en el
mismo sentido, desde el Mioceno medio hasta el Plioceno.
La secuencia estratigráfica de interés de esta área comprende los
sistemas Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico,
Jurásico, Paleógeno tardío y Neógeno, cuya distribución areal esta
indicada en los mapas correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.
Esta área se extiende sobre el sector occidental de la cuenca marina
siluro-devónica, en la que las formaciones pelíticas negras del
Devónico, fueron las principales generadoras de hidrocarburos
durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas interestratificadas
en las formaciones arenosas. Todas las pelitas mencionadas
presentan una proporción de materia orgánica de pobre a buena.
South Subandean Play
Located to the south of the country (Fig. 8.1), with an extension of
75,000 km 2 , this area coincides with a large part of the southern
sector of the Subandean geological unit. Its eastern limit with the
Piedmont area is of tectonic and morphological nature. Access to
this region is possible by train, air, and land, through main and
secondary roads. Drainage is controlled by the ridges’ flanks and
the north-south sincline valleys, as well as by the main preceding
rivers, such as the Grande, Parapetí, Pilcomayo and Bermejo rivers.
The south eastern sector is part of the traditional area; there is
geological information available regarding the surface and
subsurface since the beginning of the oil exploration in Bolivia in
1922, and the earliest open fields, such as Bermejo, Sanandita,
Camiri and Camatindi, are located in it. In the entire exploratory
play, this area included, numerous surface and perforation
geological prospecting works have been carried out to date, among
which, the south-western area stands out as a promising area for its
structure content and favorable geological conditions. In recent
years, seismic works of the ranges and geochemical studies have
been carried out. The part pertaining to the traditional area has a
lesser risk index than the rest of the area.
Morphologically, this exploratory play corresponds to the Subandean
ranges formed by a series of north-south parallel chains, with
elevations ranging between 1000 and 2000 m, which are related to
elongated assymetrical folds generated by the Andean orogeny,
within a classical range fold-thrust belt. From west to east, the
sinclines shift from very compressed to little compressed. The ages
vary successively in the same direction, from the Middle Miocene
to the Pliocene.
In this area, the stratigraphic sequence of interest comprises the
Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems. Their area distribution is
shown in the maps pertaining to figures 8.4 though 8.9.
This area extends over the western sector of the Silurian-Devonian
sea basin, in which the Devonian black pellitic formations were the
main hydrocarbon generators during the Miocene-Pliocene,
including the interbedded shale in the arenaceous formations. All
the above-mentioned pellites display a poor to good organic matter
proportion.
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REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica,
alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a
las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las
cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La
Formación Iquiri tiene reservorios productivos a profundidad
media, mientras que las formaciones Santa Rosa y Huamampampa
contienen reservorios profundos, tanto productivos como
potenciales. Arcillas intercaladas con los reservorios mencionados,
son excelentes rocas sello. Existen también reservorios productivos
en el Carbonífero, Pérmico, Triásico y Jurásico.
Area Pie de Monte
Ubicada al sur del país (Fig. 8.1), con una extensión de 33.000 km 2 ,
corresponde en gran parte a la faja oriental del sector sur de la
provincia Subandina. Esta área exploratoria en su parte norte (área
Santa Cruz-Boomerang) inflexiona hacia el noroeste, extendiéndose
hasta las cercanías de Villa Tunari. Se trata de una faja
relativamente delgada, de 30 a 60 km de ancho, cuyos limites
oriental y occidental con las áreas Subandino Sur y Chaco,
respectivamente, son de carácter tectónico y morfológico.
Por su importancia petrolera esta área cuenta con numerosos
estudios de prospección geológica, geofísica y geoquímica. Desde
el punto de vista de la actividad exploratoria es considerada como
un área madura, siendo la región que contiene el mayor número de
campos descubiertos.
La región presenta colinas bajas, que reflejan la menor
deformación tectónica del ultimo frente de la orogenia andina,
donde son comunes estructuras de baja amplitud con fallamientos
de moderado rechazo, constituyendo trampas estructurales abiertas
en el Neógeno propicias para el entrampamiento de hidrocarburos.
Morfológicamente la zona central-oriental de esta área,
corresponde a una llanura semejante a la del área Chaco y solo sus
características tectónicas las separan de ella. Desde el punto de
vista estratigráfico-estructural, la región se divide en una zona
norte y otra sur separadas por el Río Grande.
La secuencia estratigráfica en la zona sur comprende los sistemas
Silúrico, Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico,
Paleógeno tardío y Neógeno, mientras que en la zona norte, esta
secuencia se repite hasta el Carbonífero, sobre el cual apoya el
Jurásico, Cretácico, Paleógeno tardío y Neógeno, ver figuras 8.4 a
8.9.
La zona norte, limite con el área Beni, conocida como área
Boomerang, está caracterizada por ser una zona de transferencia
del último frente de deformación andina, donde predominan las
trampas de falla, principalmente en su sector central correspondiente
a los lomerios de Santa Rosa o Boomerang Hills, cuyas
estructuras están alineadas en forma de un arco. Otra particularidad
es la presencia de reservorios silúricos, además de los reservorios
presentes en los sistemas anteriormente citados .
Esta área se extiende sobre el sector central de la cuenca marina
siluro-devónica (Fig. 8.5), en la que los sedimentos pelíticos de
color negro del Devónico fueron los principales generadores de
During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos
formations alternated with progradation episodes of deltas related
to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri formations,
which present regular to poor secondary porosity. The Iquiri
Formation has productive reservoirs at medium depth, while the
Santa Rosa and Huamampampa Formations contains deep
reservoirs, both productive and potential. The clays interbedded
with the above-mentioned reservoirs are excellent seal rocks. There
are also productive reservoris in the Carboniferous, Permian,
Triassic and Jurassic.
Piedmont Play
Located in the southern part of the country (Fig. 8.1), with an
extension of 33,000 km 2 , to a great extent this area pertains to a
eastern belt of the southern sector of the Subandean unit. In its
northern part (Santa Cruz – Boomerang area), this exploratory play
bends northwest, extending into the Villa Tunari surroundings. It is
a relatively thin belt, approximately 30 to 60 km wide, of which the
eastern and western boundaries with the South Subandean and
Chaco areas, respectively, are tectonic and morphological in nature.
Due to its economic importance, this area has been subject of much
geological, geophysical and geochemical prespecting. From the
point of view of exploratory activity, it is considered as a mature
area, containing the largest number of open fields.
The region presents low hills, reflecting the lesser tectonic
deformation of the Andean orogeny’s last front. Here, low
amplitude structures with moderate rejection faultings are common,
and constitute open structural traps in the Neogene, which are fit to
trap hydrocarbons.
Morphologically, the central-western part of this area pertains to a
plain similar to that of the Chaco area, differing only their tectonic
features. From the stratigraphic-structural point of view, the region
is divided into a northern area and a southern area, separated by the
Grande River.
In the southern area, the stratigraphic sequence comprises the
Silurian, Devonian, Carboníferous, Permian, Triassic, Cretaceous,
Late Paleogene and Neogene systems, while in the northern area,
this sequence repeats itself up to the Carboniferous, over which
lean the Jurassic, Cretaceous, Late Paleogene and Neogene, see
figures 8.4 through 8.9.
Limiting with the Beni play, the northern area is known as the
Boomerang area. Its feature is being a transference area of the last
Andean deformation front, where fault traps prevail mainly in the
central sector, which pertains to the Santa Rosa Hills or Boomerang
Hills. These hills’ structures are aligned in the shape of an arc.
Other distinguishing feature is the presence of Silurian reservoirs,
other than the reservoirs present in the aforementioned systems.
This area extends over the central sector of the Silurian-Devonian
marine basin (Fig. 8.5), in which the Devonian black pellitic
sediments were the main hydrocarbon generators during the
152

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
hidrocarburos durante el Mioceno-Plioceno, incluyendo las lutitas
interestratificadas de las formaciones arenosas, todas las pelitas
mencionadas presentan una proporción de materia orgánica de
pobre a buena.
Las formaciones Icla y los Monos, durante la deposición devónica,
alternaron con episodios de progradación de deltas relacionados a
las formaciones arenosas Santa Rosa, Huamampampa e Iquiri las
cuales presentan una porosidad secundaria de regular a pobre. La
Formación Iquiri tiene reservorios productivos solo en el sector sur,
mientras la Formación Huamampampa contiene reservorios
potenciales para algunas estructuras. El mayor volumen de
producción de esta área exploratoria proviene de reservorios
carboníferos, sin embargo existen producciones importantes en
reservorios pérmicos, triásicos, jurásicos, cretácicos y del
Paleógeno tardío (estos tres últimos mayormente en el área
Boomerang).
Area Altiplano
El Altiplano boliviano, es una extensa área exploratoria ubicada
entre la Cordillera Oriental y Occidental coincidente con la
provincia geológica del mismo nombre. Tiene una extensión de
95.000 km 2 (Fig. 8.1) y una variedad de vías de acceso.
A partir de 1960 tanto YPFB como compañías privadas, efectuaron
gran actividad exploratoria relacionada a geología, geofísica,
geoquímica y perforación exploratoria, esta ultima consistente en
ocho perforaciones dispersas en toda la región, que proporcionaron
valiosa información para efectuar una mejor evaluación de los
parámetros del sistema hidrocarburífero de la región, también
cuenta con fotografías aéreas convencionales e imágenes
satelitales.
El Altiplano es una extensa planicie elevada de 150 km de ancho
por 800 km de largo, cuya altitud fluctúa entre los 3.650 a 4.000 m,
constituida por profundas fosas y depresiones neógenas rellenadas
con sedimentos sinorogénicos neógenos y cuaternarios. En esta
planicie emergen serranías aisladas con alturas que llegan a los
4.800 m, integradas por rocas sedimentarias proterozoicas, paleozoicas,
mesozoicas y cenozoicas, de esta última edad también se
presentan rocas ígneas. Colectores del sistema de drenaje son los
lagos Titicaca (3808 m), Poopó (3686 m) y los salares de Uyuni
(3730 m) y Coipasa (3653).
Estructuralmente el Altiplano se puede dividir longitudinalmente
en dos partes, una occidental y otra oriental, la primera
caracterizada por hemigrábens neógenos, formados a lo largo de
fallas transcurrentes sinistrales de rumbo N-S, que formaron
estructuras por inversión tectónica durante la compresión Andina,
con buenas condiciones estructurales para el entrampamiento. Los
depósitos asociados de relleno son sinorogénicos continentales y
tienen como fuente de aporte la Cordillera Occidental de carácter
volcano-sedimentario. La secuencia estratigráfica de esta parte
occidental, comprende al Paleozoico indiferenciado, Cretácico,
Paleógeno y Neógeno, secuencia que descansa sobre el
Proterozoico.
Miocene-Pliocene, including the interbedded shale in the
arenaceous formations. All the above-mentioned pellites display a
poor to good organic matter proportion.
During the Devonian deposition, the Icla and Los Monos
formations alternated with progradation episodes of deltas related
to the arenaceous Santa Rosa, Huamampampa and Iquiri
formations, which present regular to poor secondary porosity. The
Iquiri Formation has productive reservoirs only in the southern
sector, while the Huamampampa Formation contains potential
reservoirs for some structures. The largest production volume in
this exploratory play comes from Carboniferous reservoirs;
however, there is significant production in Permian, Triassic,
Jurassic, Cretaceous, and late Paleogene reservoirs (The latter three
mainly in the Boomerang area).
Altiplano Play
The Bolivian Altiplano is an extensive exploratory play located
between the Eastern and Western Cordilleres, and coinciding with
the geological unit that goes by the same name. It has an extension
of 95.000 km 2 (Fig. 8.1), and a variety of access routes.
Since 1960, both YPFB and private companies carried out a great
deal of exploratory activity related to the geology, geophysics,
geochemistry, and exploratory perforation. The latter refers to eight
scattered perforations in the whole region, which provided valuable
information to make a better evaluation of the region’s hydrocarbon
system parameters. There are also conventional aereal
photographs and satellite images.
The Altiplano is an extensive elevated plain of a width of 150 km
by a length of 80 km. Its altitude ranges between 3,650 and 4,000
m. It is made up by deep trenches and Neogene depressions infilled
with synorogenic Neogene and Quaternary sediments. In this plain,
isolated ranges rise, reaching up to 4,800 m, and made up by
Proterozoic, Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic sedimentary rocks.
There are also igneous rocks of the latter age. The drainage
system’s collectors are the lakes Titicaca (3808 m), Poopó (3686
m), and salars Uyuni (3730 m) and Coipasa (3653 m).
Structurally, the Altiplano can be divided lengthwise into two
parts: the eastern and western parts. The former features Neogene
hemigrabens formed along the N-S trend transcurrent sinistral
faults that formed structures by tectonic inversion during the
Andean compression, with good structural conditions for
entrapment. The associated infill deposits are continental
synorogenic, and have the Western Cordillera, of volcanosedimentary
nature, as input source. The stratigraphic sequence of
this western part comprises the undifferentiated Paleozoic,
Cretaceous, Paleogene and Neogene. This sequence rests upon the
Proterozoic.
153

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La parte oriental está caracterizada por un sistema de
cabalgamientos con vergencia oeste, y cabalgada por la Cordillera
Oriental, con la acumulación de gran cantidad de conglomerados
neógenos sinorogénicos con clastos paleozoicos procedentes del
este. La secuencia estratigráfica comprende al Ordovícico, Silúrico,
Devónico, Carbonífero, Pérmico, Triásico, Cretácico, Paleógeno y
Neógeno (el Devónico-Triásico en el sector del lago Titicaca). El
Cretácico está bien desarrollado y expuesto al oeste y sur del lago
Poopó. Los anticlinales formados por la orogenia andina en esta
área oriental, son generalmente de baja amplitud con fallas de
buzamiento este, los que se consideran como buenas trampas para
hidrocarburos, y es en esta área donde se ubican la mayor parte de
las estructuras perforadas. En el sector sur de esta parte existen
también trampas complejas formadas por transpresión sobre fallas
de rumbo, afectadas por diapirismo y fallamiento.
En toda el área, para la secuencia continental y marina jurásicacretácica-paleocena,
se define un modelo tectono-estratigráfico
complejo, con el desarrollo de sistemas de rifts emplazados sobre
fallas antiguas extensionales o de cizalla (Fig. 8.11). En el limite
oriental del Altiplano, está ubicado el "Alto Tectónico de Oruro-
Carata", de rumbo NNW-SSE, que separa el rift altiplánico del rift
cordillerano de Maragua. La distribución areal de todas las secuencias
estratigráficas mencionadas pueden observarse en los mapas
correspondientes a las figuras 8.4 a 8.9.
La presencia de roca madre en la parte occidental del área es
incierta, mientras que en el sector oriental se han determinado
buenas rocas madre en la Formación el Molino, la Formación
Chaunaca y el Devónico. Las rocas madre cretácicas estuvieron en
diferentes estadios dentro la ventana del petróleo durante el
Neógeno.
The eastern part features a thrusting system with west vergence,
ridden by the Eastern Cordillera, with the accumulation of a large
number of Neogene synorogenic conglomerates, with Paleozoic
clasts coming from the east. The stratigraphic sequence comprises
the Ordovician, Silurian, Devonian, Carboniferous, Permian,
Triassic, Cretaceous, Paleogene and Neogene (the Devonian-
Triassic in the lake Titicaca sector). The Cretaceous is well
developed and exposed to the west and south of the Poopó Lake.
In this eastern area, the anticlines formed by the Andean orogeny
are generally of low amplitude, with east dip faults. These
anticlines are considered as good hydrocarbon traps. Most of the
bored structures are located in this area. In the southern sector,
there are also complex traps formed by the transpressure over strike
faults affected by diapyrism and faulting.
For the continental and Jurassic–Cretaceous-Paleocene marine
sequence, in the whole area, a complex tectonic-stratigraphic
model is defined, including the development of rift systems bedded
over odl extensional or shear faults (Fig. 8.11). In the Altiplano’s
eastern limit, the “Oruro-Carata Tectonic Height” is located with
NNW-SSE trend, separating the High Plateau rift from the
Maragua range rift. The area distribution of all the abovementioned
stratigraphic sequences can be seen in the maps
pertaining to the figures 8.4 through 8.9.
The presence of source rock in the western part of the area is
uncertain. Meanwhile, good source rocks have been determined to
be present in the El Molino and Chaunaca formations, as well as in
the Devonian. During the Neogene, the Cretaceous source rocks
were at different stades within the oil window.
En las secuencias estratigráficas arriba mencionadas abundan tanto
rocas reservorio como rocas sello. Si bien esta región no es
productiva en la actualidad, existen dos referencias importantes de
producciones asociadas, como son el campo agotado de petróleo de
Pirín en la parte peruana del lago Titicaca y los campos en actual
producción del Palmar Largo, Caimancito y otros en el norte
argentino, siendo la Formación Yacoraite la productora,
equivalente a la Formación cretácica El Molino. Estas referencias
mantienen el interés exploratorio del área.
Area Pantanal
Es una región pequeña de llanura, ubicada en el extremo oriental
del país (Fig. 8.1), en área de influencia del Cratón del Guaporé.
Coincide con la provincia geológica del mismo nombre y es parte
de la cuenca vecina del Pantanal brasileña. En vista de no tener
suficientes conocimientos geológicos del área, se considera a la
misma, como área potencial para futuras investigaciones, por tanto,
esta área no será discutida en este capítulo.
In the above-mentioned stratigraphic sequences, there are plenty
reservoir and seal rocks. Although this region is not currently
productive, there are two important references of associated
productions, such as the depleted oil field of Pirín, in the Peruvian
part of Lake Titicaca, and others in northern Argentina, where the
Yacoraite Formation, equivalent to the Cretaceous El Molino
Formation is the producer. These references maintain the
exploratory interest in the area.
Pantanal Play
It is a small plain region, located in the eastern end of the country
(Fig. 8.1), in the Guaporé Craton influence area. It coincides with
the geological unit that goes by the same name, and is part of the
neighboring Brazilian Pantanal basin. In view of the insufficient
geological knowledge of the area, this region is considered as
potential for future investigations; therefore, this area will not be
discussed in this chapter.
154

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
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155

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.1 Areas de Exploración / Exploration Plays
1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Subandino Norte, 5) Subandino Sur, 6) Pié de Monte, 7) Altiplano, 8) Pantanal.
156

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.2 Provincias geológicas / Geological Provinces
1) Madre de Dios, 2) Beni, 3) Chaco, 4) Cratón de Guaporé, 5) Subandino, 6) Cordillera Oriental, 7) Altiplano, 8) Pantanal, 9) Cordillera Occidental.
157

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.3 Unidades Geotectónicas / Geotectonics Units
1) Cratón de Guaporé, 2) Macizo de Arequipa, 3) Macizo Pampeano, 4) Macizo Paraguayo, 5) Alto Madidi, 6) Alto del Izozog, 7) Alto de Michicola
158

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.4 Cuenca Tacsariana: Cámbrico superior-Ordovícico
Tacsarian Basin: Upper Cambrian – Upper Ordovician
a) Enadere – Tarene, b) Anzaldo - San Benito, c) Iscayachi - Cieneguillas, d) Avispas, e) Camacho – Sama.
159

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.5 Cuenca Cordillerana: Silúrico inferior – Carbonífero inferior
Cordilleran Basin: Lower Silurian – Lower Carboniferous
a) Río Carrasco – Kaka; b, e, g) Cancañiri – Saipurú; c, d) Cancañiri – Collpacucho; f, h, i) El Carmen – Limoncito.
160

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.6 Cuenca Subandina: Carbonífero superior – Triásico superior
Subandean Basin: Upper Carboniferous – Upper Triassic
a) Yaurichambi – Bopi; b) Grupo Titicaca; c, d) Grupos Macharetí, Mandiyutí y Cuevo.
161

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.7 Cuenca Andina I (a): Jurásico inferior – Cretácico superior
Andean I (a) Basin: Lower Jurassic – Upper Cretaceous
a) Beu ; b, d) Entre Ríos – Cajones; c) La Puerta – El Molino; e) Condo – El Molino
162

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.8 Cuenca Andina I (b): Paleoceno
Andean I (b) Basin: Paleocene
a) Eslabón – Flora; b) Cajones (parte); c) Santa Lucía – Tiahuanacu; d, e) Santa Lucía – Potoco.
163

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.9 Cuenca Andina II: Oligoceno superior – Presente.
Andean II Basin: Upper Oligocene – Present
a) Bala – Tutumo; b) Coniri – Ulloma; c) San Vicente – Los Frailes; d) Petaca – Emborozú.
164

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 8.10 Paleocanales carboníferos: Grupo Macharetí.
Carboniferous paleochannels: Macharetí Group.
a) Montecristo; b) Río Grande; 3) Tita; 4) Camiri, 5) Estructura de Tucavaca.
165

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 8.11 Cuenca Andina: Cretácico – Paleoceno.
Andean Basin: Cretaceous – Paleocene
1) Santa Lucía, 2) El Molino, 3) Chaunaca, 4) Aroifilla, 5) Miraflores, 6) Tarapaya, 7) Sucre, 8) Ravelo, 9) Torotoro, 10) La Puerta, 11) Condo, 12 Yura.
(Fuente: Meneley Enterprices Ttd.)
166

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 9
LAS PROVINCIAS Y EPOCAS METALOGENICAS DE
BOLIVIA EN SU MARCO GEODINAMICO
BOLIVIAN PROVINCES AND METALOGENETIC EPOCHS
IN ITS GEODYNAMIC CONTEXT
Bertrand Heuschmidt (1) & Vitaliano Miranda-Angles (2)
Situada en el centro del continente sudamericano, Bolivia ocupa
una posición geológica, y por tanto metalogénica, privilegiada,
participando a la vez del escudo brasileño, del orógeno andino y de
las cuencas amazónica y platense. Cada una de estas megaunidades
morfoestructurales se caracteriza por una historia geológica propia.
El escudo precámbrico es el producto de varios ciclos sedimentarios
y orogénicos proterozoicos a los que sucedió un largo
período de relativa estabilidad, de pedogénesis y de aluvionamiento
hasta el presente. Las cordilleras y altiplanicies de los Andes
Centrales, eslabones del cinturón móvil circumpacífico, se
plasmaron a través de una sucesión de fases tectónicas y plutonovolcánicas
que alternaron con períodos cada vez más breves de
sedimentación detrítica, marina y luego terrígena. Por su lado las
cuencas del Amazonas y del Río de la Plata, cuya porción boliviana
constituye la llamada llanura Chaco-Beniana, fueron modeladas
por los ciclos plio-cuaternarios de degradación y agradación
fluviales resultantes, sobre todo, de la neotectónica regional y,
aguas arriba, de los cambios de perfil hidrográfico ligados a los
movimientos tardiorogénicos andinos.
A la evolución geodinámica contrastada de estas tres unidades
geoestructurales corresponden historias metalogénicas igualmente
contrastadas. En el escudo precámbrico han sido identificadas tres
épocas metalogénicas proterozoicas vinculadas con los ciclos
sedimentarios y tectono-magmáticos San Ignacio (aprox. 1600 (?)–
1300 Ma), Sunsas (aprox. 1300–950 Ma) y Brasiliano (aprox. 650–
500 Ma), otra, menor jurásico-cretácica en relación con un magmatismo
alcalino anorogénico y una quinta cenozoica fruto de varios
ciclos meteóricos continentales. El cinturón orogénico andino fue
escenario de dos ciclos metalogénicos mayores: el primero
asociado a un plutonismo ácido de edad triásico-jurásica, el
segundo, que fue de lejos el más desarrollado y productivo en
Located in the center of the South American Continent, Bolivia has
a priviliged geological, and therefore metallogenic position, being
part at the same time of the Brazilian shield, Andean orogen, and
the Amazon and La Plata basins. Each one of these morphostructural
megaunits are characterized by their own geological
history. The Pre-Cambrian shield is the product of several
Proterozoic sedimentary and orogenic cycles, which were followed
by a long period of relative stability, pedogenesis and outwash
lasting into the present. As links of a circumpacific mobile belt, the
cordilleras and altiplanicies of the Central Andes were molded
through a succession of tectonic and pluton-volcanic phases which
alternated with decreasingly shorter detrital, marine and later
terrestrial sedimentation periods. The Amazon basins, and Río de la
Plata basins on their part, make up the so-called Chaco-Beni Plain,
were modelled by Plio-Quaternary fluvial degradation and
gradation cycles, which resulted mostly of the regional neotectonics,
and upstream, of the hydrographic profile linked to the
late orogenic Andean movements.
The contrasted geodynamic evolution of these three units has
equally contrasted metallogenic histories. At the Pre-Cambrian
shield, three Proterozoic metallogenic eras have been identified,
linked to the sedimentary and tectonic-magmatic San Ignacio
(approx. 1600 (?)–1300 Ma), Sunsas (approx. 1300–950 Ma) and
Brazilian (approx. 650–500 Ma) cycles, a smaller Jurassic-
Cretaceous one, pertaining to an alkaline anorogenic magmatism,
and a fifth Cenozoic one, product of several continental meteoric
cycles. The Andean orogenic belt was the set of two major
matellogenic cycles: the first one is associated to an acidic
plutonism of Triassic-Jurassic age; the second was by far the most
developed and productive cycle in Bolivia, controlled by a
----------
(1) Consultor en Metalogenia, Casilla 13803, La Paz, Bolivia
(2) Consultor en Geología, SERGEOMIN, Casilla 2729, La Paz
167

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Bolivia, controlado por una diversidad de procesos de actividad
tectono-termal, de sedimentación terrígena epicontinental y de
erosión postectónica relacionados con las fases sucesivas de
diastrofismo andino desde el final del Paleógeno hasta el Reciente.
Por último, la acumulación de aluviones en la llanura Chaco-
Beniana, consecuencia de varios episodios neógenos a holocenos
de reajuste isostático postcinemático y epirogénico (o aún de
deshielo interglaciar) en los Andes Orientales y su piedemonte,
estuvo acompañada, en el extremo norte del país, por la formación
recurrente y en gran escala de placeres fluviátiles antiguos y
modernos de oro procedente de los afloramientos paleozoicos
mineralizados de la Cordillera Oriental.
Dadas las evoluciones metalogénicas complejas y dispares de las
grandes regiones fisiográficas y geológicas de Bolivia, la sinopsis
que sigue tiene el propósito de explicar la yacimentología y los
ciclos de mineralización de cada una de ellas a la luz de su historia
geodinámica específica, enfocada dentro de un contexto geotectónico
global.
ESCUDO PRECAMBRICO
El escudo precámbrico boliviano, cuyos recursos minerales fueron
apenas explorados y explotados en el pasado (con excepción, hasta
cierto punto, del oro), se ha convertido recientemente en uno de los
más concurridos campos de prospección minera del país.
Las fajas metálicas precámbricas
Tres fajas metalíferas mayores se suceden subparalelamente de N a
S en el escudo proterozoico boliviano (fig. 9.1). De orientación
general NW-SE y de edad media decreciente hacia el S, están
estrechamente ligadas, tanto espacial como genéticamente, a los
cinturones orogénicos de San Ignacio, Sunsas y Tucavaca. Se trata
de la faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá, de la faja
polimetálica de Sunsas y de la faja ferro-manganesífera de Mutún-
Tucavaca. Los distintivos metalogénicos de cada una se hallan
resumidos a continuación de acuerdo al orden cronológico de las
épocas de mineralización y a la perspectiva global geodinámica de
esta reseña.
Faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá
Esta franja metalífera fronteriza de difícil acceso y de limitado
interés económico cuyo eje fisiográfico es el valle del río Paraguá
se desarrolla por 300 km, con 150 km de anchura máxima en
territorio boliviano, desde la Serranía San Simón al NNW hasta la
Provincia Alcalina de Velasco al SSE. A pesar de su aparente
unidad geotectónica, es una provincia mineral compósita,
“heterotípica” y “heterocrónica” (cf. Routhier 1980) por cuanto
engloba, dispersos hacia sus márgenes, depósitos de diversos tipos,
metales y edades.
diversity of processes including tectonic-thermal activity,
epicontinental terrigenous sedimentation and post-tectonic erosion,
related to succesive Andean diatrophism phases, from the end of
the Paleogene until the Recent. Last, at the northern end of the
country, in the Eastern Andes and their piedmont, the accumulation
of alluvia at the Chaco-Beni Plain, as consequence of several
Neogene to Holocene isostatic, post-kynematic, and epirogenic
readjustment (or even interglacier defrosting) episodes, was
accompanied by the recurrent and large-scale formation of old and
modern fluviatile gold placers, originated in the mineralized
Paleozoic outcrops of the Eastern Cordillera.
Given the complex and uneven metallogenic evolutions of the large
physiographic and geologic regions of Bolivia, the aim of the
following synopsis is to explain the study of reservoirs and the
mineralization cycles of each of them, in light of their specific
geodynamic histories, and focused on the global geotectonic
context.
PRE-CAMBRIAN SHIELD
With mineral resources barely explored and exploited in the past
(to some extent with the exception of gold), the Bolivian Pre-
Cambrian shield recently became on of the most attended mineral
prospecting fields in the country.
The Pre-Cambrian Metallic Belts
Three major metalliferous belts follow one another subparallely
from N to S in the Bolivian Proterozoic shield (fig. 9.1). With a
general NW-SE trend, and a mean age decreasing towards the
south, they are spatially and genetically linked to the San Ignacio,
Sunsas and Tucavaca orogenic belts. These belts are the goldmanganese
belt of the Paraguá Craton, the polymetallic belt of
Sunsas and the iron-manganese belt of Mutún-Tucavaca. The
metallogenic features of each are summarized as follows, according
to the chronological order of the mineralization eras, and the global
geodynamic perspective in this overview.
Gold-manganese Belt of the Paraguá Craton
With its physiographic axis at the Paraguá River valley, this
frontier metalliferous belt of difficult access and limited economic
interest unfolds for 300 km from the San Simón range to the NNW
up to the Alkaline Province of Velasco to the SSE, with a
maximum width of 150 km in Bolivian territory. In spite of its
apparent geotectonic unit, it is a “heterotypical” and “heterochronical”
composite mineral province (cf. Routhier 1980) since it
includes deposits of a variety of types, metals, and ages, which
become dispersed close to the margins.
168

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.1 Provincias metalíferas de Bolivia. Metalliferous provinces of Bolivia
Su historia metalogénica se divide claramente en cuatro épocas:
Proterozoico Medio, Mesozoico superior, Paleógeno y Cuaternario,
las dos primeras con mineralizaciones endógenas y las dos últimas
con removilizaciones exógenas de las menas anteriores. La más
Its metallogenic history is divided in four epochs: Middle
Proterozoic, Upper Mesozoic, Paleogene and Quaternary. The first
two feature endogenous mineralizations and the remaining two,
exogenous re-mobilizations of the former´s ores. The oldest, and at
169

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
antigua, y a la vez la más productiva, fue la época de la orogénesis
San Ignacio (aprox. 1400-1280 Ma), cuya intensa actividad
tectono-metamorfo-magmática dio origen a los filones y saddle
reefs sin a tardicinemáticos de oro mesotermal y, subsidiariamente,
de manganeso epitermal del cinturón de esquistos epizonales San
Ignacio de San Simón (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).
Mucho después, en el Jurásico superior-Cretácico, tuvo lugar un
ciclo tafrogénico anorogénico, pues ya intracratónico, de alcance
supracontinental (fragmentación del Gondwana, apertura del
Atlántico) cuyos resultados más visibles, en el extremo SSE de la
faja, fueron la intrusión de magmas alcalinos y la inyección
posterior de fluidos hidrotermales a lo largo de profundas fracturas
corticales de tensión de rumbo variable. Los intrusivos alcalinos
(foyaitas, pulaskitas, nordmarkitas, sienitas, carbonatitas, etc.)
comprenden los 15 plutones y múltiples diques ígneos satélites del
Complejo Alcalino de Velasco, emplazados hace unos 140 Ma
durante la transición Jurásico-Cretácico y casi todos alineados
sobre el eje SW-NE de un presunto rift abortado, así como, sobre la
prolongación NE del mismo eje, los diques subvolcánicos anulares
y esporádicos necks aglomerádicos del Complejo Carbonatítico
neocretácico de Manomó, muy silicificado y luego débilmente
mineralizado en elementos litófilos (U–tierras raras–Th–Nb) y Au
(Hawkins 1982, Litherland et al. 1986). En cuanto a la fase
hidrotermal postintrusiva, se tradujo por la formación, en gran parte
del escudo precámbrico, de un sinnúmero de extensos y muy
potentes (hasta unos 100 m) diques multidireccionales de cuarzo
brechoso. Estos diques, considerados subcontemporáneos del
complejo intrusivo de Manomó alrededor del cual abundan
particularmente, han sufrido como éste una alteración hipógena
penetrativa, seguida por una brechificación y por la inyección
fisural tardía de vetillas de sílice ferruginosa (Appleton et al.
1983). En la Serranía Huanchaca fueron señalados (Litherland
1982) pequeños diques de jasperoides brechificados e incluso, en el
Cerro Negrito, vestigios de filones de criptomelano acicular
bandeado asociados a dichos diques: tal depósito filoniano, que
constituye una preconcentración subeconómica de Mn, es de
carácter epitermal superficial, atribuible a fuentes termales
vulcanógenas activas en las postrimerías del ciclo riftogénico
cretácico.
En el transcurso del Cenozoico, la mineralización primaria de
manganeso del Cerro Negrito fue removilizada por varias fases de
erosión - lateritización post-epirogénicas y, en especial, enriquecida
hasta un grado virtualmente comercial por la primera y más
penetrativa de ellas que, probablemente en el Oligoceno, formó la
vasta superficie de peneplanización Pega Pega que no es sino la
Superficie Sul-Americana de Brasil (Litherland 1982).
Finalmente, la erosión cuaternaria de las vetas auríferas
mesoproterozoicas de la Serranía San Simón originó alrededor de
ésta una serie de placeres proximales de cauce actual y terrazas
principalmente y coluviales, de paleocanales o eluviales
ocasionalmente que, aunque modestos, resultan ser los mayores
yacimientos metálicos explotados hasta ahora en la faja metalogénica
del cratón de Paraguá (Biste et al. 1991).
the same time, most productive was the San Ignacio orogenesis era
(approx. 1400-1280 Ma), with an intense tectonic metamorphic and
magmatic activity which gave place to the San Ignacio of San
Simón lodes and saddle reefs, syn- to late kynematic, of mesothermal
gold, and subsidiarily, of epithermal manganese epizonal
schists (Pitfield 1983, Litherland et al. 1986).
Much later, during the Upper Jurassic-Cretaceous, an already
intercratonal, taphrogenic anorogenic cycle with continental reach
took place (fragmentation of the Gondwana, opening of the
Atlantic), which had more visible results: at the SSE end of the
belt, the intrusion of alkaline magmas and the later injection of
hydrothermal fluids along the deep crustal tension crevasses of
variable trend. The alkaline intrusives (foyalites, pulaskites,
nordmarkites, syenites, carbonatites, etc.) comprise the 15 plutons
and multiple satellite igneous dikes of the Velasco alkaline
Complex, which were emplaced about 140 Ma ago, during the
Jurassic-Cretaceous transition, almost all of them are aligned over
the SW-NE axis of the pressumed aborted rift, as well as the anular
subvolcanic dikes and sporadic agglomeradic necks of the Manomó
Neo-Cretaceous Carbonatitic Complex, over the NE extension of
the same axis, which were sillicified and later weakly mineralized
into litophyllic elements (U-rare earths-Th-Nb) and Au (Hawkins
1982, Litherland et al. 1986). With regards to the post-intrusive
hydrothermal phase, in a large portion of the shield, it was
translated by the formation of a countless number of extensive and
very powerful multidirectional brecciated quartz dikes (up to 100
m). These dikes, considered as sub-contemporary to the Manomó
intrusive complex, around which there are plenty of them, and just
like it, have experienced a penetrative hypogene alteration,
followed by a brecciation and the late injection of ferruginous silica
veins in the fissures (Appleton et al. 1983). In the Hunachaca
Range, small jasperoid brecciated dikes (Litherland 1982) and, at
Cerro Negrito, even vein remains of banded acicular cryptomelane,
related to such dikes; making up a sub-economic Mn preconcentration,
such vein deposit is superficial epithermal in nature, and
can attributed to active vulcanogene thermal springs during the
final years of the Cretaceous riftogenic cycle.
In the course of the Cenozoic, the primary manganese
mineralization of Cerro Negrito was re-mobilized by several
erosion-post-epirogenic lateritization phases, and was specially
enriched up to a virtually commercial extent by the first and
probably most penetrative of these phases, which probably formed
the vast Pega Pega peneplanation surface during the Oligocene.
The latter is nothing but the South American Surface of Brazil
(Litherland 1982).
Finally, the Quaternary erosion of the Meso-Proterozoic gold veins
of the San Simón Range originated a series of proximal placers,
mainly of current riverbeds and terraces, and occasionally
paleocanal colluvial or elluvial placers. Although modest, these
placers are the largest metallic beds exploited so far at the
metallogenic belt of the Paraguá Craton (Biste et al. 1991).
170

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja polimetálica de Sunsas
Heterotípica y heterocrónica como la precedente, esta faja, que a
grandes rasgos sigue el reborde sudoccidental del escudo
precámbrico boliviano, es la más extensa de éste, alargándose por
más de 750 km en dirección NNW-SSE a WNW-ESE entre los
distritos de Huachi y de Rincón del Tigre con un ancho variable de
20 a 100 km. Es también la más rica del escudo en metales no
ferrosos, particularmente en oro y metales de base, y por eso la más
activamente prospectada en la actualidad. En el plano metalogénico,
difiere de la anterior por dos características fundamentales:
?? Contiene varios cinturones de esquistos San Ignacio dotados de
secuencias y mineralizaciones volcano-sedimentarias comprobadas
o fuertemente presumidas.
Polymetallic Belt of Sunsas
Heterotypical and heterochronical as the former one, following
roughly the southwestern border of the Bolivian Pre-Cambrian
shield, this belt is the most extensive belt of such shield, extending
for over 750 km with a NNW-SSE to WNW-ESE trend between
the Huachi and Rincón del Tigre districts, and with a variable
width of 20 to 100 km. It is also the belt in the shield richest in
non-iron metals, particularly in gold and base metals. Therefore, it
is currently subject of the most active prospecting. At the
metallogenic plane, it differs from the preceding belt in two main
characteristics:
?? It contains several San Ignacio schist belts, provided with
proven or strongly pressumed volcanosedimentary sequences
and mineralizations.
Postulado
Postulated
Observado
Observed
Postulado
Postulated
Falla / Fault
Po
Au-Ag-Apy-Po
Po>Sph
Po>Sph
Sph>Po
Py
Au-Cpy
Po-Py
Zona enriquecida en alúmina y boro
High alumina and boron zone
Mineralización de oro diseminado
Disseminated gold mineralization
Oro en venillas
Stringer gold
Silicificación
Silicification
Filita negra
Black phyllite
Filita negra metalífera
Metalliferous black phyllite
Apy
Cpy
Po
Formación ferrífera bandeada
Banded iron formation
Py
Chert exhalativo
Exhalative chert
Sph
Riolita, riodacita
Rhyolite, rhyodacite
Argilita clorítica
Chloritic argillite
Arsenopirita
Arsenopyrite
Calcopirita
Chalcopyrite
Pirrotina
Pyrrhotite
Pirita
Pyrite
Esfalerita
Sphalerite
Fig. 9.2 Modelo metalogénico del yacimiento de oro sedex de Puquio Norte (según Adamek et al. 1996) /
Metallogenic model for the Puquio Norte sedex gold deposit (after Adamek et al. 1996)
171

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
?? Después del ciclo San Ignacio, estuvo sometida a una enérgica
reactivación tectono-termal durante la orogénesis Sunsas que,
además de crear sus propias concentraciones metálicas de
filiación magmática, removilizó las mineralizaciones volcanosedimentarias
o filonianas del ciclo San Ignacio y reconcentró
localmente sus elementos económicos en forma de vetas de
secreción más o menos proximal, conforme al concepto de
herencia metalogénica (Routhier 1980).
Cinco son las épocas significativas de concentración metálica que
han dado a esta faja su aspecto presente. La primera y la de mayor
interés actual para la prospección minera corresponde a la supuesta
etapa inicial de sedimentación (1600 (?)–1350 Ma) del ciclo
mesoproterozoico San Ignacio, la cual, como se ha visto más
arriba, estuvo acompañada de cierta actividad volcánica y
exhalativa metalotecta ya detectada o inferida, estos últimos años,
en una serie de cinturones de esquistos San Ignacio componentes
de la faja en cuestión. Es así que, en el cinturón débilmente
metamorfizado de Ñuflo de Chávez, Adamek et al. (1996) han
podido identificar una genuina secuencia volcano-sedimentaria
(Grupo Naranjal) de posible origen riftal ensiálico, con un
volcanismo bimodal predominantemente básico; una meta BIF de
esta secuencia alberga el yacimiento de oro sedex de Puquio Norte
(fig. 9.2 ), hoy sugestivamente el primero del escudo boliviano en
ser explotado a escala industrial. Más recientemente, un importante
yacimiento de sulfuros cupro-auríferos masivos, el de Miguela, ha
sido descubierto dentro de una pila volcano-sedimentaria comparable,
aunque más proximal y ácida, del vecino cinturón de
esquistos de Guarayos. Ultimamente, otros depósitos auríferos de
los dos tipos anteriores estaban en curso de exploración en el
cinturón de Ñuflo de Chávez. Si asumimos una similar génesis
volcano-sedimentaria, muy verosímil, para el protolito (en parte
cálcico y carbonatado) del yacimiento estratoligado igualmente
cupro-aurífero de Don Mario en el sureño cinturón de esquistos de
Cristal (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995), resulta notorio
que todas las mineralizaciones vulcanógenas singenéticas reconocidas
hasta el momento en el escudo están estrechamente ligadas al
arco principal SW de cinturones de esquistos del Supergrupo San
Ignacio, arco que, precisamente, constituye el metalotecto troncal
de la faja mineralizada de Sunsas. Ello significa que, de complementarse
estos hallazgos aún aislados de Au y Cu estratiformes a
estratoligados con otros dentro de los demás cinturones (Huachi,
Las Abejas, Salvatierra, El Puente, Zapoco, Nocemano, San
Ignacio, San Diablo, Los Huasos) del mismo arco, dicha provincia
metalogénica llegaría a convertirse en la primera faja volcanosedimentaria
metalífera evidenciada en Bolivia y por lo tanto,
indudablemente, no sólo en el área prospectiva prioritaria del
cratón precámbrico que ya es de hecho, sino incluso en una de las
principales de todo el país.
Sucediendo a esta fase de sedimentación bajo régimen probablemente
distensivo, la orogénesis San Ignacio, cuyos efectos fueron
algo atenuados en la faja geotectónicamente marginal de Sunsas,
no removilizó sino en pequeña escala la mineralización singenética
precedente, dando solamente origen a vetas menores y esporádicas
de cuarzo aurífero cual aquellas del distrito de San Ramón,
producidas por secreción sintectónica precoz del oro sedimentarioexhalativo
del Grupo Naranjal (Bennett 1986, Litherland et al.
1986).
?? After the San Ignacio cycle, it was subjected to an energetic
tectonic-thermal jostling during the Sunsas orogenesis, which, in
addition to creating its own magmatic filiation metallic concentrations,
also re-mobilized the volcanosedimentary or phyllonian
mineralizations of the San Ignacio cycle, and re-concentrated
locally its economic elements in the form of more or less
proximal secretion veins, according to the metallogenic
inheritance concept (Routhier 1980).
Five are the significant metallic concentration eras that have shaped
the current appearance of this belt. The first and of greater current
interest for mining prospecting is the initial superimposed
sedimentation stage (1600 (?)–1350 Ma) of the San Ignacio Meso-
Proterozoic cycle, which, as mentioned above, was accompanied
by volcanic and metallotect exhalative activity, which, during the
last few years was already detected or inferred in a series of San
Ignacio schist belts making up said belt. Thus, Adamek et al.
(1996) have been able to identify a genuine volcanosedimentary
sequence (Naranjal Group) in the weakly metamorphized Ñuflo de
Chávez belt. This sequence possibly has a riftal ensialic origin with
a predominantly basic bimodal volcanism; a meta BIF in this
sequence harbors the sedex gold bed of North Puquio (fig. 9.2),
suggestively nowadays the first bed in the Bolivian shield to be
exploited at industrial scale. More recently, an important massive
copper and gold sulphur bed, namely the Miguela bed, has been
discovered within a volcanosedimentary stack comparable,
although more proximal and acidic, to the neighboring Guarayos
schist belt. Lately, other gold deposits of the previous types were
programmed to be explored at the Ñuflo de Chávez belt. If we
assume a similar volcanosedimentary genesis, which is very
plausible, for the protolith (in part calcic and carbonated) of the
strata-related, equally copper and gold-bearing Don Mario bed in
the southern Cristal schist belt (Heuschmidt & Miranda-Martínez
1995), it is evident that all the vulcanogenic syngenetic mineralizations
recognized to date in the shield, are closely linked to the main
SW arc of the San Ignacio Supergroup schist belt. Precisely such
arc makes up the trunk metallotect of the Sunsas mineralized belt.
This means that, if these still isolated stratiform to strata-related Au
and Cu findings were to be complemented with other findings
within the other belts (Huachi, Las Abejas, Salvatierra, El Puente,
Zapoco, Nocemano, San Ignacio, San Diablo, Los Huasos) in the
same arc, such metallogenic province would become the first
metalliferous volcanosedimentary belt seen in Bolivia, and
therefore, without a doubt not only in the priority prospective area
of the Precambrian craton, but also in one of the main prospective
areas in the whole country.
Following this sedimentation phase under a probably distensive
regime, the San Ignacio orogenesis, the effects of which were
softened at the geotectonically marginal Sunsas belt, remobilized
only at small scale the preceding syngenetic mineralization,
originating only minor and sporadic auriferous quartz veins, just
like thos of the San Ramón district, produced by the precocious
syntectonic seccretion of sedimentary-exhalative gold of the
Naranjal Group (Bennett 1986, Litherland et al. 1986).
172

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Mucho más apreciables, generalizadas y diversificadas fueron las
repercusiones metalogénicas regionales de la orogénesis meso a
neoproterozoica Sunsas (1000–950 Ma aprox.), cuyo impacto fue
máximo a lo largo del cinturón móvil homónimo que engloba la
casi totalidad de la faja que nos ocupa. Ahí esta orogénesis se
caracterizó por un cizallamiento intenso y de gran alcance así como
por un plegamiento multifásico más o menos apretado (Litherland
et al. 1986). La formación de las grandes shear zones estuvo
acompañada por un metamorfismo de grado en general bajo a muy
bajo (aunque localmente medio), por una migmatización en
profundidad y por la intrusión de granitoides y pegmatitas sin a
tardicinemáticos. Fue seguida por la intrusión del Complejo
ultramáfico a máfico estratiforme Rincón del Tigre en el extremo
SSE del Cinturón Móvil y Arco Máfico de Aguapei que, más allá
del Cinturón Móvil de Sunsas, representa también el extremo SE de
la faja polimetálica considerada. A su vez siguió y clausuró el ciclo
la intrusión de granitos y doleritas postcinemáticos.
La mayor contribución metalogénica de la orogénesis Sunsas, fruto
de la acción combinada del plutonismo félsico, del metamorfismo
regional y del cizallamiento dúctil de su etapa de deformación
principal, consistió en una removilización y reconcentración
epigenéticas, a lo largo del Cinturón Móvil de Sunsas, de las
mineralizaciones o preconcentraciones geoquímicas sulfuros
masivos o sedex cupro-auríferos por lo esencial, oro filoniano o
fisural eventualmente formadas dentro de los cinturones de
esquistos San Ignacio en el transcurso del ciclo geodinámico del
mismo nombre. La universalidad de este proceso transformista en
tal contexto litoestratigráfico y tectono-termal explica la multiplicidad
de shear zones auríferas en los cinturones de Guarayos
(dist. de Miguela), de Cristal (distr. de Don Mario) y sobre todo,
gracias al marcado preenriquecimiento en oro del Grupo volcanosedimentario
Naranjal, de Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos,
Guapurutú, Los Clavos–San Clemente, etc.), entre otros
(Bernasconi & López–Montaño 1990, Peiser 1944, Litherland et al.
1986, Bennett 1986, Adamek et al. 1996, Heuschmidt & Miranda–
Martínez 1995).
La fase de plutonismo ácido sin a tardicinemático de la orogénesis
Sunsas generó también mineralizaciones de cierto interés comercial
en aquellos cinturones de esquistos San Ignacio del Cinturón Móvil
de Sunsas que fueron intruidos por pegmatitas complejas
tarditectónicas, las únicas metalíferas. Estas intrusiones más o
menos lenticulares, relativamente escasas pero voluminosas (hasta
más de 100 m de longitud por 35 de espesor), muestran en su
conjunto una clara zonación lateral a lo largo de la serie de
cinturones de esquistos de 250 km de extensión total en dirección
WNW–ESE que las aloja. En efecto, Sn–(Be), aunque en
proporciones subeconómicas, predominan en las pegmatitas del
cinturón de Guarayos, fuentes de los placeres aluviales estañíferos
del área de Ascensión de Guarayos; Be–Nb–Sn–(U–Th–tierras
raras) en las pegmatitas del cinturón de Ñuflo de Chávez (el más
rico con las minas San Miguel, La Verde y La Negra del distrito de
La Bella), que suministran un poco de estaño a los ríos de la región
situada al S de Concepción; y Be–Ta en aquellas del cinturón de
San Ignacio (cf. mina San Josema y otras del distrito de Los Patos)
(Appleton et al. 1983, Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos
1982).
The regional metallogenic repercusions of the Meso-to
Neoproterozoic Sunsas orogenesis (1000–950 Ma approx.), were
much more noticeable, generalized and diversified. It had a
maximum impact along the homonymous mobile belt that
encompasses almost the entire belt under discussion. There, this
orogenesis featured an intense and far-reaching shearing, as well as
a more or less tight ultiphase folding (Litherland et al. 1986). The
formation of large shear zones was accompanied by a generally
low to very low (although locally medium) degree of metamorphism
by the migmatization at depth, and by the intrusion of synto
late-kinematic granitoids and pegmatites. It was followed by the
intrusion of the stratiform ultramafic to mafic Rincón del Tigre
Complex, at the SSE end of the Aguapei Mobile Belt and Mafic
Arc which, beyond the Sunsas Mobile Belt, also represents the SE
end of the polymetallic belt under discussion. The post-kinematic
granite and dolerite intrusion, in turn, followed and ended the
cycle.
The greatest metallogenic contribution of the Sunsas orogeny,
product of the combined action of felsic plutonism, regional
metamorphism, and ductile shearing of its main deformation stage,
consisted of the epigenetic remobilization and reconcentration,
along the Sunsas Mobile Belt, of the mineralizations or geochemical
preconcentrations, essentially massive sulphurs or coppergold
sedex, ore gold, or eventually fissure gold, formed within the
San Ignacio schist belts in the course of the geodynamic cycle of
the same name. In such lithostratigraphic and tectonic-thermal
context, the universality of this transformational process explains
the multiplicity of the gold shear zones in the Guarayos (Miguela
district), Cristal (Don Mario distrit), and above all, due to the
marked enrichment in gold of the Naranjal volcanosedimentary
Group, in Ñuflo de Chávez (Chaco Lejos, Guapurutú, Los Clavos–
San Clemente, etc.), among others (Bernasconi & López–Montaño
1990, Peiser 1944, Litherland et al. 1986, Bennett 1986, Adamek et
al. 1996, Heuschmidt & Miranda–Martínez 1995).
The syn- to late-kinematic acidic plutonism phase of the Sunsas
orogenesis also generated mineralizations with certain commercial
interest at the San Ignacio schist belts of the Sunsas Mobile Belt,
which were intruded by late-tectonic complex pegmatites, the only
ones that are metalliferous. Relatively scarce but bulky (up to 100
m long by 35 m thick), these more or less spangled intrusions, as a
whole display a clear sidewise zonation along a series of schist
belts with a total extension of 250 km in a WNW-ESE trend, which
harbors them. In fact, although in subeconomic proportions, Sn-
(Be) predominate in the pegmatites of the Guarayos belt, being
sources of alluvial tin placers in the Ascensión de Guarayos area;
Be–Nb–Sn–(U–Th–rare earths) predominate in the pegmatites of
the Ñuflo de Chávez belt (the richest, with the San Miguel, La
Verde, and La Negra mines in the La Bella district), supplying
some tin to the rivers of the region located S of Concepción; and
Be-Ta prodiminate in those of the San Ignacio belt (cf. San Josema
and other mines in the Los Patos district) (Appleton et al. 1983,
Bennett & Zerain 1985, Appleton & Llanos 1982).
173

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Por último, hacia el fin del ciclo orogénico Sunsas, la intrusión del
Complejo Igneo bandeado Rincón del Tigre, megasill plegado de
hasta aproximadamente 5000 m de espesor diferenciado en
términos ultramáficos, máficos y félsicos de base a tope, trajo
consigo el preenriquecimiento en Ni y otros metales sideró o
calcófilos de las dunitas serpentinizadas que componen la mayor
parte de su unidad inferior ultramáfica, unidad cuya potencia
alcanza a su vez más de la mitad de aquella total del sill (Annells &
Burton 1984).
Más recientemente, el Complejo Rincón del Tigre fue el único
distrito de la faja polimetálica de Sunsas en que la reconcentración
residual de mineralizaciones primarias por los ciclos de
lateritización postepirogénica del Terciario jugó un papel
económico determinante (cf. Cerro Pelón). Son metalotectas aquí
las superficies peneplanizadas y lateritizadas Cerro Pelón, de edad
oligocena o miocena, y más abajo San Ignacio, neomiocena y
equivalente a la Superficie Velhas de Brasil. Bajo ambas se
desarrollaron, en forma escalonada, saprolitas niquelíferas
potencialmente explotables: las más antiguas, espesas, continuas y
ricas colgadas a cierta altura bajo la Superficie Cerro Pelón, que
corona una sucesión de lomas aplanadas, las más jóvenes
sepultadas en la base del perfil pedogenético de la Superficie San
Ignacio, ella misma soterrada bajo pedimentos modernos (Annells
& Burton op. cit., Shaw 1985; Litherland et al. 1986).
Con la acumulación en el Holoceno de oro detrítico en diversos
distritos mineros como los de San Ramón–San Javier (el más
trabajado del escudo boliviano, especialmente en las quebradas
cercanas a Santa Rosa de la Mina y en la cuenca del río Quíser),
Medio Monte (Palmira, etc.) y Ascensión de Guarayos (La Minita,
etc.) llega a su fin el ciclo de herencia metalogénica polifásica
iniciado en el Proterozoico Medio dentro de la faja de Sunsas. Sean
de cauce torrencial o fluvial actual o antiguo, de terraza o
coluviales, estos placeres proximales provienen efectivamente de la
erosión de las mineralizaciones auríferas filonianas emplazadas
durante la orogénesis Sunsas o llegado el caso durante la
orogénesis San Ignacio, y/o aun de sus antecesoras volcanosedimentarias
de edad San Ignacio, que afloran aguas arriba en los
mismos distritos (Biste et al. 1991, Peiser 1944, Bennett 1986,
Bernasconi & López–Montaño 1990). Paralelamente se depositaron
los aluviones estañíferos, también proximales, de los distritos de
Ascensión de Guarayos (Centinela, etc.) y Concepción
(Coloradillo, etc.), formados por su lado mediante reconcentración
exógena del estaño diseminado en las pegmatitas complejas de
época Sunsas expuestas en la región (Appleton & Llanos 1982).
Finally, towards the end of the Sunsas orogenic cycle, the intrusion
of the banded Rincón del Tigre Igneous Complex, a folded
megasill of a thickness up to approximately 5000 m, and differentiated
from base to top in ultramafic, mafic and felsic terms,
brought along the enrichment in Ni and other siderophylous or
calcophylous metals of the serpentinized dunites that make up most
of the lower ultramafic unit, the power of which reaches more than
a half of that of the total sill (Annells & Burton 1984).
More recently, the Rincón del Tigre Complex was the only Sunsas
polymetallic belt district in which the waste reconcentration of the
primary mineralizations by the Tertiary post-epirogenic lateritization
cycles played a determining economic role (cf. Cerro Pelón).
Here, the peneplanated and lateritized surfaces of Cerro Pelón are
metallotect, being of Oligocene or Miocene age, and further below,
the San Ignacio surfaces, of Neomiocene age and equivalent to the
Velhas de Brasil Surface. Beneath both of the aforementioned,
potentially exploitable nickel bearing saprolites develop in
echelons: the oldest, thickest, continuous and richest hanging at a
certain height under the Cerro Pelón Surface, which tops a
succession of levelled hills, the youngest buried at the base of the
pedogenetic profile of the San Ignacio Surface, itself buried under
modern pediments (Annells & Burton op. cit., Shaw 1985;
Litherland et al. 1986).
With the accumulation of detrital gold, during the Holocene, in
diverse mining districts, such as San Ramón-San Javier (the most
exploited one in the Bolivian Shield, specially in the streams
nearby Santa Rosa de la Mina and in the Quiser River basin),
Medio Monte (Palmira etc.) and Ascensión de Guarayos (La Minita
etc.), the polyphase metallogenic heritage cycle comes to an end,
being a cycle that had started during the Middle Proterozoic within
the Sunsas belt. Whether they are from a torrent riverbed, or a
current or old fluvial one, with terraces or colluvial, these proximal
placers are in effect the result of the gold ore mineralizations’
erosion that were empalced during the Sunsas orogenesis or, in its
case, during the San Ignacio orogenesis and/or even its
volcanosedimentary forerunners of San Ignacio age, which outcrop
upstream in the same districts (Biste et al. 1991, Peiser 1944,
Bennett 1986, Bernasconi & López–Montaño 1990). At the same
time, the also proximal tin alluvia of the Ascensión de Guarayos
(Centinela, etc.) and Concepción (Coloradillo etc.) districts, were
deposited. They are formed by the exogenous reconcentration of tin
scattered in the complex pegmatites of the Sunsas time, which are
exposed in the region (Appleton & Llanos 1982).
174

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja ferro-manganesífera de Mutún–Tucavaca
Es la más circunscrita de las tres provincias metalíferas del escudo
precámbrico boliviano, con una extensión NW-SE no superior a
230 km y una anchura media de apenas 30 km, pero es la que
encierra los más cuantiosos recursos minerales. Su historia
metalogénica tiene como distintivo esencial un vínculo íntimo con
el ciclo sedimentario brasiliano, que se desarrolló desde unos 650
hasta unos 570 Ma, antes de la orogénesis homónima, a raíz de la
apertura y expansión finiproterozoicas, en medio de la Plataforma
cratónica Sudamericana, de las cuencas riftogénicas Paraguay–
Araguaia (N–S) y Tucavaca (WNW–ESE) (Litherland et al. 1986).
Dentro de estas cuencas táfricas fue acumulándose el llamado
“Supergrupo Chiquitos”, potente serie de cobertura epicontinental
que, tal como se ha visto, consta de tres grandes unidades
litoestratigráficas superpuestas:
?? en la base, los conglomerados y otros sedimentos inmaduros,
las tobas volcánicas y luego los sedimentos glaciogénicos y
químicos (diamictitas, formaciones ferro-manganesíferas bandeadas
o “BIMF”, etc.) que constituyen los Grupos Boquí y
Jacadigo hacia el E así como la parte inferior del Grupo
Tucavaca hacia el W;
?? encima, las calizas del Grupo Murciélago al E y (según
Litherland et al., op. cit.) de la parte intermedia (Formación
Pororó) del Grupo Tucavaca al W, indicadoras de una
plataforma epicontinental ensanchada;
?? en el tope, las areniscas y lutitas de la Fm. Mandioré al E y , de
acuerdo siempre con Litherland et al. (op. cit.), de la parte
superior del Tucavaca al W, correspondientes a una nueva
extensión y profundización de las cuencas riftales y en
particular de aquella, aulacogénica, de Tucavaca hacia el
WNW a lo largo de la Línea de Chiquitos.
Todos los yacimientos importantes conocidos hasta ahora en la faja
de Mutún-Tucavaca se agrupan en la porción oriental de ésta y se
hallan hospedados en la sección basal del Grupo Boquí/Jacadigo,
dentro de BIMF “Rapitanas”, o sea de origen periglaciar, del tipo
Mato Grosso. Estas clásicas menas sedimentarias químicas de Fe–
Mn jaspilíticos del Proterozoico Superior son las más ricas en
metales ferrosos del país y representan los mayores recursos
minerales del escudo. De especial magnitud son los depósitos del
distrito boliviano–brasileño de Mutún-Urucum, del Cerro Rojo y,
en menor medida, de Cerro Colorado–Murciélago (O´Connor &
Shaw 1987). Aquellos de la Serranía Mutún fueron además
sometidos ulteriormente a un ciclo erosivo terciario, del cual
resultó una significativa reconcentración del Fe en coluvios
pedemontanos hoy en día consolidados (“canga”) como los del
paleoplacer satélite de La Cruz (O´Connor & Shaw, op. cit.)
Por otro lado, a lo largo del borde noroccidental de la cuenca
Tucavaca se emplazaron un poco más tarde una serie de indicios
epigenéticos de Zn–Pb del tipo Mississippi Valley (cf. Bocamina)
confinados dentro de la Formación Pororó, secuencia peritidal de
50 a 200 m de potencia a base de calizas criptoalgales
dolomitizadas y finamente laminadas por ritmitas de cristalización
diagenética (DCR). Estas mineralizaciones estratoligadas fueron
moderadamente removilizadas, entre 600 y 500 Ma, por el
The Mutún–Tucavaca Iron-Manganese Belt
With a NW-SE extension not exceeding 230 km and a mean width
of barely 30 km, it is the most circumscribed belt in the three
metalliferous provinces of the Bolivian Precambrian, holding,
however, the most mineral resources. Its metallogenic history has
the essential feature of a close link to the Brazilian sedimentary
cycle which developed from about 650 to 570 Ma, before the
homonymous orogenesis, which resulted from the finiproterozoic
opening and expansion of the riftogenic Paraguay-Araguaia basin
(N-S) and Tucavaca (WNW-ESE) basins (Litherland et al. 1986).
Within these taphric basins, the so-called “Chiquitos Supergroup”,
a powerful series of epicontinental cover, started accumulating,
which, as mentioned before, is made up b three large superimposed
lithostratigraphic units:
?? At the base, the conglomerates and other immature sediments,
the volcanic tuffs, and then the glaciogenic and chemical
sediments (diamictites, banded iron-manganese formations or
“BIMF”, etc.) that make up the Boquí and Jacadigo Groups to
the E, as well as the lower part of the Tucavaca Group to the W;
?? on top, the Murciélago Group limestones to the E and
(according to Litherland et al., op. cit.), from the intermediate
part (Pororó Formation) of the Tucavaca Group to the W,
indicating a widened epicontinental shelf;
?? at the top, the sandstones and shale of the Mandioré Formation
to the E, and according to Litherland et al., op. cit., as always,
from the upper part of the Tucavaca to the W, pertaining to a
new extension and deepening of the rift basins, and particularly
of the aulacogenic Tucavaca bains, to the WNW along the
Chiquitos Line.
All the important deposits known so far in the Mutún-Tucavaca
belt are grouped in its eastern portion, and are lodged in the basal
sector of the Boquí/Jacadigo Group, within the “Rapitanas”
BIMFs; that is, their origin is periglaciar, of the Matto Grosso type.
These classic chemical sedimentary jaspillitic Fe-Mn ores of the
Upper Proterozoic are the richest in ferrous metals in the country.
They represent the shield’s largest mineral resources. Specially
large are the deposits of the Bolivian-Brazilian district of Mutún-
Urucum in Cerro Rojo, and to a lesser extent, in Cerro Colorado-
Murciélago (O´Connor & Shaw 1987).The deposits of the Mutún
Range were additionally subjected to a later Tertiary erosive cycle,
which produced a significant reconcentration of Fe in piedmont
colluvia that are nowadays consolidated (“canga”) as those of the
satellite paleoplacer of La Cruz (O´Connor & Shaw, op. cit.).
On the other hand, along the northwestern border of the Tucavaca
basin, a series of Mississippi-type Zn-Pb epigenetic indications (cf.
Bocamina) were emplaced, which were confined within the Pororó
Formation, a peritidal sequence of a power of 50 to 200 m, made
up by dolomitized cryptoalgal limestones, finely laminated by
diagenetic crystalization rhythmites (DCR). Between 600 and 500
Ma, these strata-related mineralization were moderately remobilized
by the faulting of the weak Brazilian orogenesis that
175

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
fallamiento de la débil orogénesis Brasiliana que, en el cratón del
oriente boliviano, marca la transición Precámbrico-Fanerozoico.
OROGENO ANDINO
Conceptos generales
La metalogenia del oeste de Bolivia, norte de Chile, noroeste de
Argentina y centro y sud de Perú, áreas particularmente
mineralizadas de la muy extensa Provincia Polimetálica Andina, se
inscribe más específicamente en el marco de la evolución
geodinámica fanerozoica de los actuales Andes Centrales, tramo
cordillerano que se alarga desde el norte de Lima hasta el paralelo de
Tucumán entre las latitudes 11° y 27° S aproximadamente. Esta parte
de la cadena andina se caracteriza por la sucesión de oeste a este de
arcos magmáticos subparalelos y, en relación con ellos, de fajas
metalogénicas longitudinales amplias (extendiéndose hasta más de
600 km de la fosa actual de subducción, en lugar de los 40 km
alcanzados a lo sumo en los arcos normales [Coira et al. 1982]),
ordenadas según una conspicua zonación transversal: Cu-(Mo-Au) ?
Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-Zn, y apenas
disturbadas en general por una segmentación longitudinal en
subprovincias metálicas limitadas por megaestructuras tectónicas
más o menos perpendiculares al orógeno (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).
Además, se sabe que las porciones central y meridional (16°-27° S)
de los Andes Centrales, donde tuvo lugar, hacia el oeste, un
magmatismo casi continuo desde el Mioceno hasta el Reciente y
donde el volcanismo sigue todavía activo a lo largo del Arco
Principal de la Cordillera Occidental, del Altiplano occidental y de la
Puna ("Zona Volcánica Central" de los Andes), se singularizan por
dos distintivos adicionales de gran significado metalogénico:
?? una inclinación apreciable (20°-30°) del plano de Benioff
subyacente, con relación a aquella de sólo 5°-15° que tipifica los
segmentos andinos colindantes al norte y al sur, y
?? un espesor considerable (hasta 70 km) del substrato cortical
continental (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).
marks the Precambrian-Phanerozoic transition in the craton of
western Bolivia.
ANDEAN OROGEN
General Concepts
The metallogeny if western Bolivia, northern Chile, northwestern
Argentina, and central and southern Peru, areas that are particularly
mineralized in the very extensive Andean Polymetallic Province, can
be more specifically registered within the Phanerozoic geodynamic
evolution framework of the current Central Andes, a range stretch
that covers from the north of Lima to the Tucumán parallel between
the 11° and 27° S latitudes, aproximately. This part of the Andean
chain features, from west to east, the succession of subparallel
magmatic arcs and, related there to, of wide lengthwise metallogenic
belts (spanning over more than 600 km of the current subduction
trench, instead of the 40 km reached, at the most, in normal arcs
[Coira et al. 1982]), arranged according to a conspicuous broadside
zoning: Cu-(Mo-Au) ? Zn-Pb-Ag-Cu-Au ? Sn-(Ag-W) ? Au-Sb/Pb-
Zn, and in general barely disturbed by the lengthwise segmentation in
metallic provinces limited by tectonic megastructures more or less
perpendicular to the orogen (Sillitoe 1976) (fig. 9.3).
Besides, it is well known that the central and meridional sectors
(16°-27° S) in the Central Andes, where, to the west, an almost
continuous magmatism took place from the Miocene to the Recent,
and where the volcanism continues to be active along the Western
Cordillera’s Main Arc, the western Altiplano, and the Puna (“Central
Volcanic Zone” of the Andes), are unique because of two additional
features of great metallogenic meaning:
?? a noticeable slope (20°-30°) of the Benioff plane, as compared to
the 5°-15° slope which is typical of the adjacent Andean segments
to the north and south, and
?? a considerable thickness (up to 70 km) of the continental crustal
bedrock (Redwood 1987, Thorpe et al. 1982).
176

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.3 Fajas y Yacimientos Metalíferos de los Andes Centrales, según Heuschmidt 1995/
Metalliferous belts and deposits of the Central Andes (after Heuschmidt 1995)
177

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
La zonación del magmatismo y de la distribución metálica
centroandinos en fajas longitudinales de distintas edades así como el
gradual ensanchamiento del cinturón orogénico y metalogénico de
los Andes Centrales y el engrosamiento paralelo (del simple al doble)
de la corteza continental infrayacente tienen como origen común, por
lo esencial, una serie de episodios mayores de acortamiento
geotectónico y consiguiente generación profunda de magmas
intrusivos a extrusivos, los que caracterizan el ciclo geodinámico
andino desde el paso en el Cretácico Superior de una subducción de
ángulo alto y régimen de stress distensivo "de tipo Marianas" a otra
de ángulo moderado y régimen compresivo "de tipo chileno" (Boric
et al, 1990, Sillitoe 1992).
De intensidad creciente, las primeras de esas fases tectónicas
mayores fueron seguidas por "saltos" recurrentes hacia el este del
frente magmático andino, paralelo a la fosa de subducción, y del
frente metalogénico asociado; migración discontinua atribuida por
ciertos autores (cf. Boric et al., op. cit.) a la progresión gradual en el
mismo sentido del plano de Benioff al ritmo del acortamiento de la
margen continental en cada evento diastrófico, y por otros (cf.
Mitchell 1973) a una disminución polifásica del ángulo de dicho
plano del Cretácico Superior al Mioceno Inferior. Es así que dentro
de la faja cuprífera peruano-chilena, la más interna de los Andes
Centrales, se formaron sucesivamente, cada vez más lejos de la costa,
"subfajas" longitudinales de edades neocretácica (centro-sud del
Perú), neopaleocena a eo-eocena (extremo sud del Perú-norte de
Chile) y neo-eocena a eo-oligocena (norte de Chile).
Luego, a raíz de la crisis tectónica principal del Oligoceno Superior a
Mioceno Inferior (27-19 Ma) provocada por nuevos cambios
sustanciales en la dinámica de subducción de la placa de Nazca
(disminución hasta unos 20° del ángulo de subducción, reorientación
del rumbo de la convergencia en dirección perpendicular a la costa y
aceleración de la velocidad de convergencia) (Redwood 1993), el
frente orogénico, magmático y metalogénico centroandino confinado
hasta entonces dentro de la Cordillera Occidental se propagó
rápidamente a través del basamento precámbrico rígido
("microplaca" continental de Arequipa) del pie de monte altiplánico
hasta la antigua cuenca paleozoica de los Andes Orientales
(Redwood, op. cit.). Así, mientras el Altiplano se convirtió en una
cuenca de sedimentación terrígena intramontana donde se
acumularon, entre otras, espesas secuencias epicontinentales de
redbeds cupríferos, los terrenos psamo-pelíticos, y por tanto
plásticos, predominantemente ordovícicos, silúricos y devónicos que
se extendían ampliamente al este fueron fuertemente deformados y
solevantados, dando origen a lo que hoy constituye la Cordillera
Oriental, la Faja Subandina y, globalmente, el oroclino boliviano,
intruidos por magmas calco-alcalinos peraluminosos de tipo S y de
fuente mayormente cortical de los cuales derivan numerosos plutones
granitoídicos y stocks subvolcánicos (rio)dacíticos metalotectos y
abundantemente mineralizados en estaño, wolfram y otros metales
asociados (Ag, Zn, Pb, Au, Bi, etc.) en el tramo nor-central a central
de la faja estañífera.
Después de esta crisis geodinámica oligo-miocena, el evento
magmático del Mioceno Medio (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) tuvo
por característica preponderante una expansión de la actividad ígnea
(subvolcánica y volcánica) y metalogénica a la mayor parte de los
The zoning of the Central Andean magmatism and metallic
distribution in lengthwise belts of different ages, as well as the
gradual enlargment of the Central Andean orogenic and metallogenic
belt, and the parallel enlargment (from simple to double) of the
underlying continental crust have essentially the common origin of a
series of major geotectonic shortening, and the ensuing deep
generation of intrusive to extrusive magmas which are typical of the
geodynamic Andean cycle, from the shift, during the Upper
Cretaceous, from a high angle subduction and “Mariana-type”
distensive stress regime to another subduction of moderate angle and
“Chilean-type” compressive regime (Boric et al. 1990, Sillitoe 1992).
With increasing intensity, the first of these major tectonic phases
were followed by recurrent “skips” of the Andean magmatic front,
parallel to the subduction trench, to the east, and of related
metallogenic front; this discontinuous migration, attributed by
some authors (cf. Boric et al., op. cit.) to the gradual progression in
the same direction as the Benioff plane, to the rhythm of the
continental margin shortening in each diastrophic event, and by
others (cf. Mitchell 1973) to a polyphase reduction of such plane’s
angle during the Upper Cretaceous to the Lower Miocene. It was so
that within the Peruvian-Chilean copper belt, the innermost in the
Central Andes, lengthwise “sub-belts” were formed successively,
each time farther away from the coast, of Neo-Cretaceous (centralsouthern
Peru), Neo-Paleocene to Eo-Eocene (southern end of Perunorthern
Chile) and Neo-Eocene to Eo-Oligocene (northern Chile)
ages.
Later on, as consequence of the main tectonic crisis of the Upper
Oligocene to the Lower Miocene (27-19 Ma), caused by new
substantial changes in the subduction dynamics of the Nazca Plate (a
decrease down to a 20° subduction angle, re-orientation of the
convergence trend in a direction perpendicular to the coast, and
acceleration of the convergence velocity) (Redwood 1993), the
Central Andean magmatic and metallogenic orogenic front, confined
up to the time within the Western Cordillera, propagated rapidly
across the rigid Precambrian basement (Arequipa continental
“microplate”) of the Altiplano piedmont, reaching up to the old
Paleozoic basin in the Eastern Andes (Redwood, op. cit.). Thus,
while the Altiplano became an intramontane terrigenous
sedimentation basin, where epicontinental copper redbed sequences
accumulated, among others, predominatly Ordovician, Silurian, and
Devonian psammopellitic, and therefore plastic terranes, which
extended widely to the east, were strongly deformed and uplifted,
giving place to what today is the Eastern Cordillera, the Sub Andean
Belt, and globally, the Bolivian orocline. All of the former are
intruded by S-type peraluminous calc-alkaline magmas, and are
mostly of crustal source, from which derive numerous granitoid
plutons and subvolcanic (rhyo)dacitic, metallotect and abundantly
mineralized by tin, wolfram, and other associated metals (Ag, Zn, Pb,
Au, Bi, etc.) stocks, in the north-central to central stretch of the tin
belt.
After the Oligo-Miocene geodynamic crisis, the magmatic event of
the Middle Miocene (16-12 Ma) (Redwood, op. cit.) had the
prevailing characteristic of an expansion of the igneous (subvolcanic
and volcanic) and metallogenic activity inot most of the Central
178

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Andes Centrales, especialmente en el sud (Bolivia y confines NW de
Argentina) y extremo noroccidental (sudeste del Perú) de la faja
estañífera y, al oeste, a lo largo de casi toda la faja polimetálica
mesoandina (centro del Perú, Altiplano boliviano, Cordillera
Occidental o Principal boliviano-chilena y Puna argentino-chilena).
Finalmente, durante el Mioceno Superior y Plioceno Inferior (11-4
Ma aprox.) (Redwood, op. cit.), el último episodio tectonomagmático
notable del ciclo orogénico andino originó, junto a stocks
subvolcánicos, domos, estratovolcanes, calderas y vastos escudos
ignimbríticos, una diversidad de mineralizaciones volcanogénicas de
metales preciosos y de base, bismuto, uranio, etc. que se esparcen a
lo largo y ancho de la faja polimetálica centroandina antes
mencionada, desde el centro del Perú hasta la Puna y desde la
Cordillera Principal chilena hasta la margen oriental del Altiplano,
con algunos depósitos satélites en las mesetas volcánicas
contemporáneas (Los Frailes y Morococala en el sudoeste de Bolivia,
Macusani en el sudeste del Perú) que se superponen al este a la faja
estañífera. De esta manera, la "explosión" magmática neógena
resultó ser el fenómeno geológico de más importantes consecuencias
metalogénicas y económicas en la historia de los Andes Centrales
(Redwood, op. cit.).
La supeditación de gran parte del magmatismo y de la metalogénesis
centroandinos, desde el Cretácico Superior, a una sucesión de fases
mayores de acortamiento cortical pone además de manifiesto el
contexto fundamentalmente compresivo de formación de los
yacimientos metalíferos cenozoicos de esta región, contexto
corroborado por el control de muchos de ellos por charnelas
anticlinales, fallas transpresionales y zonas de cizalla de toda
magnitud (incluyendo las megafracturas en cuyas intersecciones se
desarrollaron calderas y mineralizaciones volcanogénicas asociadas
como aquellas del Cerro Rico de Potosí, de Porco y del distrito de
Salinas de Garci Mendoza en Bolivia). Sin embargo, en el detalle,
estos depósitos sintectónicos se emplazaron dentro de zonas de
distensión localmente inducidas en el marco compresivo regional; los
más ricos, en particular, suelen circunscribirse a "duplex tensionales"
(Redwood, op. cit.) asociados a grandes fallas transcurrentes, tal
como ocurre en los casos de Llallagua, Huari Huari (Barragán-
Vargas, 1977), el Cerro Rico y Kori Kollo en los Andes bolivianos.
Las migraciones sucesivas W???E de la actividad orogénica,
magmática y metalogénica a través de los Andes Centrales en el
transcurso del Cenozoico proveen una explicación satisfactoria, a
grandes rasgos, del diseño geométrico globalmente longitudinal de
las fajas minerales de este tramo cordillerano. Sin embargo, no
permiten interpretar la zonación transversal de los metales y de los
tipos de depósitos que los contienen, ni tampoco la segmentación
longitudinal de las fajas en cuestión en series de subprovincias
diferenciables en base no sólo a límites megaestructurales
transversales sino también a signaturas geoquímicas y características
yacimentológicas distintas. Tal zonación metálica y tipológica
bidireccional puede atribuirse a diversos otros factores geológicos
que, aunque contrapuestos en forma a menudo excluyente por los
numerosos investigadores del tema desde los años 70, parecen en
realidad haber intervenido de manera paralela o aun combinada.
Entre ellos, la diferencia de nivel de erosión entre fajas ha sido
considerada determinante por varios autores desde Petersen (1970)
hasta Redwood (1987) y explica en particular la predominancia de
pórfidos cupríferos en el flanco pacífico de la Cordillera Occidental
Andes, specially in the south (Bolivia and NW limits of Argentina)
and in the northwestern end (southeast Peru) of the tin belt, and in the
west, along alomst the entire Meso Andean polymetallic belt (central
Peru, Bolivian Altiplano, Western or Main Bolivian - Chilean
Cordillera and Argentine-Chilean Puna).
Finally, during the Upper Miocene and Lower Pliocene (11-4 Ma,
approx.) (Redwood, op. cit.), the last remarkable tectonomagmatic
episode of the Andean orogenic cycle originated, together with
subvolcanic stocks, domes, stratovolcanoes, calderas, and vast
ignimbritic shields, a diversity of vulcanogenic mineralizations of
precious and base metals, bismuth uranium, etc., which are scattered
along and across the aforementioned Central Andean polymetallic
belt, from central Peru to the Puna, and from the Main Chilean
Cordillera to the Altiplano’ eastern margin, with some satellite
deposits at contemporary volcanic plateaus (Los Frailes and
Morococala, in the southwest of Bolivia, Macusani in the southeast
of Peru), which are superimposed over the tin belt to the east. In this
way, the Neogene magmatic “explosion” happened to be the
geological phenomenon with the most important metallogenic and
economic consequences in the history of the Central Andes
(Redwood, op. cit.).
The subjection of great part of the Central Andean magmatism and
metallogenesis, since the Upper Cretaceous, to a succession of major
crustal shortening phases, makes evident the fundamentally
compressive context of the formation of Cenozoic metalliferous
deposits in this region. This context was verified by controlling
several of them by means of anticline hinges, transpressional faults,
and shear zones of all magnitudes (including megafractures in the
intersections of which, related volcanogenic calderas and
mineralizations developed, such as those of the Cerro Rico de
Potosí, Porco, and the Salinas district in Garci Mendoza, Bolivia).
Nonetheless, in detail, these syntectonic deposits were emplaced
within the distension zones, locally induced in the regional
compressive framework; particularly the richest usually circumscribe
around “tensional duplex” (Redwood, op. cit.), related to large
transcurrent faults, as happens in the cases of Llallagua, Huari Huari
(Barragán-Vargas, 1977), the Cerro Rico and Kori Kollo in the
Bolivian Andes.
The successive W???E migrations of the orogenic, magmatic and
metallogenic activity across the Central Andes, in the course of the
cenozoic, provide a broadly satisfactory explanation of the globally
lengthwise, geometric desing of the mineral belts in this stretch of
the range. However, they allow an interpretation of neither the
metal broadside zoning, and of the types of deposits that hold them,
nor the lengthwise segmentation of the belts in question, in a series
of subprovinces that can be differentiated on the basis of not only
broadside megastructural boundaries, but also different geochemical
signatures and deposit characteristics. Such metallic and
typologic bidirectional zoning can be attributed to a diversity of
other geological factors which, although often counterposed in an
excluding fashion by the numerous researchers of the topic since
the 70’s, actually seem to have intervened in parallel or combine
manner. Among them, the difference in the erosion level between
belts has been considered by several authors, ranging from Petersen
(1970) to Redwood (1987), to be determining and also explains
particularly the predominance of copper porphyries at the Pacific
limb of the Western Cordillera (Chile-Peru), and of epithermal
179

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
(Chile-Perú) y de vetas epitermales de metales preciosos en las
alturas de esta última y el Altiplano. Para Lehmann (1990) en
cambio, la especialización polifásica en estaño de la Cordillera
Oriental es producto de una diferenciación particularmente
prolongada y completa de los magmas metalotectos en el seno de una
corteza continental de trasarco muy espesa, y asimismo de una
sobreconcentración de Sn en las fases magmáticas residuales y luego
hidrotermales apicales debida a la fugacidad de oxígeno
relativamente baja (reflejada en el tipo S de los granitoides) de la
potente secuencia de lutitas oscuras carbonosas de la cuenca
eopaleozoica en la cual se confina la faja estañífera.
Con otro enfoque basado en el concepto transformista de "herencia
metalogénica intracortical" de Routhier (1980), se ha relacionado
también la especialización metálica regional con etapas repetidas de
reciclaje magmático (por asimilación o anatexis) y/o removilización
hidrotermal de los materiales y elementos geoquímicos de la corteza
siálica y, por consiguiente, de reconcentración de los metales hasta
un nivel de enriquecimiento local culminante en el Terciario
Superior. Esta concepción ha sido avalada a lo largo de la década del
80 por diversos investigadores de la metalogenia centroandina,
especialmente por Frutos & Pincheira (1985), por Oyarzún (1985) a
través de su teoría de la "maduración metalogénica" del orógeno
andino e, implícitamente, por Redwood (1986) cuando recalca la
contaminación creciente en el tiempo de los magmas altiplánicos, de
origen mantélico ligado a la subducción cenozoica, por una corteza
precámbrica y paleozoica cada vez más engrosada por acortamiento
geotectónico. Ha sido en cambio juzgada contradictoria con los datos
recientes de la petroquímica y geoquímica isotópica por Lehmann
(1990) en el caso del cinturón estañífero. Sin embargo Lehrberger
vuelve a plantearla en 1992 al proponer un modelo "secrecionista" de
preconcentración sinsedimentaria y reconcentraciones sin a
tarditectónicas polifásicas del antimonio (y oro asociado) de la
cuenca euxínica eopaleozoica de la Cordillera Oriental boliviana, o
sea de la faja polimetálica externa de los Andes Centrales (fig. 9.4).
Similar es además el modelo genético de secreción tardicinemática a
partir de preconcentraciones "sedex" en formaciones psamo-pelíticas
eo-ordovícicas asumido en estos mismos años recientes por Sureda et
al. (1991) para los yacimientos vetiformes estratoligados de oro de la
provincia metalogénica quiaqueña, de edad ordovícica, en el extremo
NW de Argentina: lo cual, como sugieren estos autores, actualiza en
el contexto centroandino las nociones de evolución y herencia
metalogénicas intracorticales introducidas por Boyle (1979) y
Routhier (1980).
En cuanto a la segmentación geoquímica longitudinal de las fajas
minerales en los Andes Centrales, su origen sigue siendo también
tema de controversia. Mientras que Frutos & Pincheira (1985) ven en
ella otro efecto de una herencia metálica regionalmente heterogénea
sumada a la evolución geológica desigual de esos distintos
compartimientos geoestructurales, Boric et al. (1990) enfatizan en
Chile el rol de las variaciones espacio-temporales en las condiciones
de interacción de las placas convergentes, así como los tramos de la
cadena andina volcánicamente activos o inactivos en una época dada
corresponden a ángulos de subducción del orden de 30° o inferiores a
20° respectivamente. Entre estas dos posiciones encontradas, parece
lógico concluir como Soler et al. (1986) en el caso del Perú que la
segmentación metalogénica centroandina es por regla general fruto a
la vez de la dinámica de producción y ascensión de los magmas
calco-alcalinos a lo largo de ciertas porciones de la zona de
precious metal veins in the heights of the latter and in the
Altiplano. For Lehmann (1990), in turn, the Eastern Cordillera’s
polyphase specialization in tin is a product of a particularly
prolonged and complete differentiation of the metallotect magmas
in the bosom of the very thick back-arc continental crust, as well as
of the Sn overconcentration in the residual magmatic, and later
apex hydrothermal phases, due to the relatively low oxigen
fugacity (reflected in the granitoids’ S-type) of the powerful
sequence of carbonous dark shale of the Eo-Paleozoic basin in
which the tin belt is confined.
With a different approach, based on the transformational concept of
“intracrustal metallogenic heritage” of Routhier (1980), the
regional metallic specialization has also been related to the
repeated magmatic recycling stages (by assimilation or anatexis)
and/or hydrothermal remobilization of geochemical materials and
elements of the sialic crust, and therefore, of metal reconcentration
up to a local enrichment level ending in the Upper Tertiary. Along
the decade of the 80’s, this conception has been endorsed by
several researchers of the Central Andean metallogeny, particularly
by Frutos & Pincheira (1985) and Oyarzún (1985) through his
“metallogenic maturation” theory of the Andean orogen and,
implicitly by Redwood (1986), when he emphasizes the increasing
contamination, in time, of the mantle origin Altiplano magmas,
linked to the Cenozoic subduction by a Precambrian and Paleozoic
crust more and more enlarged by the geotectonic shortening. In the
case of the tin belt, in turn, it has been deemed contradictory by the
recent petrochemical and isotropic geochemical data of Lehmann
(1990). However, Lehrberger proposes this theory again in 1992,
when he proposes a “seccretionist” model of synsedimentary
preconcentration and syn- to late-tectonic polyphase antimonium
(and associated gold) reconcentrations of the Euxinic Eo-Paleozoic
basin of the Bolivian Eastern Cordillera; that is, of the Central
Andes external polymetallic belt (Fig. 9.4). In addition, similar is
the genetic model of late-kinematic seccretion from “sedex”
preconcentrations in Eo-Ordovician psammopellitic formations, in
recent years assumed by Sureda et al. (1991) for the strata-related
vein-shaped gold deposits of the Ordovician Quiaca metallogenic
province in the NW end of Argentina: as these authors suggest, in
the Central Andean context, this brings the intracrustal metallogenic
evolution and heritage notions introduced by Boyle (1979) and
Routhier (1980) up to date.
With regards to the lengthwise geochemical segmentation of the
Central Andean mineral belts, their origin is still a controversial
topic. While Frutos & Pincheira (1985) see in it another effect of the
regionally heterogeneous metallic heritage, added to the uneven
geological evolution of those different geostructural compartments,
in Chile, Boric et al. (1990) emphasize the role of the spatialtemporal
variations under the interaction conditions of the
converging plates, just like the volcanically active or inactive Andean
chain stretches in a given time pertain to subduction angles in the
order of 30° or below 20°, respectively. Between these two positions
found, in the case of Peru, it seems logical to conclude, like Soler et
al. (1986) that the Central Andean metallogenic segmentation, as a
general rule, is the product of both, the production dynamics and the
rise of calc-alkaline magmas along certain portions of the subduction
zone. Such portions migrate both lengthwise and sidewise, and with
180

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
subducción, porciones que van migrando tanto longitudinal como
transversal-mente, y de una evolución diferente según los segmentos
de dichos magmas en el transcurso de su trayecto y emplazamiento
corticales de acuerdo al grado regional de previa maduración
estructural de esta corteza continental (posibilidad o no de
contaminación siálica, de diferenciación magmática avanzada, de
entrampamiento tectónico de los fluidos derivados, etc) (cf. Sillitoe
1980). Aunque no se puede descartar la intervención en determinadas
áreas de otros parámetros como, por ejemplo, el nivel de erosión al
que se deben en particular las diferencias entre la metalogenia del
norte y del centro de la faja estañífera boliviana (Heuschmidt 1979).
Las fajas metálicas andinas
Al este de los depósitos de hierro, cobre y oro de la franja
metalogénica jurásica a eocretácica costera de Perú y Chile, los
Andes Centrales se caracterizan, tal como se ha visto más arriba, por
la sucesión transversal, en una posición cada vez más externa dentro
del orógeno, de cuatro extensas fajas metálicas arqueadas
(paralelamente al oroclino boliviano y sus prolongaciones NW y S)
de rumbo general NW-SE a N-S: la faja cuprífera de la Cordillera
Occidental (sensu lato), la faja polimetálica del Altiplano y de la
Cordillera Occidental (con metales preciosos y de base
predominantemente), la faja estanífera y la faja polimetálica marginal
de la Cordillera Oriental, auro-antimonífera y plumbo-zinquífera por
lo esencial.
Los Andes bolivianos participan de las tres últimas de estas cuatro
fajas y, prosiguiendo con la descripción secuencial de E a W iniciada
a propósito del escudo precámbrico, la sinopsis yacimentológica y
metalogénica siguiente está estructurada conforme a la zonación en
esa dirección de dichos tres cinturones así como, para cada uno de
ellos, al orden cronológico de los ciclos mineralizadores responsables
tanto de su progresiva especialización metálica global como de las
particularidades regionales de sus distintos segmentos en cuanto a
signatura geoquímica y a tipos de depósitos se refiere.
Faja polimetálica marginal de la Cordillera Oriental
La franja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera que se desarrolla
por unos 1800 km a lo largo de las faldas y contrafuertes NE y E de
la Cordillera Oriental, desde las afueras de Cuzco en el segmento
metalogénico centro-sud de los Andes peruanos hasta el sud de Salta
al borde del cratón Pampeano argentino, es la más externa de las
fajas minerales que atraviesan los Andes bolivianos. Claramente
limitada al oeste (salvo en sus extremos) por el cinturón estanífero,
tiene en cambio al este una linde mucho menos definida que se
pierde en las estribaciones selváticas de la cordillera. Su situación
geográfica marginal y la proximidad de una faja metalífera
excepcionalmente rica han frenado en gran medida, fuera de la muy
atractiva provincia antimonífera sud-boliviana, el progreso de los
conocimientos sobre sus recursos minerales y la tipología de sus
yacimientos, hecho tanto más perjudicial aún cuando se trata de una
franja metalogénicamente muy compleja, tal vez la más
"heterócrona" y "heterotípica" (en el sentido de Routhier 1980) de
Bolivia.
Se ha determinado en la Provincia Metalogénica Quiaqueña del
noroeste de Argentina que el primer ciclo mineralizador de este
cinturón se remonta a principios del Ordovícico (Tremadociano
a different evolution, according to the segments of such magmas in
the course of their crustal trajectory and emplacement, also according
to the regional degree of previous structural maturation of this
continental crust (the possibility or not of sialic contamination,
advanced magmatic differentiation, tectonic entrapment of derivate
fluids, etc) (cf. Sillitoe 1980). Although the intervention in
determinate areas of other parameters, such as the erosion level to
which the differences between the metallogeny from the north and
center of the Bolivian belt are owed, can not be dismissed
(Heuschmidt 1979).
The Andean Metallic Belts
East of the iron, copper and gold deposits of the Jurassic to coastal
Eo-Cretaceous metallogenic belt of Peru and Chile, the Central
Andes feature, as mentioned before, the broadside succession of four
extensive arched metallic belts, in an increasing outer position
within the orogen (parallel to the Bolivian orocline and its NW and S
extensions), with a general NW-SE to N-S strike: the Western
Cordillera copper belt (sensu lato) the Altiplano and Western
Cordillera polymetallic belt (mostly with precious and base
metals), the tin belt and the essentially gold-antimonium and leadzink
Eastern Cordillera marginal polymetallic belt.
The Bolivian Andes take part in the last three out of the four belts
and, continuing with theE-W sequential description started for the
Precambrian shield, the following metallogenic and deposit
synopsis is structured according to the zoning of those three belts in
that direction, and each of them, by chronological order of the
mineralization cycles responsible for both, their global progressive
metallic specialization and the regional features of their different
segments, in terms of their geochemical signature and deposit
types.
The Marginal Poly-metallic Belt of the Eastern Cordillera
The gold-antimonium and lead-zink belt that unfolds for about 1800
km along the hillsides and buttresses NE and E of the Eastern
Cordillera, from the outskirts of Cuzco in the south-central
metallogenic segment of the Peruvian Andes to the south of Salta, at
the border of the Argentine Pampean Craton, is the most extensive of
the mineral belts across the Bolivian Andes. Clearly bound to the
west (with exception of its ends) by the tin belt, to the east in turn, it
has a much less defined boundary that gets lost in the range’s jungle
spurs. Outside the very attractive antimonium province in southern
Bolivia, its marginal geographic situation and the proximity of an
exceptionally rich metalliferous belt, have put a stop, to a great
extent, to the progress of knowledge on its mineral resources and the
typology of its deposits. This is a more detrimental fact considering
that this is a metallogenically complex belt, maybe the most
“heterochronous” and “heterotypical” in Bolivia (in the sense of
Routhier 1980).
In the Quiaca Metallogenic Province in northwestern Argentina, it
was determined that this belt’s first mineralizing cycle dates back
to the beginning of the Ordovician (Lower Tremadocian – Middle
181

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Inferior - Arenigiano Medio), cuando se depositaron en altos
estructurales de la cuenca trasarco tacsariana las importantes
mineralizaciones estratiformes sedex (ulteriormente termometamorfizadas)
de Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) de El Aguilar y La Colorada,
ligadas a una actividad tectónica y exhalativa sinsedimentaria precoz.
En el Ordovícico Medio y Superior, volcanismo e hidrotermalismo
singenéticos migraron en forma diacrónica del sur al norte de la
cuenca paleozoica de los Andes Orientales (Sureda et al. 1991):
testimonios de su paso por el sudoeste de Bolivia son posiblemente
las coladas o sills submarinos así como las mineraliza-ciones
auríferas estratoligadas (p. ej. las de Urkupiña según Thillier, com.
verb., 1993) de origen al parecer arealmente coetáneo que afloran en
medio de las series areno-pelíticas ordovícicas de la Cordillera
Oriental entre el sector de Tupiza y la faja subandina a la altura del
codo de Cochabamba, en especial al sud de Sucre y al oeste de
Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similares manifestaciones volcanosedimentarias
vuelven a encontrarse más al norte en las psamopelitas
caradocianas del distrito de Yani en el extremo norte de la
Cordillera Real. Ahí Tistl (1985) y Schneider (1990) han evidenciado
un episodio volcánico traquiandesítico y espilítico contemporáneo de
la sedimentación de lutitas negras enriquecidas en pirita aurífera
diseminada y portadoras de lentes estratiformes de sulfuros masivos
de tipo BPGC (blenda-pirita-galena-calcopirita); algo más arriba en
la secuencia ocurren mantos y vetas de cuarzo y sulfuros de hierro
auríferos (con escasas calcopirita, blenda y galena), interpretados
como productos de la secreción sintectónica posterior de los metales
de estas ocurrencias sedex en la aureola termometamórfica externa
del granito hercínico (permo-carbonífero según Harris 1988, in
Lehmann 1990) de Zongo-Yani. Más al norte todavía, en la parte
más distal (geotectónicamente hablando) de la cuenca ordovícica que
son los actuales Andes Orientales peruanos, Fornari & Bonnemaison
(1984) atribuyen a un hidrotermalismo volcanogénico preorogénico
postrimero la deposición en la Cordillera de Carabaya, muy cerca de
la frontera boliviana, de los lentes sinsedimentarios de sulfuros
masivos auríferos de La Rinconada. Al piso de éstos las lutitas y
areniscas encajantes están inyectadas por una red de vetillas
cuarzosas que los autores consideran como feeders y vinculan con los
"mantos" subconcordantes de cuarzo aurífero comúnmente asociados
en el área a los sedimentos paleozoicos, aunque Clark et al. (1990)
asignan a esos mantos una edad jurásica a partir de datos
radiométricos locales.
Durante el Silúrico, en la franja litoral occidental de la cuenca marina
eopaleozoica se acumularon los depósitos de hierro oolítico de la
denominada "Provincia Ferrífera Sedimentaria Centroandina"
(Chomnales 1978), eosilúrica, que se extiende de la región de
Tucumán en Argentina a la de Tarija y Sucre en Bolivia (Sureda &
Galliski 1989, Bozo & Monaldi 1990).
Arenigian), when the important stratiform Pb-Zn-(Cu-Ag-Ba) sedex
mineralizations (ultimately thermally metamorphized) of El
Aguilar and La Colorada, linked to a tectonic and precocious
synsedimentary exhalative activity, were deposited in the Tacsarian
back-arc basin’s structural heights.
In the Middle and Upper Ordovician, syngenetic volcanism and
hydrothermalism migrated diachronically from the south to the
north of the Eastern Andes Paleozoic basin (Sureda et al. 1991):
evidence of their passage by southwestern Bolivia are probably the
flows or submarine sills , as well as the strata-related gold
mineralizations (according to Thillier, verbal comm, 1993, those of
Urkupiña, for instance), of apparent coetanous areal origin,
outcropping amidst the Ordovician sandy-pellitic series of the
Eastern Cordillera, between the Tupiza sector and the Sub Andean
belt, at the point of the Cochabamba bend, particularly south of Sucre
and west of Anzaldo (Sureda et al., op. cit.). Similar
volcanosedimentary manifestations are found again further north, at
the Caradocian psammopellites of the Yani district, in the Eastern
Cordillera’s northern end. There, Tistl (1985) and Schneider (1990)
have observed a contemporary trachy-andesitic and spillitic volcanic
episode of the sedimentation of black shale enriched in scattered
gold pyrite and carrier of stratiform BPGC-type (blende-pyritegalene-calc-pyrite)
massive sulphur lenses; a little further above,
there are quartz and auriferous iron sulphur mantles and veins (with
scarce calc-pyrite, blende, and galene) in the sequence, which are
interpreted as products of the later syn-tectonic seccretion of metals
from these sedex ocurrences, at the external thermo-metamorphic
aureole of the Zongo-Yani hercynic granite (Permian-Carboniferous,
according to Harris, 1988, in Lehmann 1990). Still further north, in
the most distal part (geotectonically speaking) of the Ordovician
basin that the current Peruvian Eastern Andes constitute, Fornari &
Bonnemaison (1984) attribute the deposition of synsedimentary
lenses of the massive gold sulphurs of La Rinconada in the Carabaya
Range, very close to the Bolivian border, to a final pre-orogenic
volcanogenic hydrothermalism. In their floor, the embedded shale
and sandstones are injected by a small quartz vein network, which
the authors consider as feeders, and link to the sub-conforming
auriferous quartz “mantles” commonly associated in the area to
Paleozoic sediments, although based on the local radiometric data,
Clark et al. (1990) assign these mantles a Jurassic age.
During the Silurian, the oolitic iron deposits of the so-called
“Central Andean Sedimentary Ferriferous Province” (Chomnales
1978), accumulated in the western offshore strip of the Eo-
Paleozoic sea basin, Eo-Silurian, which extends from the Tucumán
region in Argentina and Sucre in Bolivia (Sureda & Galliski 1989,
Bozo & Monaldi 1990).
182

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 9.4 Modelo genético de los depósitos vetiformes de Sb-Au asociados a series sedimentarias de los Andes bolivianos
(modificado de Lehrberger 1992) /
Genetic model for the sediment-associated vein-type Sb-Au deposits of the Bolivian Andes
(modified from Lehrberger 1992)
183

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Con la geodinámica intracortical (¿transtensional?) del principio del
Mesozoico, cuyo impacto metalogénico fue mayor en el vecino
cinturón estañífero, pueden correlacionarse las vetas marginales de
cuarzo aurífero asociadas al noreste a los plutones granitoídicos
neotriásicos a eojurásicos de la parte central de la Cordillera Real y
de las otras altas cordilleras que prolongan ésta al noroeste.
Un nuevo cambio notable de ambiente geoestructural, marcado por la
riftogénesis continental generalizada que acompañó y siguió la
apertura del Atlántico sur en el Cretácico Inferior, caracteriza el
Mesozoico Superior en la cuenca de antepaís externa y ensiálica hoy
ocupada por los Andes Orientales de Bolivia. Con este rifting
Cretácico protoandino y las megafracturas corticales resultantes han
sido vinculados, en las porciones central y meridional de la faja
polimetálica considerada, por un lado las vetas de Ni-Co-Bi-U...
asociadas a series pelíticas eopaleozoicas de la zona de Tapacarí
(Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977) y las de Fe en
basaltos cretácicos de Betanzos y Ravelo, por el otro lado las
concentraciones de elementos litófilos (U-Ti-Nb-TR, etc.) y de
sodalita asociadas a intrusiones nefelinosieníticas y carbonatíticas
hipabisales de la Provincia Alcalina de Ayopaya (Avila-Salinas
1989), la que contiene además chimeneas de kimberlitas datadas de
98 Ma por Aitcheson (in Redwood 1993) y sills de gabro de 75 Ma
según Choque-Mamani (1993).
La fase geotectónica mayor ocasionada, en el Oligoceno Superior a
Mioceno Inferior, por la crisis del régimen de convergencia pacíficosudamericana
tuvo repercusiones metalogénicas al parecer atenuadas
en el cinturón polimetálico oriental de los Andes bolivianos. Ahí
efectivamente, los únicos yacimientos metalíferos aflorantes que
derivan o podrían eventualmente derivar de ella son aquellos,
filonianos, de Au-(Sb) y Pb-Ag-Zn que se encuentran en el tramo
boliviano nor-central a central de ese cinturón y se asocian unos a los
plutones epizonales oligo-miocenos expuestos (Illimani, Tres Cruces)
o no (serranía de Amutara) de la Cordillera Oriental en el distrito de
Lambate y otros, los demás a secuencias psamo-pelíticas distales del
Ordovícico en los distritos de Cocapata, Independencia, Quioma-
Asientos (?), etc. (v. Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
Desde el sud de Potosí hasta las proximidades de Jujuy en Argentina,
la faja auro-antimonífera y plumbo-zinquífera de la Cordillera
Oriental se subdivide nítidamente en dos franjas paralelas de rumbo
general N-S (v. Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993):
?? una franja interna (occidental) con Sb-(Au) llamada Provincia
Antimonífera Sud-boliviana por Ahlfeld (1952), conocida como
uno de los cinturones más ricos en este metal en el mundo (cf.
yacimientos de Caracota, Churata, Poconota, Palca Khocha,
Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa de Oro, Sucre, etc.) y
sectorialmente superpuesta hacia el oeste a la faja estañífera;
?? una franja externa (oriental) con Zn-Pb-(Ag) de menor interés
económico (cf. distritos de Wara Wara, de Padcoyo, de
Toropalca, de la región de Tupiza-Villazón, etc.).
En ambas franjas la mineralización se presenta en forma de vetas
discordantes o (para Sb-Au) de mantos y saddle reefs concordantes
sincinemáticos (Ludington et al. 1992), controlados por estructuras
Associated to the northeast to Neo-Triassic to Eo-Jurassic granitoid
plutons of the central part of the Cordillera Real and other high
ranges that extend it towards the northwest, the marginal auriferous
quartz veins can be correlated with the intracrustal (transtensional?)
geodynamics of the begining of the Mesozoic, the impact of which
was stronger on the neighbor tin belt.
A new remarkable change in the geostructural environment,
marked by the generalized continental riftogenesis that came along
with and followed the opening of the south Atlantic during the
Lower Cretaceous, is typical of tye Upper Mesozoic in the external
and ensialic foreland basin, nowadays occupied by the Bolivian
Eastern Andes. With this proto-Andean Cretaceous rifting and the
resulting crustal megafractures, in the central and meridional
portions of the polymetallic belt under discussion, the Ni-Co-Bi-
U... veins associated to Eo-Paleozoic pellitic series of the Tapacarí
area (Troëng & Riera–Kilibarda (eds.) 1997, Quiroga 1977), on the
one side, and the Fe veins in the Cretaceous basalts of Betanzos
and Ravelo, on the other, have been linked to concentrations of
lithophylous elements (U-Ti-Nb-TR, etc.) and sodalite associated
to hypabyssal nepheline-syenitic and carbonatitic intrusions of the
Alkaline Province of Ayopaya (Avila-Salinas 1989), which also
contains kimberlite stacks dated at 98 Ma by Aitcheson (in
Redwood 1993) and gabbro sills at 75 Ma, according to Choque-
Mamani (1993).
During the Upper Oligocene to the Lower Miocene, the major
geotectonic phase caused by the Pacific-South American
convergence regime, had metallogenic repercusions, which were
apparently softened at the eastern polimetallic belt of the Bolivian
Andes. There indeed, the only outcropping metalliferous deposits
deriving or that could eveltually derive from it are those ore Au-(Sb)
and Pb-Ag-Zn found in the north-central Bolivian stretch of this belt,
where some of them are associated to the exposed or unexposed
Oligo-Miocene epizonal plutons (Illimani, Tres Cruces) of the
Eastern Cordillera in the Lambate district, among others, and the rest
to Ordovician distal psammopellitic sequences in the Cocapata,
Independencia, Quioma-Asientos (?), and others districts (see Troëng
& Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
From the south of Potosí to the vicinity of Jujuy, Argentina, the goldantimonium
and lead-zink belt of the Eastern Cordillera is clearly
subdivided into two parallel strips with a general N-S trend (see
Troëng et al. (eds.) 1996, Troëng et al. 1993).
?? an internal (western) strip with Sb-(Au) called South-Bolivian
Antimonium Province by Ahlfeld (1952), known as one of the
world’s richest belts in this mineral (cf. the Caracota, Churata,
Poconota, Palca Khocha, Churquini, Chilcobija, Candelaria, Rosa
de Oro, and Sucre deposits, etc.), and towards the west,
superimposed in the sector over the tin belt;
?? an external (eastern) strip with Zn-Pb-(Ag) and less economic
interest (cf. the Wara Wara, Padcoyo, Toropalca districts of the
Tupiza-Villazón region, etc.).
At both strips, the mineralization appears in the form of
unconforming veins or (for Sb-Au) synkinematic conforming
mantles and saddle reefs (Ludington et al. 1992), controlled by
184

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
longitudinales regionalmente relacionadas con la tectogénesis andina
terciaria (Rössling & Borja-Navarro 1994) (zonas de fallamiento
arealmente transpre-sional pero localmente distensivo y, tratándose
de Sb-Au, crestas de anticlinales). Está asociada a potentes
secuencias marinas ordovícicas de lutitas a menudo piritosas y/o más
o menos carbonosas dentro de las cuales las manifestaciones visibles
de magmatismo intrusivo se reducen a diques hipabisales
generalmente preminerales. En cambio, en las cercanías de los
yacimientos de antimonio se observan con frecuencia fuentes
termales controladas por las mismas estructuras e indicadoras de un
hidrotermalismo póstumo.
La génesis y edad de estos depósitos antimono-auríferos y plumbozinquíferos
permanecen todavía controvertidas. En el caso de los
primeros, Lehrberger (1992), en conformidad con el modelo
metalogénico secrecionista prevaleciente en la actualidad para las
mineralizaciones de esta clase en otros lugares de la misma faja,
sugiere para las de Bolivia tres épocas de concentración mineral (fig.
9.4 ):
I. En la cuenca marginal euxínica del Paleozoico Inferior,
preenriquecimiento en Sb y Au de las lutitas oscuras
metalotectas, básicamente por adsorción e intercambio iónico
en las superficies de minerales arcillosos, por precipitación de
sulfuros en el ambiente reductor y por filtración a través de
lodos arcillosos durante la diagénesis y la compactación, estas
últimas proveedoras al mismo tiempo de los fluidos necesarios
para transportar los metales
lengthwise structures regionally related to the Andean Tertiary
tectogenesis (Rössling & Borja-Navarro 1994) (areally transpressional
faulting zones, but locally distensive, and in the case of
Sb-Au, anticline highs). It is associated to powerful Ordovician sea
sequences of often pyritous and/or more or less carbonous shale in
which the visible manifestations of intrusive magmatism are reduced
to generally pre-mineral hypabyssal dikes. On the other hand, in the
vicinity of the antimonium deposits, thermal springs controlled by
the same structures are often observed, which are indicators of a
posthumous hydrothermalism.
The genesis and age of these antimonium-gold and lead-zink deposits
are still a controversial subject. In the case of the former, according
to the currently prevailing seccretionist model for this kind of
mineralizations in other places of the same belt, Lehrberger (1992)
suggests three mineral concetration eras for Bolivia (fig. 9.4):
I. At the Lower Paleozoic marginal euxinic basin, the preenrichment
in Sb and Au of the metallotect dark shale,
basically by the adsorption and ion exchange at the
argillaceous mineral surfaces, by the precipitation of sulphurs
in a reducer environment, and by filtration through argillaceous
mud during the diagenesis and the compaction; the latter also
provided the necessary fluids for the transportation of metals.
II.
Durante el diastrofismo hercínico del Paleozoico Superior,
concentración metálica sin a tardicinemática principal por
circuitos hidrotermales convectivos de mediana profundidad y
baja temperatura que sólo pudieron removilizar Sb y Au
(elementos particularmente móviles) de las lutitas negras
eopaleozoicas, para reprecipitarlos en zonas de descompresión
de la tectónica hercínica como son por ejemplo las charnelas
anticlinales
II.
During the Upper Paleozoic hercynic diastrophism, the syn- to
late-kinematic main metallic concentration by convective
hydrothermal circuits of medium depth and low temperature,
which could only remobilize the Sb and Au (particularly
mobile elements) of the Eo-Paleozoic black shale, to
precipitate them again in the decompression areas of the
hercynic tectonics, for instance the anticline hinges.
III.
Por último, en el transcurso de la orogénesis andina del
Cenozoico Superior, segunda reconcentración, filoniana, de los
metales de los depósitos epigenéticos paleozoicos por nuevas
celdas de convección en ambiente subvolcánico.
III.
Last, in the course of the Upper Cenozoic Andean orogenesis,
a second metal reconcentration, at the ore level, of the
Paleozoic epigenetic deposits by new convection cells in a
subvolcanic environment.
Dada la ausencia aparente de intrusiones ígneas significativas en la
gran mayoría de las áreas antimono-auríferas, por lo general cabe
relacionar la fase principal (II) de hidrotermalismo mineralizante con
los fluidos meso a epizonales de desvolatilización metamórfica
comúnmente implicados en los modelos de removilización o
“secreción” (sensu lato) intracortical sin a tarditectónica vigentes
tanto dentro del cinturón polimetálico que nos ocupa (cf. Dill et al.
1997) como en muchos otros comparables del mundo (cf. Boyle
1987). No obstante, ciertos indicios espaciales de vínculo distal con
plutones o stocks hipabisales (zonaciones, alineaciones, etc.) o aún
algunos vestigios de paragénesis precoces de alta temperatura con
minerales de filiación magmática han podido ser evidenciados en
yacimientos por lo demás similares a los precedentes. Tales
distintivos dejan vislumbrar una transición todavía imprecisa entre
depósitos exclusivamente asociados, por secreción metamórfica, a
series sedimentarias ampelíticas eopaleozoicas y depósitos
intrínsecamente ligados a la aureola termo-geoquímica externa de
Given the apparent absence of significant igneous intrusions in most
of the antimonium-gold areas, it is generally appropriate to relate the
main phase (II) of mineralizing hydrothermalism to the meso- to
epizonal metamorphic desvolatilization fluids which are commonly
involved in the effective remobilization or syn- to late-kinematic
intracrustal “seccretion” (sensu lato) within the polymetallic belt
under discussion (cf. Dill et al. 1997), as well as in other comparable
belts worldwide (cf. Boyle 1987). Nonetheless, it was possible to
observe certain spatial indications of the distal link with plutons or
hypabyssal stocks (zoning, alignments, etc.) or even some remains of
the high temperature precocious paragenesis with magmatic filiation
minerals, in some deposits that were otherwise similar to the
preceding ones. Such features alow to conjecture a even more
imprecise transition, by metamorphic seccretion, between the
deposits exclusively associated to Eo-Paleozoic sedimenary ampelitic
series and deposits intrinsically linked to the thermochemical external
aureole of plutonic (“tele” or “crypto” plutonic deposits.) or exposed
185

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
intrusivos plutónicos (depósitos “tele” o “cripto” plutónicos) o subvolcánicos
(depósitos epitermales) félsicos expuestos o no.
Por otra parte, a la mencionada asignación del evento mayor de
mineralización antimono-aurífera al ciclo orogénico neopaleozoico
se oponen las opiniones de Dill et al. (1997) y de Sureda & Galliski
(1989), quienes refieren los yacimientos respectivamente bolivianos
y argentinos de la provincia antimonífera en cuestión al Oligo-
Mioceno, lo cual concuerda a priori mejor con el marcado control de
este tipo de mineralización por estructuras tectónicas generalmente
consideradas andinas.
En el caso de los depósitos vetiformes de la franja plumbozinquífera,
no se cuenta todavía con ningún modelo genético global y
los datos isotópicos disponibles hasta la fecha para aquellos de
Bolivia (Macfarlane et al. 1990) indican una edad ya mesoterciaria
(la más plausible por las mismas razones que anteriormente) o
mesozoica, mientras que los datos existentes acerca de los distritos
del noroeste argentino, ubicados en la prolongación al sur de los de
Bolivia, abogan más bien en favor de una edad ordovícica (Barbieri
et al. 1989). Como en el caso precedente, se tendrá que esperar
dataciones radio-métricas fiables para atribuir estas mineralizaciones
a una o varias época(s) metalogénica(s) determinada(s): Terciario
Medio, Mesozoico u Ordovícico.
El último ciclo mineralizador en el cinturón polimetálico marginal de
los Andes bolivianos corresponde al lapso que va del Mioceno Medio
al Reciente y se particulariza por una metalogénesis detrítica muy
productiva en cuanto a oro se refiere. A este ciclo exógeno de
degradación y agradación de materiales auríferos procedentes de
afloramientos primarios de las distintas épocas arriba mencionadas se
deben en primera instancia los muy ricos paleoplaceres fluviátiles
miocenos de la cuenca del Cangallí (distrito de Tipuani) en las
estribaciones amazónicas de la Cordillera Real (Hérail et al. 1991).
En segundo lugar resultan de él un gran número de placeres
cuaternarios, localmente valiosos. Algunos de ellos son de origen
glaciar a fluvio-glaciar, como los de Suches en la frontera con el Perú
(Hérail et al., op. cit.). La mayoría, empero, son fluviales intra a
pedemontanos en terrazas, playas, cauces actuales y antiguos, etc.,
como aquellos de Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., Miranda-
Angles et al. 1991), típicos placeres multifásicos "gigantes" del
cinturón circum-pacífico, sobreenriquecidos por una neotectónica
intensa y recurrente, según Bache (1982) y Choquecamata.
or unexposed felsic subvolcanic (epithermal deposits) intrusives.
On the other hand, the opinions of Dill et al. (1997) y de Sureda &
Galliski (1989) are opposed to the aformentioned assignation of the
major antimonium-gold mineralization to the Neo-Paleozoic
orogenic cycle. These authors assign the Bolivian and Argentine
deposits, respectively, of the antimonium province under discussion,
to the Oligo-Miocene, which agrees better a priori with the marked
control of this type of mineralization by tectonic structures generally
considered as Andean.
In the case of the vein-shaped deposits of the lead-zink belt, there is
no global genetic model availabe yet, and the isotopic data available
to date for such deposits in Bolivia (Macfarlane et al. 1990), indicate
an already Meso-Tertiary (the most plausible for the same reason
stated above) or Mesozoic age, while the existing data on the
northwestern Argentine districts, located on the southward extension
of the Bolivian ones, rather advocate for an Ordovician age (Barbieri
et al. 1989). As in the preceding case, reliable radiometric datings
will have to be available in order to attribute these mineralizations to
one or more determinate metallogenic ages: Middle Tertiary,
Mesozoic or Ordovician.
The last mineralizing cycle in the Bolivian Andes marginal
polymetallic belt pertains to the time span ranging from the Middle
Miocene to the Recent, and features a very productive detrital
metallogenesis with regards to gold. First, the very rich fluviatile
Miocene paleoplacers of the Cangallí basin (Tipuani district) in the
Cordillera Real Amazon spurs (Hérail et al. 1991) are owed to this
exogenous cycle of degradation and gradation of auriferous materials
coming from the primary outcrops of the above-mentioned different
ages. Second, a great number of locally valuable Quaternary placers
result form it. Some of them are of glaciar to fluvio-glaciar origin,
such as those of Suches, in the Peruvian border (Hérail et al., op.
cit.). Most of them, however, are fluvial intra- to piedmontane, in
terraces, beaches, current and old riverbeds, etc., such as those of
Choquecamata and Tipuani-Mapiri (Hérail et al., op. cit., Miranda-
Angles et al. 1991), the latter typical “giant” multiphase placers of
the circumpacific belt, which, according to Bache (1982), are
overenriched by an intense and recurrent neotectonism.
186

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Faja estañífera
La llamada "faja estañífera boliviana" (en realidad polimetálica con
estaño dominante y desarrollada más allá de las fronteras bolivianas
hasta el sudeste peruano por un lado y el noroeste argentino por el
otro) se coloca entre las tres más extensas provincias estañíferas del
mundo junto a aquellas de Malasia y de la cordillera de Sikhota Alin
en Siberia oriental (donde ocurren mineralizaciones polimetálicas
parecidas), y también entre las más ricas con sus enormes
concentraciones metálicas de Llallagua (la mayor acumulación de
estaño hipógeno a nivel mundial), Huanuni, Colquiri, Japo-Santa Fe-
Morococala, Chorolque y otras que, por sí solas, representaban
originalmente un potencial total de más de 1 Mt Sn. Dentro como
fuera de unas 900 minas de estaño, este cinturón encierra además
cuantiosos recursos de plata (el Cerro Rico de Potosí es el mayor
yacimiento argentífero conocido), bismuto (cf. Tasna), wolfram,
metales de base y oro; de tal modo que, globalmente, se le ha podido
asignar más de los 3/4 de las menas metalíferas de Bolivia
(Heuschmidt 1979), país en cuya economía tuvo por supuesto
siempre una incidencia fundamental.
La faja estañífera se extiende por más de 1200 km de longitud, en
dirección NW-SE a N-S como la faja polimetálica marginal que la
flanquea al este, desde el sector peruano de Macusani (aprox. 14° de
latitud S) hacia el noroeste hasta más allá de la mina argentina de
Pirquitas (aprox. 23° S) hacia el sur. Confinada por lo esencial en el
flanco W y las alturas del actual cinturón orogénico trasarco de la
Cordillera Oriental, tiene en su partes septentrional y meridional un
ancho medio de 40 km que va creciendo hasta un máximo del orden
de 100 km en su parte central que corresponde a la porción más
desarrollada hacia el este del oroclino boliviano.
Además de su extensión y trascendencia minera, esta faja
intracontinental posee una remarcable originalidad geológica y
metalogénica en el marco centroandino. En primer lugar resalta la
permanencia por más de 350 Ma (desde el Paleozoico Superior hasta
el Reciente) de su especialización metálica bajo diferentes
expresiones yacimentológicas y en un contexto geotectónico muy
cambiante (Clark et al. 1984, Redwood 1993); permanencia de la que
Lehmann (1990) ha dado la explicación petrológica citada más
arriba, basada en las nociones de diferenciación avanzada de los
magmas corticales metalotectos dentro de una corteza continental
regionalmente muy gruesa y de sobreconcentración magmática e
hidrotermal residual de su estaño en el ambiente moderadamente
oxigenado de lutitas carbonosas de la cuenca eopaleozoica de la
Cordillera Oriental. En segundo lugar queda ahora bien establecido
que la geodinámica profunda de la actual faja estañífera fue mucho
menos influenciada en todo tiempo por la subducción peripacífica o
las paleosubducciones de la margen móvil sudamericana
(Gondwana) que aquella de las fajas polimetálica y cuprífera del
Altiplano y de la Cordillera Occidental, más epicontinentales: ello
tanto en el Triásico-Jurásico durante el período distensivo
protoandino como en el Oligo-Plioceno durante el ciclo compresivo
andino propiamente dicho. Lo indica claramente el quimismo
subalcalino peraluminoso de tipo S (serie ilmenita), de afinidad
cortical y no mantélica en zona Benioff, de los granitoides triásicojurásicos
y oligo-miocenos de este cinturón metalífero (Clark et al.
1984, Kontak et al. 1984).
The Tin Belt
The so-called “Bolivian tin belt” (actually, a polymetallic belt with
predominance of tin, which developed beyond the Bolivian borders
into southeastern Peru, on one side, and into northwestern Argentina,
on the other) ranks among three of the world’s most extensive tin
provinces, together with those of Malasia and the Sikhota Alin Range
in eastern Siberia (where there are similar polymetallic
mineralizations), and also among the richest, with its enormous
metallic concentrations in Llallagua (the largest hypogene tin
accumulation worldwide), Huanuni, Colquiri, Japo - Santa Fe-
Morococala, Chorolque, and others, which on their own represented
originally a total potential exceeding 1 Mt Sn. In addition, both, in
and outside around 900 tin mines, this belt holds copious resources
including silver (the Cerro Rico of Potosí is the largest silver deposit
known), bismuth (cf. Tacna), wolfram base metals and gold; thus, it
was possible to assign to it more than 3/4 of the metal ores in Bolivia
(Heuschmidt 1979), a country in which it always had a fundamental
economic incidence.
With a NW-SE to N-S trend, the tin belt extends for a length of over
1200 km, just like the marginal polimetallic belt that runs along with
it to the east, from the Peruvian sector of Macusani (approx. 14°
latitude S) towards the northwest, beyond the Argentine mine of
Pirquitas (approx. 23° S) towards the south. Essentially confined to
the W limb and the heights of the current back-arc orogenic belt of
the Eastern Cordillera, it reaches a mean width of 40 km in its
northern and meridional portions, increasing up to a maximum in the
order of 100 km in its central portion, pertaining to the most
developed portion east of the Bolivian orocline.
In addition to its extension and mining trascendence, this
intracontinental belt has a remarkable geological and metallogenic
originality in the Central Andean setting. First, the permanence of its
metallic specialization under different depositional expressions and
in a changing geotectonic context (Clark et al. 1984, Redwood 1993),
for over 350 Ma (from the Upper Paleozoic to the Recent), stands
out; this permanence was subject of the above-mentioned
petrological explanation by Lehmann (1990), based on the notions of
advanced differentiation of metallotect crustal magmas within a
continental crust that is regionally very thick and has magmatic and
residual hydrothermal overconcentration of its tin, in a moderately
oxigenated environment of carbonous shale of the Eastern Cordillera
Eo-Paleozoic basin. Second, it is now well established that, at all
times, the deep geodynamics of the current tin belt was much less
influenced by the peripacific subduction or the paleosubductions of
the South American mobile margin (Gondwana) than that of the
polymetallic and copper belts of the Altiplano and Western
Cordillera, which were more epicontinental, both in the Triassic-
Jurassic,during the proto-Andean distensive period and in the Oligo-
Pliocene, during the Andean compressive cycle itself. This clearly
indicates the S-type (ilmenite series) peraluminous subalkaline
chemism of this metalliferous belt’s Triassic-Jurassic and Oligo-
Miocene granitoid, with crustal and non-mantle affinity in the
Benioff zone (Clark et al. 1984, Kontak et al. 1984).
187

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Tres épocas metalogénicas deben distinguirse, básicamente, a lo
largo del tramo boliviano de la faja estañífera. La más antigua fue el
Triásico Superior - Jurásico Inferior (225-202 Ma) que vio el
establecimiento a escala continental de una tectónica extensiva
(rifting), la cual repercutió en el segmento norte de la faja (altas
cordilleras Real, de Muñecas y probablemente de Apolobamba) bajo
un régimen estructural regional al parecer algo peculiar, quizás
transtensional (v. Clark et al., op. cit.) en la intrusión de una serie de
batolitos y stocks epizonales de granodioritas biotíticas y
hornbléndicas y de sienogranitos biotítico-muscovíticos (Taquesi,
Chojlla, Chacaltaya, Huayna Potosí, Sorata, etc). Estos a su vez
dieron origen a numerosos yacimientos intra a periplutónicos (vetas,
greisens, pegmatitas y otros) de W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb tales
como aquellos de Chojlla (la mina de wolfram más importante de
Bolivia), Bolsa Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc.
(Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980,
Lehmann 1990, etc.).
Con la propagación a través de la Cordillera Oriental de las
deformaciones mayores causadas por la crisis geodinámica andina
principal del Oligoceno Superior - Mioceno Inferior, el magmatismo
calco-alcalino derivado de la fusión de la corteza continental
profunda así como la actividad metalogénica asociada migraron hacia
el sudeste hasta las porciones nor-central y luego central del cinturón
estañífero.
A la etapa inicial oligocena (28-23 Ma) de esta migración
corresponden intrusivos granitoídicos y depósitos vetiformes de
filiación plutónica notablemente semejantes a sus antecesores
mesozoicos a pesar del cambio radical de las condiciones
geotectónicas en los Andes Centrales: a saber, el batolito y los stocks
granodioríticos a sienograníticos del Illimani, de Tres Cruces, de
Santa Vera Cruz, etc. y los yacimientos de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,...
de Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota,
Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara,
La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (estos cinco últimos apicales
encima de cúpulas plutónicas no aflorantes) y otros en la parte norcentral
de la faja (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964 Troëng &
Riera–Kilibarda (eds.) 1997).
A una etapa magmática posterior, eomiocena (22-19 Ma), están
vinculados en el segmento central de esta faja, menos solevantado y
por tanto menos profundamente erosionado que el segmento
septentrional del cual está separado por la megafalla transcurrente de
Tapacarí cierto número de pequeños stocks subvolcánicos en
embudo (San Pablo, Coriviri, Cóndor Iquiña, Chualla Grande, La
Salvadora,...) y ocasionales domos volcánicos (Complejo Dómico de
Colquechaca) de composición dacítica a riodacítica grosso modo
equivalente, en términos petroquímicos, a la de las plutonitas
precedentes. Estas intrusiones y extrusiones típicamente sincinemáticas
controlan un grupo de yacimientos vetiformes, irregularmente
diseminados o, localmente, estratoligados (en calcarenitas
cretácicas) ya polimetálicos telescopados (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...), ya
esencialmente estañíferos "de tipo boliviano", varios de ellos muy o
aun excepcionalmente ricos: Japo, Santa Fe-Morococala, Huanuni,
Llallagua, Poopó, Avicaya-Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc.
(Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda
(eds.) 1996ª, GEOBOL-PNUD 1982, etc.). Dentro de la misma
provincia metalogénica pero por lo común no asociadas, al menos
aparentemente, a este magmatismo sino más bien a series psamo-
Basically, three metallogenic eras need to be distinguished along
the Bolivian portion of the tin belt. The oldest, the Upper Triassic
– Lower Jurassic (225-202 Ma), witnessed the establishment of, at
continental scale, an extensive tectonics (rifting), which had
repercusions on the belt’s northern segment (high ranges of the
Real, Muñecas, and probably Apolobamba), under a regional
structural regime, seemingly rather peculiar, maybe transtensional
(v. Clark et al., op. cit.), in the intrusion of a series of batoliths and
epizonal biotitic and hornblendic granodiorite stocks, and of
biotitic-muskovitic syenogranites (Taquesi, Chojlla, Chacaltaya,
Huayna Potosí, Sorata, etc.). These, in turn, gave place to
numerous intra- to periplutonic W-Sn-Au-Bi-Zn-Pb-Ag-Sb
deposits (veins, greisens, pegmatites and others), such as those of
Chojlla (the most important wolfram mine in Bolivia), Bolsa
Negra, Milluni, Kelluani, Fabulosa, Hucumarini, etc. (Ahlfeld &
Schneider-Scherbina 1964, GEOBOL-PNUD 1980, Lehmann
1990, etc.).
With the propagation of the major deformations, across the Eastern
Cordillera , caused by the main Andean geodynamic crisis of the
Upper Oligocene – Lower Miocene, the calc-alkaline magmatism
derived from the deep continental crust fusion, as well as the
associated metallogenic activity, migrated towards the southeast up
to the north-central and later central portions of the tin belt.
The granitoid intrusives and vein-shaped deposits of plutonic
filiation correspond to the initial Oligocene (28-23 Ma) stage of
this migration. They are notoriously similar to their Mesozoic
forerunners, in spite of the radical change in the geotectonic
conditions in the Central Andes, namely, the batolith and the
granodioritic to syenodioritic stocks of Illimani, Tres Cruces, Santa
Vera Cruz, etc., and the de Sn, W, Au, Zn, Pb, Ag,... deposits of
Viloco, Rosario de Araca, Caracoles, Sudamérica, Chojñacota,
Laramcota, Barros-cota, Pacuni, Chambillaya, Sayaquira, Amutara,
La Serena, Chicote, Kami, Colquiri (the five latter apical on top of
non-outcropping plutonic domes) and others in the north central part
of the belt (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964, Troëng & Riera–
Kilibarda (eds.) 1997).
In this belt’s central segment, less uplifted and therefore less deeply
eroded that the northern sector from which it is separated by the
transcurrent Tapacarí megafault, a certain number of small
subvolcanic funneled stocks (San Pablo, Coriviri, Condor Iquiña,
Chualla Grande, La Salvadora, etc) and ocassional volcanic domes
(Colquechaca Dome Complex) of dacitic to rhyodacitic composition
roughly equivalent, in petrochemical terms, to the preceding
plutonites, are related to a later Eo-Miocene magmatic stage (22-19
Ma). These typically synkinematic intrusions and extrusions
control a group of vein-shaped deposits, irregularly scattered or
locally strata-related (in Cretaceous calc-arenites), whether telescoped
polymetallic (Sn-Ag-Zn-Pb-Bi-W...) or essentially “Boliviantype”
tin-bearing, several of them very or still exceptionally rich:
Japo, Santa Fe - Morococala, Huanuni, Llallagua, Poopó, Avicaya-
Totoral, Bolívar, Colquechaca, etc. (Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996, GEOBOL-PNUD
1982, etc.). Within the same metallogenic province, but commonly
not associated to this magmatism, at least apparently, but instead to
Ordovician psammopellitic series, multiple antimonium and gold
veins are scattered; their age and genesis are sitll not well defined,
188

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
pelíticas ordovícicas, están esparcidas múltiples vetas de antimonio y
oro cuya edad y génesis quedan todavía mal definidas, aunque
probablemente comparables en general con las de los depósitos de
este tipo tan difundidos en la faja polimetálica oriental arriba
descrita; las minas más conocidas son Antofagasta, San Luis,
Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri y San
Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).
En el Mioceno Medio, período de expansión generalizada del
magmatismo centroandino, lo esencial de la actividad ígnea y
metalogénica del cinturón estañífero prosiguió su gradual migración
hacia el sud de la Cordillera Oriental hasta alcanzar el extremo NW
de Argentina. Esta migración, que se prolongó de 16 a 11 Ma, dejó
en el sudoeste de Bolivia una diversidad de cuerpos porfídicos
dacíticos, riodacíticos y cuarzo-latíticos emplazados por regla general
a menor profundidad aún que aquellos de la provincia estañífera
central (domos volcánicos mayormente, stocks y plugs subvolcánicos
accesoriamente), a veces acompañados por breccia pipes
hidrotermalizados y en ciertos casos ligados a la resurgencia de
calderas de colapso (Cerro Rico de Potosí, Porco, Cosuña, Chocaya,
Tatasi-Portugalete). Los yacimientos polimetálicos de tipo boliviano
muy comúnmente asociados a estos pórfidos (Colavi, Machacamarca,
Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco, Carguaicollo, El
Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque, Tatasi-Portugalete, San
Vicente-Monserrat, Santa Isabel, Esmoraca, etc.) son geológica y
económicamente cotejables con los del Mioceno Inferior (Ahlfeld &
Schneider-Scherbina, op. cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.).
Además la región posee algunas mineralizaciones epitermales
polimetálicas (Ag-Zn-Pb-Au- etc.) contemporáneas de morfología
sobre todo filoniana como las del distrito del Kari Kari, de Tollojchi,
de Cosuña, de Pulacayo y de Bonete (Alcócer-Rodríguez et al. 1993,
Redwood 1993); su marco volcánico es sensiblemente el mismo que
aquel de los depósitos precedentes.
La yacimentología neomiocena a eopliocena es en la faja estañífera
mucho más pobre que en la contigua faja polimetálica del Altiplano y
de la Cordillera Occidental, a pesar de que en ambas interviene de
modo igualmente desfavorable la escasa profundización de la erosión
desde esta época reciente; lo que da a pensar que esta última fue en
esencia, dentro del cinturón considerado, un tiempo de extinción
rápida de la actividad metalogénica hipógena. Si bien la actividad en
cuestión fue aquí también relativamente difusa, extendiéndose desde
el sudeste peruano hasta el sudoeste boliviano, se circunscribió en su
casi totalidad a vastos escudos ignimbríticos que, en Bolivia, forman
hoy las mesetas de Los Frailes, Livichuco y Morococala (segmento
centro-sud). En medio de estas potentes formaciones extrusivas se
encuentran localmente pequeños yacimientos e indicios filonianos
epitermales de metales preciosos y de base (cf. Cuyuma en la meseta
de Morococala y Pumpuri en la de Livichuco) (GEOBOL-PNUD
1982, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) o de uranio (cf. el
distrito de Cotaje en el borde SW de la meseta de Los Frailes
[Aparicio 1978]).
Finalmente, el Cuaternario es el período durante el cual, en relación
con los diferentes procesos recientes de solevantamiento
tardiorogénico y erosión de la cadena andina, se acumuló, al pie y río
abajo de los afloramientos de numerosos yacimientos hidrotermales
de distintas épocas de la parte boliviana del cinturón estañífero, una
gama variada de placeres coluviales, glaciares, fluvio-glaciares y
although it is likely that they are in general comparable to those of
this type of deposits, so well disseminated on the eastern polymetallic
belt described above; the best known mines are Antofagasta, San
Luis, Challviri, Amayapampa, Capacirca, La India, Malliri, and San
Bernardino (Broersma et al. 1963, Ahlfeld & Schneider-Scherbina,
op. cit.; Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) op. cit.).
In the Middle Miocene, a period of generalized expansion of the
Central Andean magmatism, the tin belt’s essential igneous and
metallogenic activity continued its gradual migration towards the
south of the Eastern Cordillera unitl it reached the NW end of
Argentina. Prolonging from 16 to 11 Ma, this migration left in
southwest Bolivia a diversity of dacitic, rhyolitic and quartz-latitic
porphyric bodies, as a general rule, emplaced at a lesser depth,
although those at the central tin province (mostly volcanic domes,
stocks and subvolcanic plugs, accesorily), sometimes accompanied
by hydrothermalized breccia pipes, and in some cases, linked to the
resurgence of collapse calderas (Cerro Rico of Potosí, Porco,
Cosuña, Chocaya, Tatasi-Portugalete). The Bolivian-type polymetallic
deposits very commonly associated to these porphyries
(Colavi, Machacamarca, Huari Huari, Cerro Rico de Potosí, Porco,
Carguai-collo, El Asiento, Ubina, Tasna, Chocaya, Chorolque,
Tatasi-Portugalete, San Vicente - Monserrat, Santa Isabel,
Esmoraca, etc.) are geologically and economically comparable to
those of the Lower Miocene (Ahlfeld & Schneider-Scherbina, op.
cit., Grant et al. 1980, Sillitoe 1988, etc.). In addition, the region
has some contemporary polymetallic epithermal (Ag-Zn-Pb-Auetc.)
mineralizations with an above all ore morphology, such as
those of the Kari Kari, Tollojchi, Cosuña, Pulacayo and Bonete
districts (Alcócer-Rodríguez et al. 1993, Redwood 1993); their
volcanic setting os sensibly the same as that of the preceding
deposits.
In the tin belt, the Neo-Miocene to Eo-Pliocene deposit
characteristics are poorer than in the adjacent Altiplano and
Western Cordillera polymetallic belt, in spite of the fact that the
scarce deepening of the erosion from this recent age, intervenes in
both of them, in an equally unfavorable way; this brings to thought
that, within the belt under discussion, the above-mentioned age was
esentially a time of rapid extinction of the hypogene metallogenic
activity. Although the activity in question was also relatively
diffuse here, extending from southeast Peru to southwest Bolivia, it
circumscribed almost entirely vast ignimbritic shields which form,
in Bolivia, the Los Frailes, Livichuco and Morococala plateaus
(central-south segment). Locally, amidst these powerful extrusive
formations, there are small deposits and epithermal ore signs of
precious and base metals (cf. Cuyuma in the Morococala plateau and
Pumpuri in the Livichuco plateau) (GEOBOL-PNUD 1982, Troëng
& Riera-Kilibarda (eds.) 1996a) or of uranium (cf. the Cotaje district
on the SW border of the Los Frailes plateau [Aparicio 1978]).
Finally, with regards to the different recent late-orogenic uplift and
erosion processes in the Andean chain, the Quaternary is a period
during which a wide range of colluvial, glaciar, fluvioglaciar, and
mainly fluvial tin placers (cf. El Centenario, one of the most
important among its kind in the continent, Playa Verde, Avicaya,
Aroifilla and El Rodeo in the belt’s central portion), wolfram placers
189

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
principalmente fluviales de estaño (cf. El Centenario, uno de los más
importantes de su género en el continente, Playa Verde, Avicaya,
Aroifilla y El Rodeo en la porción central de la faja), wolfram (cf.
Tamiñani en el distrito de Chicote-Kami) u oro (cf. Chuquiaguillo en
el segmento septentrional) (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964,
Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997, Hérail et al. 1991).
Faja polimetálica del Altiplano y de la Cordillera
Occidental
Esta porción boliviana de un muy largo (más de 2000 km tan sólo en
los Andes Centrales) y ancho (hasta más de 250 km) cinturón de Ag-
Pb-Zn-Cu-Au-etc. cabalga sobre el Altiplano hacia el este y las
alturas de la Cordillera Occidental hacia el oeste (“Provincia
Polimetálica del Altiplano” de Petersen 1970).
La historia metalogénica regional se divide en dos etapas. La primera
tuvo lugar en la subprovincia cuprífera del Altiplano, mineralizada en
el transcurso y después de la fase geodinámica mayor del Oligoceno
Superior - Mioceno Inferior. Sus 80 y más depósitos estratiformes (o
estratoligados) sedimentarios o diagenéticos de cobre (Corocoro,
Chacarilla, etc.) están confinados dentro de horizontes reductores
(paleocanales fluviátiles con restos de plantas, capas porosas
originalmente impregnadas de hidrocarburos) de series de redbeds
que en su gran mayoría se acumularon en la cuenca de antepaís que
el Altiplano era todavía en el Paleógeno (Redwood 1993). Dada la
habitual delgadez de tales horizontes metalotectos en comparación
con las secuencias completas de limolitas y lutitas carbonosas que
suelen albergar la mineralización principal al techo de los redbeds en
los grandes yacimientos mundiales de esta clase, estos depósitos
bolivianos son casi todos de tamaño mucho más reducido, con la
única excepción de aquellos que, como Corocoro y Chacarilla,
fueron adicionalmente controlados por mecanismos concentradores
particularmente eficaces tales como el fallamiento o el diapirismo
sinsedimentario (Flint 1986). Las mineralizaciones uraníferas y
cupríferas en trampas orgánicas de secuencias arenosas y las
diseminaciones exhalativas de cobre asociadas a basaltos que
acompañan dichos depósitos en ciertos sectores del Altiplano tienen
aún menor relevancia (USGS-GEOBOL 1992).
(cf. Tamiñani in the Chicote-Kami district) or gold placers (cf.
Chuquiaguillo in the northern segment) (Ahlfeld & Schneider-
Scherbina 1964, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996a y 1997,
Hérail et al. 1991), accumulated at the base and downstream of the
outcrops of numerous different age hydrothermal deposits in the
Bolivian part of the tin belt.
The Polymetallic Belt of the Altiplano and the Eastern
Cordillera
With a very long (over 2000 km in the Central Andes alone) and
wide (over 250 km) Ag-Pb-Zn-Cu-Au-etc. belt, this portion of
Bolivia rides over the Altiplano to the east and over the Eastern
Cordillera heights to the west (“Polymetallic Altiplano Province”
of Petersen 1970).
The regional metallogenic history is divided in two stages: the first
stage took place in the Altiplano cupriferous subprovince, which
was mineralized in the course of and after the major geodynamic
phase of the Upper Oligocene - Lower Miocene. Its 80 and more
sedimentary or diagenetic stratiform (or strata linked) copper
deposits (Corocoro, Chacarilla) are bound within reducer horizons
(fluviatile paleocanals with plant remanents, porous layers
originally impregnated with hydrocarbons) of redbed series, most
of which got accumulated in the foreland basin that the Altiplano
still was during the Paleogene (Redwood 1993). Given the usual
thinness of such metallotect horizons, as compared with the
complete siltstone and carbonous shale sequences that usually
harbor the main mineralization at the redbeds’ roofs in the world’s
largest deposits of this type, almost all of these Bolivian deposits
have a much more reduced size, with the sole exception of those
which, like Corocoro and Chacarilla, were further controlled by
particularly efficient concentrating mechanisms, such as faulting or
synsedimentary diapyrism (Flint 1986). The uranium and copper
mineralization in sandy sequences’ organic traps and the exhalative
copper disseminations associated to the basalts that go together
with such deposits in hundreds of Altiplano sectors, are even less
relevant (USGS-GEOBOL 1992).
La segunda fase de mineralización fue la del Mioceno Medio a
Superior, caracterizado como se ha visto por una "explosión"
magmática cuyo alcance se extendió a la mayor parte de los Andes
Centrales y que resultó ser también una época de actividad
metalogénica endógena a la vez generalizada e intensa, de hecho la
más productiva en menas polimetálicas de la faja considerada; aun
cuando esta actividad tendió a partir del Mioceno final (hacia 7 Ma) a
disminuir y a circunscribirse progresivamente, igual que el
magmatismo al cual se debía, a la "Zona Volcánica Central" de los
Andes (aprox. 16°-28° S) donde se extinguió casi por completo en el
Plioceno inferior. En términos generales, los depósitos minerales que
se formaron a través de la faja polimetálica mesoandina a lo largo de
este prolongado período metalogénico mioceno medio a superior, y
hasta plioceno inferior (16-4 Ma), tienen en común un origen
volcánico a subvolcánico (ligado a su edad reciente y ubicación en un
bloque geoestructural poco erosionado) responsable de sus caracteres
yacimentológicos esenciales. Estos, reestudiados y modelizados por
múltiples investigadores (Francis et al. 1983, Redwood 1987,
Ericksen 1988, USGS-GEOBOL 1992, etc.) desde los principios del
The second mineralization phase occured during the Middle to
Upper Miocene. As mentioned before, it featured a magmatic
“explosion” that reached most of the Central Andes. In addition, it
was a time of endogenous metallogenic activity, which was at the
same time generalized and intense; in fact, it is the most productive
in polymetallic ores in the discussed belt; even though, starting at
the final Miocene (c. 7 Ma), this activity, just like the magmatism
that caused it, tended to diminish and progressively circumscribe
around the “Central Volcanic Area” of the Andes (aprox. 16°-28°
S), where it almost completely extinguished during the Lower
Pliocene. In general terms, the mineral deposits that were formed all
across the middle Andean polymetallic belt along this extended
metallogenic period, ranging from the Middle to Upper Miocene up
to the Lower Pliocene (16-4 Ma), have a common volcanic to
subvolcanic origin (linked to its recent age and location in a little
eroded geostructural block), which is responsible for their essential
deposit-related nature. Studied and modelled again by several
researchers (Francis et al. 1983, Redwood 1987, Ericksen 1988,
USGS-GEOBOL 1992, etc.) since the beginning of the worldwide
190

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
auge mundial de la prospección de yacimientos epitermales auroargentíferos,
pueden sintetizarse como sigue:
?? Asociación, básicamente con stocks o plugs subvolcánicos
porfídicos de escasas dimensiones y profundidad de intrusión,
domos (de flujo), estratovolcanes más o menos compuestos,
coladas lávicas, capas piroclásticas, escudos ignimbríticos y/o
calderas volcánicas, de edad más frecuentemente meso que
neomiocena y de litología dominante dacítica, riodacítica,
riolítica o, eventualmente (sobre todo en el Mioceno Superior),
andesítica; procedentes del manto en zona de subducción, los
magmas calco-alcalinos (tipo I) metalotectos sufrieron en
muchas partes (p. ej. el Altiplano nororiental según Redwood
1986) una contaminación cortical creciente con el tiempo (v.
Orógeno Andino - Conceptos generales).
?? control estructural por lineamientos, megafallas transcurrentes y,
a escala local, fracturas tensionales;
?? morfología variable, desde los filones hasta los stockworks y las
diseminaciones en brechas, en piroclastitas porosas o incluso en
pórfidos;
?? mineralización comúnmente bandeada, brechosa, geódica o aun
cavernosa;
?? zonación metálica vertical más o menos (telescoping)
desarrollada: Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) hacia la
superficie, con Ag/Au >> 1 en la gran mayoría de los casos y
> 50 en los depósitos epitermales;
?? alteración hidrotermal epimagmática premineral generalmente
penetrativa y zonada, con núcleos fílicos o silicificados y amplios
halos argilizados y/o propilitizados, y con zonas apicales de
argilización avanzada o "tapones" silíceos en los depósitos
subsuperficiales.
En torno a este modelo general, diversos tipos de mineralizaciones
vetiformes o diseminadas se formaron según las áreas: unas (auro)
argentíferas epitermales (cf. Berenguela, Laurani, Carangas, Salinas
de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena Vista, etc.), otras
polimetálicas (metales de base, Ag, Au, Sn, etc.) de "tipo boliviano"
(Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio de Lípez,
etc.) y otras aún, ocasionalmente, auro-cupríferas epiporfídicas de
transición al tipo epitermal sulfato ácido subsuperficial (como La
Española en los confines norte de la Cordillera Occidental y Escala
en el sur del Altiplano) (USGS-GEOBOL 1992, Petersen 1970,
Troëng & Riera-Kilibarda (eds.) 1996b, 1996c y 1997, Redwood
1993, etc.).
En síntesis, dos metalotectos muy diferentes, ambos de acción
prolongada, oponen la metalogenia de los cinturones minerales
interno (faja polimetálica occidental) y externos (fajas estañífera y
polimetálica oriental) de los Andes bolivianos. En el primero, las
sucesivas etapas de mineralización fueron por lo esencial producto de
un volcanismo y subvolcanismo calco-alcalinos polifásicos de origen
mantélico ligados a perturbaciones reiteradas de la dinámica de
subducción sud-pacífica. En los segundos el metalotecto fundamental
fue en permanencia, a nivel de la corteza superior, la extensa cuenca
psamo-pelítica ensiálica del Paleozoico Inferior, cuyas lutitas
highpoint of epithermal gold and silver bed prospecting, the latter
can be summarized as follows:
?? Association, basically with porphyric subvolcanic stocks or
plugs of small dimensions and intrusion depth, (flow) domes,
more or less composite stratovolcanos, lava flows, pyroclastic
layers, ignimbritic shields and/or volcanic calderas of a more
frequently Meso- than Neomiocene age, and with a dominatly
dacitic, rhyodacitic, rhyolitic or, eventually andesitic (particularly
during the Upper Miocene) lithologies; coming from the
mantle in the subduction zone, the metallotect calc-alkaline
magmas (type I) underwent, in time, a growing crustal
contamination in several places (for example, according to
Redwood 1986, in the northeastern Altiplano) (see Andean
Orogen - General Concepts).
?? structural control by lineaments, trasncurrent megafualts, and at
the local level, tension fractures;
?? variable morphology, from the lodes to the stockworks and
dissminations in breccia, porous puroclastites and even in
porphyries;
?? commonly banded, brecciated, geodeic or even cavernous
mineralization;
?? more or less (telescoping) developed vertical metallic zoning:
Cu ? Zn-Pb-(Ag) ? Pb-(Ag) ? Ag-(Au) towards the surface, with
Ag/Au >> 1 in most of the cases, and > 50 in the epithermal
deposits;
?? pre-mineral epimagmatic hydrothermal alteration, generally
preventive or zoned, with phyllic or silicified nuclei, and
argillated and/or propylitized halos, and advanced argillated
apex zones or siliceous “plugs” in the subsuperficial deposits.
According to the areas, diverse types of streak and scattered
mineralizations were formed around this general model: some of
them are epithermal (gold) silver bearing (cf. Berenguela, Laurani,
Carangas, Salinas de Garci Mendoza, San Cristóbal de Lípez, Buena
Vista, etc.), others are “Bolivian-type” polimetallic (base metals, Ag,
Au, Sn, etc.) (Quimsa Chata, La Joya, Oruro, Morokho, San Antonio
de Lípez, etc.), and yet others are occasionally epiporphyric goldcopper
bearing, transitional to the subsuperficial acid sulphate
epithermal type (such as La Española in the northern boundaries of
the Western Cordillera and Escala in the southern Altiplano) (USGS-
GEOBOL 1992, Petersen 1970, Troëng & Riera-Kilibarda (eds.)
1996b, 1996c and 1997, Redwood 1993, etc.).
In synthesis, two very different metallotects, both with prolonged
action, place the metallogeny of the Bolivian Andes internal
(western polymetallic belt) and external (tin and eastern
polymetallic belts) mineral belts in opposition. In the former, the
successive mineralization stages were esentially product of calcalkaline
poly-phase volcanism and subvolcanism of mantle origin,
linked to the repeated disturbances of the southpacific subduction
dynamics. In the latter, the fundamental metallotect occured in
permanence at the upper crust level the extensive Lower Paleozoic
ensialic psamo-pellitic basin, the reducing and synergetically pre-
191

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
reductoras y singenéticamente preenriquecidas en ciertos metales
controlaron repetidamente a lo largo del Fanerozoico a la vez, en
forma directa, la metalogénesis epigenética del oro, antimonio,
plomo y zinc y, en forma indirecta, la del estaño, a través de la
influencia de la baja fugacidad de oxígeno de la secuencia lutítica
sobre la concentración residual de este metal oxífilo en los magmas
corticales y los fluidos hidrotermales derivados.
LLANURA CHACO-BENIANA
La parte central de Bolivia, entre el escudo precámbrico al E y el pie
de monte subandino al W, está constituida por una vasta llanura
aluvial, localmente ondulada, que se alarga en dirección NW-SE y se
prolonga tanto hacia al NW dentro de los territorios brasileño y
peruano como hacia el SE dentro del territorio paraguayo.
Globalmente denominada “Chaco-Beniana”, esta llanura engloba al
NW los confines sudoccidentales de la cuenca amazónica, surcados
por los cursos divagantes de los grandes ríos Madera, Madre de Dios,
Beni y Mamoré y de sus numerosos afluentes. Varios de esos ríos
son portadores significativos de oro, sobre todo el Madera y el Madre
de Dios pero también, aunque en mucho menor medida, el Madidi, el
Undumo, el Tequeje y otros afluentes de orilla izquierda del Beni:
ellos definen en su conjunto la llamada cuenca aurífera amazónica,
que es la más joven de las provincias metalogénicas bolivianas.
Cuenca aurífera amazónica
Con sus 500 km y más de longitud por 10 (al NE) a 180 (al SW) de
anchura, esta elongada provincia monometálica se extiende, de SW a
NE, de un borde al otro de la llanura de inundación de la Amazonia
boliviana. Su substrato regional, aflorante sólo en rápidos
(“cachuelas”), islotes e inselbergs tabulares a lo largo del bajo Beni
(de Cachuela Esperanza hacia el NE) y del alto Madera, es un
basamento cristalino proterozoico que pertenece a la margen
occidental del escudo centrobrasileño y a su prolongación en
profundidad más al W. Fuera del extremo NE de la cuenca (región de
Araras), este basamento se halla cubierto por un antiguo glacis
aluvial pedemontano principalmente limo-arcilloso de algunas
decenas de metros de espesor que ha sido datado del Mioceno
Superior-Plioceno y atribuido a un primer ciclo notable de
degradación-agradación provocado por el solevantamiento de los
Andes Orientales y de la faja subandina (Heuschmidt & Miranda-
Martínez 1995).
Otros ciclos de erosión y aluvionamiento siguieron en el transcurso
del Plio-Cuaternario al ritmo de las fases neotectónicas de
levantamiento isostático recurrente del orógeno andino y de los
períodos glaciares e interglaciares relacionados, en las alturas
cordilleranas, a la vez con aquellos levantamientos orográficos
reiterados y con las variaciones climáticas generales, o sea con las
glaciaciones plio-pleistocenas. Durante el Pleistoceno superior en
especial, una fuerte reactivación de la tectónica de bloques andina y
de la subsidencia pedemontana compensatoria desencadenó en la
llanura beniana una inundación de gran envergadura, que
posiblemente fue todavía amplificada por la captura de las aguas
entonces glaciares del lago Titicaca por una erosión regresiva
intensificada y su derrame sobre la vertiente amazónica de la
cordillera (Campbell et al. 1985). Es a raíz de esta inundación que se
depositó, hace unos 40.000-30.000 años, la secuencia aluvial gruesa
de 0,5 a 5 m de potencia actual bautizada Fm. Manoa en el valle del
enriched shale of which, along the Phanerozoic, controlled at the
same time, both directly the epigenetic metallogenesis of gold,
antimonium, lead, and zinc, and indirectly that of tin, through the
influence of low oxigen fugacity of the shale sequence over the
residual concentration of this oxyphilous metal in crustal magmas
and derived hydrothermal fluids.
THE CHACO-BENI PLAIN
Between the Precambrian shield to the E, and the Subandean
Piedmont to the W, the central part of Bolivia is made up by a locally
rolling vast alluvial plain which extends with a NW-SE trend into
both, Brazilian and Peruvian territory to the NW and Paraguayan
territory to the SE. Globally called “Chaco-Beni,” to the NW, this
plain encompasses the southwestern boundaries of the Amazon
basin, ploughed by the rambling courses of the Madera, Madre de
Dios, Beni and Mamoré rivers, and their numerous affluents. A
number of these rivers are significant gold carriers, particularly the
Madera and Madre de Dios rivers, but also, to a lesser extent, the
Madidi, Undumo, Tequeje and other affluents of the Beni River’s
left shore: all together, they define the so-called Amazon gold
basin, which is the youngest Bolivian metallogenic province.
Amazon Gold Basin
With a length of over 500 km by a width of 10 (NE) to 180 (SW),
from SW to NE, this elongated mono-metallic province extendsform
one border to the other in the Bolivian Amazon flood plain.
Outcropping only in the rapids (“Cachuelas”), small islands and
tabular inselbergs along the low Beni (from Cachuela Esperanza to
the NE) and the high Madera, the regional bedrock is a Proterozoic
crystalline basement belonging to the western margin of the
Central-Brazilian Shield and its extension in depth further W.
Outside the basins NE end (Araras region), this basement is
covered by a mainly silty-argillaceous old piedmont alluvial glacis
of a thickness of a few tenths of meters, which has been dated at an
Upper Miocene-Pliocene age, and is attributed to the first notorious
degradation-gradation cycle caused by the Eastern Andes and Sub
Andean belt uplift (Heuschmidt & Miranda-Martínez 1995).
In the course of the Plio-Quaternary, other erosion and washout
cycles followed the rhythm of the neotectonic phases of the
recurrent isostatic uplifting of the Andean orogen and the related
glaciar and interglaciar periods at the ranges’ heights, at the same
time as those repeated orographic upliftings and with the general
climate variations, that is, with the Plio-Pleistocene glaciations.
Particularly during the Upper Pleistocene, a strong jostling of the
Andean block tectonics and piedmont compensatroy subsidence
unleashed a great flood in the Beni plain. Likely, this flood was
further enlarged by the capture of back then glaciar waters of Lake
Titicaca, due to an intensified regressive erosion and spill over the
range’s Amazon watershed (Campbell et al. 1985). It was due to
this flood that approximately 40,000-30,000 years ago, the coarse
alluvial sequence with a current power of 0.5 to 5 m, named Manoa
Fm. in the high Madera valley, and Acre Fm. to the W was
deposited. Better known as such, the Manoa Fm. (Ruiz 1989)
192

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
alto Madera y Fm. Acre al W. La Fm. Manoa, mejor conocida (Ruiz
1989), comprende dos delgados horizontes de conglomerados
gruesos sólidamente cementados por una matriz arcillo-ferruginosa y
separados por arenas y gravas no consolidadas.
Sobre la peneplanicie originada por erosión de los sedimentos
pleistocenos, se acumularon nuevos aluviones de granulometría más
fina y de mayor espesor (aprox. 10 a 40 m) producidos por la
recurrencia de la neotectónica isostática postcinemática de
solevantamiento de los Andes y subsidencia de su pie de monte a lo
largo de todo el Holoceno. Aquéllos forman ahora las terrazas y los
lechos fluviales (de hasta dos km de ancho) aún no compactados de
la amplia llanura de inundación que, sobre una anchura que puede
alcanzar 30 km, se desarrolla a ambos lados de los cursos recientes
(paleocauces) y presentes del Madre de Dios, del Beni, del Madera y
de sus afluentes. Las litofacies, variables, incluyen gravas finas en
lentes y horizontes discontinuos, arenas, limos y arcillas, a menudo
lateritizados en superficie hasta una profundidad de cerca de 10 m
(Campbell et al., 1985).
En ese contexto geodinámico y litoestratigráfico se emplazaron dos
tipos principales de concentraciones auríferas: paleoplaceres
hospedados por los sedimentos pedemontanos gruesos de edad
pleistocena superior y, sobre todo, placeres modernos asociados a los
aluviones recientes (terrazas) o actuales de la llanura de inundación
holocena de la subcuenca Madera -Beni-Madre de Dios.
Los yacimientos del primer tipo están conocidos esencialmente
dentro de la Fm. Manoa del distrito de Araras, sobre la ribera
occidental del alto Madera. Si bien el conglomerado basal de dicha
formación contiene habitualmente menos de 1 g/m 3 Au, las gravas y
en menor grado las arenas sueltas suprayacentes están mucho más
enriquecidas en oro, especialmente en el interior de antiguos canales
intraformacionales que pueden rendir hasta 10 g/m 3 o más, como es
el caso en Nueva Esperanza (Ruiz 1989, Saravia 1988).
Las gravas auríferas holocenas dispersas en toda la extensión del
sistema de drenaje moderno del Madre de Dios (Chivé, Florencia,
Genechiquía, Carmen, etc.), del Beni (ríos Tequeje, Undumo,
Madidi, etc.) y, mayormente, del Madera (Cachuela Madera-
Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) se localizan ya en
paleocanales a orillas del río, ya en trampas para minerales pesados
en el lecho del mismo: rápidos (cachuelas) que actuaron como riffles,
playas de islas, orillas convexas de meandros, tramos hidrográficos
de alto a bajo gradiente y fondos de cauces activos (a profundidades
de hasta 10 ó 15 m). Tales gravas sueltas y por lo general más bien
finas, recubiertas por limos y arcillas estériles, suelen encerrar hasta
alrededor de 0,5 g/m 3 Au, aunque han sido señalados en lugares
tenores que sobrepasan los 4 g/m 3 (Heuschmidt & Miranda-
Martínez 1995).
Muy variada es la gama de los minerales pesados, algunos de ellos
localmente de potencial interés comercial, que acompañan el oro en
aquellas diferentes categorías de placeres fluviátiles cuaternarios:
ilmenita, hematita, magnetita, circón, rutilo, topacio, granate,
monacita negra enriquecida en tierras raras (particularmente en Eu),
casiterita autóctona a subautóctona procedente del basamento
proterozoico, colombita - tantalita, corindón, etc. El oro nativo, de
granulometría fina a ultrafina y de gran pureza, ocurre en forma de
laminillas, gránulos y polvo; la predominancia de las laminillas, que
comprises two thin horizons of coarse conglomerates solidly
cemented by an argillaceous-ferruginous matrix and separated by
unconsolidated sand and gravel.
On top of the peneplain originated by the erosion of Pleistocene
sediments, new alluvia were accumulated, with finer granulometry
and greater thickness (approx. 10 to 40 m), which were produced by
the recurrence of the Andean uplift’s post-kynematic isostatic
neotectonics, and the subsidence of its peidmont all through the
Holocene. These alluvia now form the yet uncompacted terraces and
fluvial beds (of up to a 2 km width) of the wide flood plain which,
with a width reaching up to 30 km, develops at both sides of the
recent and present courses (paleo-riverbeds) of the Madre de Dios,
Beni, Madera rivers and their affluents. The variable lithofacies
include fine gravels in discontinuous lenses and horizons, sand, silt
and clay that are often lateritized at the surface, up to a depth close to
10 m (Campbell et al. 1985).
In this geodynamic and lithostratigraphic context. two main gold
concentration types were emplaced: the paleoplacers hosted by the
coarse piedmont sediments of Upper Pleistocene age and, above
all, modern placers related to the recent or current alluvia (terraces)
of the Madera -Beni-Madre de Dios sub-basin’s Holocene flood
plain.
The first type of deposits are known esentially within the Manoa
Formation in the Araras district, over the western shore of the high
Madera River. Although this formation’s basal conglomerate
normally has less than 1 g/m 3 Au, the gravels and to a lesser extent
the sand, overlying loosely, are much richer in gold, particularly
inside the old intraformational canals, which can reach a yield of up
to 10 g/m 3 or more, such as in the case of Nueva Esperanza (Ruiz
1989, Saravia 1988).
The Holocene gold gravels scattered along the whole modern
drainage system’s extension of the Madre de Dios (Chivé,
Florencia, Genechiquía, Carmen, etc.), the Beni (Tequeje, Undumo,
Madidi rivers, etc) and mostly the Madera Madera (Cachuela
Madera-Cachuela Riberón, Araras, Manoa, etc.) are located in
paleocanals on the rivershores, in heavy mineral traps within the
same rivershores: rapids (Cachuelas) that acted as riffles, island
beaches, convex meander shores, hydrographic stretches of high to
low gradient, and active riverbed bottoms (at depths of 10 to 15 m).
Such loose gravels, generally fine and covered by sterile silt and clay,
usually hold about 0,5 g/m 3 Au, although values exceeding 4 g/m 3
have been reported at some sites (Heuschmidt & Miranda-Martínez
1995).
There is a varied heavy metal range, some of them with local
economic interest, which are found together with gold in the
categories of Quaternary fluviatile placers: ilmenite, hematite,
magnetite, zircon, rutile, topaz, garnet, black monacite enriched
with rare earths (particularly with Eu), autochthonous to subautochtonous
caserite coming form the Proterozoic basement,
colombite – tantalite, corundum, etc. Native gold, of fine to ultra
fine granulometry and great purity, is present in the shape of
lamellae, granules and dust; the predominance of the lamellae,
193

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
tienden a flotar, explica la común ocurrencia del metal (por ejemplo
en la Fm. Manoa) a un nivel del perfil aluvionar más alto que aquel
de los clásicos paystreaks basales donde se concentran todas las
partículas gruesas de los placeres proximales cordilleranos (Ruiz
1989).
La fuente primaria del oro detrítico de la cuenca amazónica puede
inferirse a partir de dos clases de observaciones. En primer lugar, las
características morfoscópicas y geoquímicas de las partículas
auríferas concurren en indicar un largo transporte, desde el exterior
de la cuenca. Por otra parte, llama la atención el contraste entre la
relativa abundancia del oro a todo lo largo del curso del Madre de
Dios y del Madera y su escasez, o incluso virtual ausencia, tanto en el
Mamoré (que drena aguas provenientes del escudo precámbrico)
como en el curso medio del Beni (cuya cuenca superior cordillerana
es no obstante sumamente aurífera). Tratándose del Beni, tal carencia
de oro ha sido imputada (Hérail et al, 1991) a una subsidencia
excepcionalmente pronunciada de su llanura de inundación a la salida
de los Andes (aguas abajo de Rurrenabaque), la cual provocó la
acumulación masiva de material aluvial heterométrico en el pie de
monte en vez de una gradual selección granulométrica y
concentración conjunta del metal río abajo. De cualquier modo, todo
parece demostrar que el oro de la cuenca amazónica proviene por lo
esencial del alto Madre de Dios y por tanto, en última instancia, de
las innumerables vetas de cuarzo encajonadas en terrenos psamopelíticos
eopaleozoicos del sureste de la Cordillera Oriental peruana
(Cordillera de Carabaya), vetas que dieron además origen, también
en el Perú, a los grandes yacimientos aluvionares de la cuenca
superior del Madre de Dios aguas arriba de Puerto Maldonado (ríos
alto Madre de Dios, Inambari, Tambopata y otros) (Bonnemaison et
al. 1983). Sin embargo, el aporte metálico no resultó sino
parcialmente directo a partir de los afloramientos filonianos
intemperizados. En efecto, una proporción apreciable del oro fue
removilizada, a escala más local, de los colectores intermedios que
fueron las formaciones rudáceas pedemontanas precoces ? neógenas
o pleistocenas? Mazuco (que, en el Perú, atestigua que la erosión
alcanzó las vetas auríferas ya hacia fines del Mioceno), Acre y
Manoa, de W a E. El papel preconcentrador de estos colectores intermedios
queda también ilustrado, aunque marginalmente, en la cuenca
media del Beni: pues el oro contenido y localmente explotado en las
terrazas holocenas de sus tributarios el Tequeje y el Maniquí
proviene exclusivamente de la removilización, por la disección
cuaternaria, del stock de metal previamente almacenado en la
formación neógena Tutumo del sinclinal Tuichi-Quiquibey (Hérail et
al. 1991).
which tend to float, explains the common presence of the metal (in
the Manoa Formation, for instance) at a higher alluvion profile
level than that of the basal paystreak clasts in which most of the
coarse particles of these proximal range placers concentrate (Ruiz
1989).
The main source of Amazon Basin detrital gold can be inferred
from two kinds of observations. First, the morphoscopic and
geochemical features of the gold particles coincide in indicating a
long transportation from outside the basin. On the other hand, it is
interesting to note the contrast between the relative abundance of
gold along the whole course of the Madre de Dios and Madera
rivers, and the scarcity or even virtual absence thereof both in the
Momoré River (which drains waters coming from the Precambrian
shield) and middle course of the Beni River (the range upper basin
of which bears nonetheless plenty of gold). Speaking of the Beni
River, the lack of gold has been attributed (Hérail et al. 1991) to an
exceptionally pronounced subsidence of its flood plain at the Andes
exit (downstream of Rurrenabaque), which cuased the massive
accumulation of heterometric alluvial material at the piedmont,
instead of a gradual granulometric selection and concentration of
the metal down the river. Anyway, it all seem to prove that the
Amazon Basin gold comes esentially from the high Madre de Dios
River, and therefore, ultimately from the countless quartz veins
embedded in Eo-Paleozoic samo-pellitic terranes southeast of the
Peruvian Eastern Cordillera (the Carabaya Cordillera). In Peru,
these veins also originated the large alluvium beds of the Madre de
Dios upper basin, upstream of Puerto Maldonado (high Madre de
Dios, Inambari, Tambopata and other rivers) (Bonnemaison et al.
1983). However, the metallic input is only partially directstarting at
the weathered lode outcrops. Indeed, at a more local scale, a
considerable gold proportion was re-mobilized from the intermediate
collectors that were the – Neogene or Pleistocene - rudaceous
piedmontane precocious formations of Mazuco (which, confirm that
the erosion in Perú reached the auriferous veins towards the end of
the Miocene), Acre and Manoa, from W to E. Although marginally,
these intermediate collector’s preconcentrating rol is also illustrated
¡Error! Marcador no definido.in the Beni middle basin, since the
gold content, locally exploited in the Holocene terraces of its
tributaries, the Tequeje and Maniquí rivers, comes exclusively from
the re-mobilization by Quaternary dissection of the previously stored
metal stock in the Neogene Tutumo basin of the Tuichi-Quiquibey
sincline (Hérail et al. 1991).
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COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Capítulo 10
Reinhard Rössling (1)
Introducción
El desarrollo estructural de los Andes centrales puede subdividirse
en dos etapas principales, separadas por un evento tectónico a nivel
mundial que marca el inicio de la disgregación del Gondwana. El
desarrollo de la etapa “Pre-Andina” comprende la evolución antes
del Triásico superior, la etapa “Andina” comprende el desarrollo de
la región andina después de la separarción del Gondwana y el
inicio de la subducción de la litósfera oceánica debajo de la placa
continental sudamericana.
Introduction
The structural development of the Central Andes can be subdivided
into two main stages, separated by a world wide tectonic event
marking the onset of Gondwana-breakup. The "Pre-Andean"
development comprises the evolution before the Upper Triassic,
and the "Andean" comprises the development of the Andean region
after the Gondwana break-up and the beginning of the subduction
of oceanic lithosphere underneath the South-American continental
plate.
Evolución Pre-Andina
De acuerdo a Ramos (1988), el Proterozoico tardío – Paleozoico
temprano de la parte sur de Sudamérica es el collage de bloques
cratónicos reunidos a lo largo del margen sudoccidental del
Gondwana. Estos bloques fueron acrecionados durante el tiempo
Proterozoico tardío y están sobrepuestos por sedimentos depositados
en grandes cuencas intracratónicas. Las reconstrucciones
paleogeográficas de Ramos (1988) indican, que el márgen
occidental del Gondwana fue el borde de un gran oceáno y fue
interactivado con una placa oceánica. Muy probablemente el borde
del Gondwana fue en tiempos proterozoicos un margen continental
activo durante largos períodos.
En el Cámbrico superior un rift de trasarco se desarrolló en el
margen occidental del Gondwana. En el NW argentino esto está
documentado por el emplazamiento de rocas ultramáficas
(Allmendiger et al., 1983). Más al norte este evento tectónico
extensional está señalado sólo por subsidencia y alguna actividad
hidrotermal. El desarrollo tectónico en el Cámbrico superior al
Pre-Andean Evolution
According to Ramos (1988) the late Proterozoic-Early Paleozoic of
the southern part of South America is a collage of cratonic blocks
brought together along the southwestern margin of Gondwana.
These blocks were accreted during late Proterozoic times and
overlain by sediments deposited in large intracratonal basins. The
paleogeographic reconstructions of Ramos (1988) indicate, that the
western margin of Gondwana was at the border of a large ocean
and was interacting with an oceanic plate. Most probably the
Gondwana margin was an active continental margin during long
periods in Proterozoic times.
In Upper Cambrian a back-arc rift developed at the western margin
of Gondwana. In NW-Argentina this is documented by the
emplacement of ultramafic rocks (Allmendinger et al., 1983).
Further north this extensional tectonic event is marked only by
subsidence and some hydrothermal activity. The tectonic development
in Late Cambrian to Middle Ordovician in the Central Andes
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(1) Consultor en Geología – SERGEOMIN
Casilla Postal 2729, La Paz - Bolivia
199

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Ordovícico medio en los Andes centrales estuvo dominado por
condiciones tensionales a gran escala como resultado de la deriva
NW de Norte America pasando a lo largo del margen occidental
del Gondwana, creando así un margen continental pasivo
(Sempere, 1993)
Después de la transgresión de un mar Cámbrico poco profundo
sobre las rocas precámbricas plegadas, durante el Tremadociano /
Arenigiano se inicia la sedimentación de areniscas y fangolitas
guijarrosas intercaladas. Esta transgresión marca la formación de
una cuenca resultante de la rotación en sentido de las agujas del
reloj del “Macizo-Terreno de Arequipa” que fue separado del
Gondwana (Bahlburg, 1990). Esta fase de rifting estuvo acompañada
por un período magmático con rocas máficas y ultramáficas.
La actividad volcánica submarina llevó a la formación de mineralizaciones
sedimentarias-exhalativas, como la mina “El Aguilar” en
el norte argentino (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et al., 1992).
La fuente principal de los sedimentos fue el arco magmático al
oeste, que estuvo activo sobre una zona de subducción de
buzamiento al E hasta el Arenigiano. Esta subducción fue el
producto de una nueva rotación contrareloj del Macizo-Terreno de
Arequipa. El terreno fue re-acrecionado sobre el Gondwana, con el
cierre de la cuenca de trasarco, y transformándola en una cuenca de
antepaís del margen del Gondwana (Bahlburg, 1990)
was dominated by large scale tensional conditions as a result of the
NW-drift of North America leaving the western margin of
Gondwana, thereby creating a passive continental margin
(Sempere, 1993).
After the transgression of a shallow Cambrian sea over folded
Precambrian rocks began during the Tremadocian / Arenigian the
sedimentation of sandstones and intercalated pebbly mudstones.
This transgression marks the formation of a basin resulting by
clockwise rotation of the "Arequipa Massif-Terrane" which was
separated from Gondwana (Bahlburg, 1990). This rifting phase was
accompanied by a magmatic period with mafic and ultramafic
rocks. The submarine volcanic activity led to the formation of
sedimentary-exhalative mineralizations, such as the "El Aguilar"-
mine in northern Argentina (Sureda & Martin, 1990; Gemmel et
al., 1992). The principal source of the sediments was the magmatic
arc in the west, that was active over an E-dipping subduction zone
until the Arenigian. This subduction was a product of the now
counter-clockwise rotation of the Arequipa-Massif Terrane. The
terrane was re-accreted onto Gondwana, with closure of the backarc
basin, and transformed into a foreland basin at the Gondwana
margin (Bahlburg, 1990).
Evolución del Margen Continental Sudamericano durante el
Ordovícico.
Evolution of the South-American Continental Margin during
the Ordovician.
Fig. 10.1 Distribución de Placas antes de la disgregación
del Gondwana hace ca. 200 Ma.
Plate distribution before the Gondwana breakup
about 200 Ma ago.
200

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Evolución Andina
El ciclo Andino comienza cerca de 200 Ma atrás en el Liásico.
Desde el primer evento andino, el enfoque del arco magmático se
trasladó progresivamente hacia el este, con una velocidad promedio
de alrededor de 1 km por 1 Ma.
Este diferente desarrollo tectónico y magmático surgió de las
interacciones de placas a nivel global. Los dos primeros arcos
magmáticos se formaron antes de la apertura del Atlántico Sur. El
cambio a la tectónica predominantemente compresiva se inició por
la apertura del Atlántico Sur y el movimiento hacia el oeste de la
placa sudamericana.
La disgregación del Gondwana fue precedido en el Triásico medio
a tardío por domos, depresiones y artesas intraplaca. Existen
depósitos epicratónicos conservados en muchas áreas de Sudamérica,
encontrándose separados de los sedimentos Paleozóicos por
una superficie de truncamiento regional (Uliana & Biddle, 1988).
La apertura del Atlántico Sur durante el Jurásico resultó en el
rifting y en cambios dramáticos en el marco tectónico predominante,
a nivel de todo el Gondwana. Después de la disgregación del
Gondwana, la placa continental sudamericana se movió hacia el
oeste, dejando atrás a su margen continental oriental pasivo, el
Océano Sudatlántico que se ensanchaba lentamente. En su margen
occidental, fue empujado contra las placas oceánicas del Océano
Pacífico, el que, desde entonces, fue subducido debajo del
continente sudamericano. La evolución geológica a lo largo de este
margen continental activo es el resultado de las interacciones de las
placas continentales y oceánicas definidas por velocidades de
placa, ángulos de colisión entre placas, la tasa de subducción y el
ángulo con el que la placa oceánica es subduccionada por debajo
del continente (ángulo de subducción). Estos parámetros cambiaron
con frecuencia durante la evolución andina.
Desde los inicios del Ciclo Andino, las actividades magmáticas
están estrechamente asociadas con los diferentes arcos magmáticos
relacionados con la subducción, con la extrusión y emplazamiento
de lavas predominantemente calcoalcalinas y plutones de
composición básica a ácida y diferenciados derivados del manto.
Desde entonces, desarrollaron cuatro diferentes sistemas de arco
magmático, cada uno desplazado hacia el este en relación al
anterior. La migración hacia el este ocurrió a consecuencia de la
destrucción y erosión tectónica en el margen continental activo
(Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).
Andean Evolution
The Andean cycle began about 200 Ma ago in the Lias. Since the
first andean event the focus of the magmatic arc moved progressively
eastward with an average velocity of about l km per 1 Ma.
This different tectonic and magmatic development resulted from
global plate interactions. The first two magmatic arcs are formed
prior to the opening of the South Atlantic. The change to predominantly
compressional tectonics was initiated by the opening of the
South Atlantic and the westward motion of the South American
plate.
The breakup of Gondwana was proceeded in middle to late Triassic
by intra-plate domes, sags and troughs. Epicratonic deposits are
preserved in many areas of South America, they are separated from
the Paleozoic sediments by a surface of regional truncation (Uliana
& Biddle, 1988). The opening of the South Atlantic during the
Jurassic resulted in Gondwana-wide rifting and dramatic changes
in the predominant tectonic setting. After the Gondwana breakup
the South-American continental plate moved westwards leaving
behind its eastern passive continental margin the slowly widening
south-Atlantic ocean. At its western margin it is pushed against the
oceanic plates of the Pacific Ocean, which is subducted since then
underneath the South-American continent. The geologic evolution
along this active continental margin is a result of the interactions of
the continental and oceanic plates defined by plate-velocities,
collision-angle between the plates, the subduction rate and the
angle, with which the oceanic plate is subducted underneath the
continent (subduction angle). These parameters changed frequently
during the Andean evolution.
Since the beginning of the Andean Cycle, the magmatic activities
are closely associated with the subduction-related different
magmatic arcs with the extrusion and emplacement of predominantly
calc-alkaline lavas and plutons of basic to acid composition
and mantle-derived differentiates. Since then, four different
magmatic arc systems, each one displaced towards the east in
relation to the previous one, developed. The eastward migration
was a consequence of the destruction and tectonic erosion at the
active continental margin (Scheuber & Reutter,1992, Fig. 10.2).
201

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Fig. 10.2. Distribución reciente de placas de las regiones Sudamericana y Pacífica.
Recent plate distribution of the South-American and Pacific Region.
202

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Fig. 10.3 Evolución del Margen Continental Activo de Sudamérica
durante los últimos 100 Ma. La convergencia entre la placa
continental y la oceánica cambió de ángulo debido al movimiento de
las diferentes placas oceánicas.
Evolution of the South-American active Continental Margin during the
last 100 Ma. The convergence between the continental and the oceanic
plate changed its angle due to the movement of the different oceanic
plates.
203

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
Inicialmente, durante el Jurásico temprano, el margen de la placa se
caracterizaba por una baja tasa de subducción de la placa “Aluk”
o “Fenix” con un ángulo muy oblicuo, casi paralelo a la fosa (Fig.
10.3) (Scheuber, 1994, Scheuber & Andriessen 1990), lo que
resultó en una cuenca marina de trasarco sinistral y transtensional
con baja subsidencia. Se formó un arco de isla con una zona de
subducción similar al “tipo Mariana.” En la parte posterior del
arco de isla se desarrolló una artesa marina a lo largo de cuencas de
desgarre alineadas en escalonamiento diagonal (Hillebrandt et al.,
1990). La transgresión se movió hacia el este, y tuvo su mayor
extensión en tiempos oxfordianos. La cuenca de trasarco del
Jurásico estaba ubicada a lo largo de la actual Precordillera chilena.
El primer arco magmático del Ciclo Andino se formó a lo largo de
la reciente Cordillera Costera en Chile, con la fosa ubicada a lo
lejos en el Pacífico reciente. Los productos magmáticos de este
arco comprenden a lavas andesíticas de alrededor de 10 km the
espesor, depositadas en una cuenca tensional (Scheuber, 1991).
Los primeros 100 Ma, del Jurásico al Cretácico medio, estuvieron
dominados por un regimen tectónico principalmente extensional
con un magmatismo derivado del manto con muy poca
contaminación cortical.
Initially, in Early Jurassic, the plate margin was characterized by a
low subduction rate of the "Aluk" or "Phoenix"-plate with a very
oblique angle, almost parallel to the trench (Fig. 10.3) (Scheuber,
1994, Scheuber & Andriessen 1990), resulting in a sinistral
transtensional marin back-arc basin with a low subsidence. An
island arc was formed with a subduction zone similar to a
"Mariana-type". In the back of the growing island arc a marine
through developed along en echelon aligned pull-apart basins
(Hillebrandt et al., 1990). The transgression moved eastward and
had its main extension in Oxfordian time. The Jurassic back-arc
basin was situated along the presentday Chilean Precordillera. This
first magmatic arc of the Andean Cycle formed along the recent
Coastal Cordillera in Chile, the trench lay far off in the recent
Pacific. The magmatic products of this arc comprises about 10 km
thick andesitic lavas deposited in a tensional basin (Scheuber,
1991). The first 100 Ma, Jurassic to middle Cretaceous, were
dominated by a mainly extensional tectonic regime with mantle
derived magmatism with only little crustal contamination.
Fig. 10.4. Migración hacia el este del arco magmático activo
durange el Ciclo Andino, como lo prueban las dataciones
radiométricas de rocas ígneas en los Andes del norte de Chile
y Bolivia.
Eastward migration of the active magmatic arc during the
Andean cycle as proved by radiometric datations of igneous
rocks in the Andes of northern Chile and Bolivia.
204

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
Los productos de la segunda fase de magmatismo andino del
Cretácico inferior están expuestos en la parte occidental y sur de la
Precordillera chilena y del Valle Longitudinal. El ángulo de
colisión entre ambas placas cambió de la manera que se muestra en
la Fig. 10.4 . Como resultado de la subducción de orientación NW
con un ángulo casi oblícuo, se desarrolló un regimen tectónico
transpresional dextral a lo largo del arco magmático. En los últimos
100 Ma, a partir del Cretácico “medio,” el magmatismo está
influenciado por mayor contaminación cortical en un ambiente
tectónico de transpresional a compresional. Los arcos magmáticos
correspondientes se dispusieron en la Precordillera oriental
(Cretácico superior), y el arco volcánico reciente (desde el
Oligoceno) en la Cordillera Occidental, a lo largo de la frontera de
Chile y Bolivia (Reutter et al. 1993).
El inicio del Cretácico está marcado por la extensión máxima en
Sudamérica, con la partición continental y una deriva a gran escala
debido a la avanzada apertura del Atlántico Sur. Empezó a abrirse
una alargada cuenca de trasarco en la Cordillera Oriental y en la
Precordillera chilena, con cuencas interconectadas desde el norte de
Argentina (Galliski & Viramonte, 1988) al sur de Bolivia, norte de
Chile y sud del Perú. Entonces, la ingresión marina subsequente
pudo haber procedido del Pacífico en el NW. El área mejor
documentada de este evento extensional se localiza en el norte de la
Argentina, en el área de Salta, con magmatismo traquítico con
cuerpos intrusivos alcalinos y subalcalinos (Galliski & Viramonte,
1988).
Desde el Oligoceno tardío, el enfoque del magmatismo ha estado
en el arco magmático activo de la Cordillera Occidental. Los
productos son principalmente diferenciados del manto con variados
grados de contaminación cortical (Aitcheson et al., 1995; Wörner
et al., 1994).
La configuración de placas reciente a lo largo del margen
continental activo sudamericano se muestra en la Fig. 10.2. En la
parte central de los Andes, la placa de Nazca oceánica ha
subduccionado en un ángulo de alrededor de 30° por debajo del
continente sudamericano continent (Stauder, 1973; Barazangi &
Isacks, 1976). La tasa de convergencia entre ambas placas es
relativamente alta con alrededor de 10 cm/año. En una distancia de
300 km, la morfología de la fosa Perú-Chile en el oeste difiere con
una profundidad de 7.000 m a más de 5.000 m de altitud en la
Cordillera Occidental de los Andes. A lo largo de la dirección de
los Andes la placa oceánica subduce en diferentes secciones en
diferentes ángulos, entre 15° y 35°. En los Andes centrales del
norte de Chile y Bolivia, el ángulo de subducción es de cerca de
30°, cambiando abruptamente más al sur a menos de 20° en la
llamada sección de “losa plana.”
Al igual que los Himalaya, los Andes son una cordillera ejemplar
para el estudio de los procesos tectónicos de placa en un margen
continental activo. Hasta con 750 km, los Andes tienen aquí el
mayor ancho W-E entre la Cordillera Costera de Chile y las
llanuras Chaqueñas en Bolivia. El espesor cortical es de 60 a 70
km (James, 1971; Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996).
En la última década, la investigación científica en el área del norte
de Chile, sur de Bolivia, y norte de Argentina, ha incrementado
The products of the second phase of Andean magmatism of Lower
Cretaceous time are exposed in the western and southern part of the
Chilean Pre-Cordillera and the Longitudinal Valley. The collisionangle
between the two plates changed as shown in Fig. 10.4 . As a
result of the NW-oriented subduction with an almost oblique angle
developed a dextral transpressional tectonic regime along the
magmatic arc. The last 100 Ma, from "Mid"-Cretaceous onward,
the magmatism is influenced by more crustal contamination in a
transpressional to compressional tectonic environment. The corresponding
magmatic arcs were placed in the Eastern Pre-Cordillera
(Upper Cretaceous) and the recent volcanic arc (since Oligocene)
in the Western Cordillera along the border of Chile and Bolivia
(Reutter et al. 1993).
The beginning of the Cretaceous is marked by maximum extension
in South America, with continental split and large scale drift due to
the advanced opening of the South Atlantic. An elongate back-arc
basin began to open in the Eastern Cordillera and the Chilean
Precordillera with interconnecting basins from northern Argentina
(Galliski & Viramonte, 1988) to southern Bolivia, northern Chile
and southern Peru. Thus the subsequent marine ingression may
have proceeded from the Pacific in the NW. The best documented
area of this extensional event is located in northern Argentina in the
area of Salta with trachytic magmatism with alcaline and
subalcaline intrusive bodies (Galliski & Viramonte, 1988).
Since late Oligocene time the focus of magmatism has been at the
active magmatic arc in the Western Cordillera. The products are
mainly mantle-derived differentiates with varying degree of crustal
contamination (Aitcheson et al., 1995; Wörner et al., 1994).
The recent plate-configuration along the South-American active
continental margin is shown in Fig. 10.2. In the central part of the
Andes the oceanic Nazca-plate is subducted with an angle of about
30° underneath the South-American continent (Stauder, 1973;
Barazangi & Isacks, 1976). The convergence rate between the two
plates is with about 10 cm/year relatively high. The morfology
differs from the Peru Chile-trench in the W with 7000 m depth in
only 300 km distance to over 5000 m altitude in the Western
Cordillera of the Andes. Along the Andean-strike the ocean plate is
subducted in different sections with different angles between 15°
and 35°. In the Central Andes of Northern Chile and Bolivia the
subduction angle is about 30°, changing further South abruptly to
less than 20° in the socalled "flat-slab"-section.
The Andes, like the Himalaya, are an exemplary mountain-range
for studiing plate-tectonic processes at an active continental
margin. Here, the Andes have with up to 750 km the largest W-Ewidth
between the Coastal Cordillera in Chile and the Chaco plains
in Bolivia. The crustal thickness is 60 to 70 km (James, 1971;
Wigger et al., 1994; Beck et al., 1996)
During the last decade cientific investigation in the area of northern
Chile, southern Bolivia and northern Argentina increased the
205

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
significativamente el conocimiento sobre la estructura y evolución
de esta parte de la cordillera; probablemente representa la parte
mejor conocida geológicamente en todos Los Andes. En particular,
los dos proyectos científicos “Movilidad de los Márgenes
Continentales Activos” y “Procesos de Deformación en Los
Andes,” con varios subproyectos de diferentes instituciones
alemanas, han realizado grandes esfuerzos para aclarar la estructura
de los Andes utilizando todo tipo de métodos geofísicos y
geológicos. Por lo tanto, es posible y necesario describir con
mayor detalle esta parte de los Andes, a lo largo de 21° S.
Las investigaciones sobre la refracción sísmica sugieren que la
Cordillera Occidental y el Altiplano Occidental representan una
corteza de 70 km de espesor, que sostiene fuertemente a estructuras
verticales (Wigger et al,. 1994).
knowledge of the structure and evolution of this part of the
mountain range significantly, probably it represents the
geologically best known part of the whole Andes. Especially the
two cientific-projects "Mobility of Active Continental Margins"
and "Deformation Proceses in the Andes" with several subprojects
of different german institutions made great efforts to clarify the
structure of the Andes using all kind of geophysical and geological
methods. Therefore it is possible and necessary to describe this part
of the Andes along 21° S in more detail.
Seismic refraction investigations suggest that the Western
Cordillera and the Western Altiplano represent a 70 km thick crust
bearing strongly vertical structures (Wigger et al,. 1994).
72°W
0km
20
40
60
Nazca Plate
Trench 71°
CSS
CSB
Coastal
Cordillera
Coast 70°
Jg
LC
Mv
Longitudinal
Valley
Kg
FM
Ms
Tv
LC
Precordillera
69° Ollagüe 68° 67°
Tg
CB
Pzv Qv Qs
Pzg
LVZ
HCZ
Western
Cordillera
? ?
LC
?
CB
KTs
Altiplano
?
HCZ
LC
66° Tupiza
LC
Eastern
Cordillera
65°
Tarija
Pzs
CB
Subandean
Belt
MC
64° Villamontes
Chaco
63°
0km
20
40
80
earthquake
Lithosphere Mantle
60
100
200
AF
CB
CSB
CSS
FM
HCZ
Jg
Kg
KTs
LC
LVZ
Mc
Ms
Mv
Pzg
Pzs
Pzv
Qs
Qv
Tg
Tv
VF
aseismic front
continental basement
(mainly Precambrian)
continental slope basement
continental slope sediments
forearc mantle lithosphere
(partially hydrated)
high conductivity zone
Jurassic intrusives
Cretaceous intrusives
Cretaceous-Tertiary sediments
lower crust
low (p-wave) velocity zone
middle crust
Mesozoic sediments
Mesozoic arc volcanics
Paleozoic intrusives
Paleozoic sediments
Paleozoic volcanics
Quaternary sediments
Neogene - Quaternary volcanics
Paleogene intrusives
Early Tetiary volcanics
volcanic front
Asthenosphere
80
100
200
300
E. Scheuber 11/95
300
Fig. 10. 5 Sección a través de los Andes a lo largo de 21° lat. S. Dibujo en base a datos geofísicos y geológicos.
Section across the Andes along 21° lat. S. Sketch on base of geophysical and geological data.
Por debajo de la parte sur de los Andes centrales, el límite entre la
corteza y el manto no está bien definido. Las investigaciones
geofísicas condujeron a la conclusión que, por debajo del Altiplano
sur y la Cordillera Occidental, existen diferentes discontiunidades
Mohorovícicas de edades y orígenes diferentes que has sido unidas
por el acortamiento tectónico (Giese, 1996). Se reconocieron
“Mohos” bien definidos al este del Altiplano, donde el Escudo
Brasilero Precámbrico es empujado por debajo de la Cordillera
Oriental y al oeste de la Cordillera Occidental, donde se puede
identificar el Moho desde debajo de la línea de la costa hasta la
Precordillera (Fig. 10.5). Se espera tener una imagen más detallada
Beneath the southern part of the Central Andes the crust-mantleboundary
is not well defined. Geophysical investigatons led to the
conclusion, that under the southern Altiplano and Western
Cordillera different Mohorovicic-discontinuities exist with different
ages and origins put together by tectonic shortening (Giese,
1996). Well defined "Mohos" are recognized east of the Altiplano,
wele the Precambrian Brazilian Shield is pushed underneath the
Eastern Cordillera and west of the Western Cordillera, were the
Moho can be indicated from beneath the coastline onto the
Precordillera (Fig. 10.5). A more detailled image of the deep seated
structures and the crust mantle-boundary of this part of the Andes
206

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
de las estructuras profundamente asentadas y del límite entre la
corteza y el manto de esta parte de los Andes, por los resultados de
una campaña de campo recientemente terminada, sobre la sísmica
de reflexión a lo largo del perfil entre el Pacífico (medidas
costafuera del experimento CINCA’95, Kiefer & Wissmann,
1996) y del borde este del Altiplano. Los datos obtenidos de este
“Proyecto de Invetigación Continental Andina, ANCORP’96”
están siendo interpretados y evaluados. El objetivo del proyecto
ANCORP es buscar un modelo realista e integrado para el
engrosamiento cortical en los Andes Centrales.
La parte sur de los Andes Centrales puede subdividirse en
diferentes unidades morfoestructurales, cada una con rasgos
estructurales y litológicos distintos y caracterìsticos. El perfil a lo
largo de la altitud 21° S en todos los Andes tiene una longitud de
alrededor de 700 km, desde el Pacífico en el oeste hasta las llanuras
chaqueñas en el este. Este perfil puede resumirse de la siguiente
manera: Las mayores privincias fisiográficas coinciden con las
unidades estructurales principales, y de oeste a este son:
La Cordillera Costera
La empinada línea de costa chilena tiene una altura de hasta 1.000
m y está formada predominantemente por espesas secuencias
andesíticas del arco magmático del Jurásico y Cretácico inferior y
el margen continental activo reciente. Aquí se puede estudiar los
procesos de colisión de placas entre la placa continental y las
diferentes placas oceánicas durante la evolución andina. La
estructuración del margen continental activo de Sudamérica es una
respuesta de los ángulos de convergencia, el buzamiento de la placa
subduccionante, la reología y velocidad de las placas colisionantes.
Paralelo a la costa, el Sistema de Fallas de Atacama es un elemento
estructural importante que estuvo activo desde tiempos jurásicos
(Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994; Lucassen, 1991; Scheuber
& Andriessen, 1990; Rössling, 1989; Damm & Pichowiak, 1981).
Los recientes terremotos, con epicentros de poca profundidad, son
la evidencia directa de la colisión de ambas placas. La Cordillera
Costera buza generalmente hacia el este, formando una superficie a
manera de escritorio que se inclina hacia el este (Seyfried et al.,
1994). Con un desplazamiento vertical significativo, las ramificaciones
del Sistema de Fallas de Atacama separan la Cordillera
Costera del Valle Longitudinal (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).
La Depresión Central o el Valle Longitudinal del norte de Chile
tuvo importancia económica debido a sus depósitos de nitrato, los
que están siendo explotados actualmente por sus altos contenidos
de borio, litio y sulfatos, cloruros y carbonatos. Hasta el momento,
todavía no está completamente claro con qué marco geológico
específico están relacionados los nitratos (Chong, 1994). El clima
extremadamente árido durante millones de años, y la evaporación
del agua acarreada por unos cuantos ríos y deslizamientos de lodo
facilitaron la deposición de sales minerales como los nitratos y
boratos. La Cordillera Costera se inclina hacia el este, a manera de
un escritorio, por debajo de los jóvenes sedimentos del Valle
Longitudinal, delimitando así la unidad morfoestructural hacia el
oeste. Hacia el este, está delimitada desde la Cordillera por fallas
antitéticas que levantaron la Precordillera (Fig. 10.5).
is expected by the results of a recently terminated field-campaign
of reflection seismics along a profile between the Pacific (offshore
measuremnts of the CINCA'95 experiment, Kiefer & Wissmann,
1996) and the eastern border of the Altiplano. The obtained data of
this "Andean Continental Research Projekt, ANCORP'96" are
under interpreta-tion and evaluation. The aim of ANCORP project
is to seek for a realistic, integrated model for the crustal thickening
in the Central Andes.
The Southern Central Andes can be subdivided into different
morphostructural units, each of them with distinct and characteristic
structural and lithological features. A profile along 21° S
altitude across the Andes has a length of about 700 km from the
Pacific in the west to the Chaco-plains in the east and can be summarized
as follows. The major physiographic provinces coincide
with main structural units and are from west to east:
The Coastal Cordillera
The steep Chilean coastline is up to 1000 m high and is built
predominantly by thick andesitic sequences the magmatic arc of
Jurassic and Lower Cretaceous time and the recent active
continental margin. Here the processes of the plate-collision
between the continental and the different oceanic plates during the
Andean evolution can be studied. The structuring of the active
continental margin of South-America is a response of the
convergence-angle, the dip of the subducting plate, the reology and
the velocitv of the colliding plates. The coast-parallel Atacama-
Fault-System is the most important structural element which was
active since Jurassic time (Scheuber et al., 1995; Scheuber, 1994;
Lucassen, 1991; Scheuber & Andriessen, 1990; Rössling, 1989;
Damm & Pichowiak, 1981). Recent earthquakes with shallow
seated hipocentres are the direct evidence of the collision of the
two plates. The Coastal Cordillera generally dips towards the east
forming a desk-like surface inclining towards the East (Seyfried et
al., 1994). Branches of the Atacam-Fault.-System with a significant
vertical displacement separate the Coastal Cordillera from the
Longitudinal Valley (Lucassen, 1991; Rössling, 1989).
The Central Depression or Longitudinal Valley The longitudinal
valley of northern Chile had economic importance because of their
nitrate deposits which are recently object of exploitation of their
high contents of borium, lithium and sulfates, chlorides and
carbonates. Until now it is not fully clear to which specific
geological setting the nitrate deposits are related (Chong 1994).
The extreme arid climate during millions of years and the
evaporation of the water brought in by the few rivers and mud
slides facilitated the deposition of salt minerals like the nitrates and
borates. The Coastal Cordillera inclines eastward like a desk
beneath the young sediments of the Longitudinal Valley limiting
thus morphostructural unit to the West. Towards the East it is
limited from the Precordillera by antithetic faults which lifted up
the Precordillera (Fig. 10.5).
207

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
- La Precordillera
La Precordillera fue el sitio del arco magmático desde el Cretácico
tardío hasta finales del Eoceno. La cordillera forma una unidad
morfoestructural separada, constituida por varios afloramientos de
basamento, orientados con rumbo N-S. Para el “Cretácico medio,”
su cubierta Triásica a Cenozóica intruyó rocas granitoides
expuestas in la parte occidental de la Precordillera. Las serranías
del basamento forman los núcleos de anticlinales de flancos
empinados, cortados en muchos casos por fallas de alto ángulo
inverso. El estilo tectónico de la Precordillera es de basamento sin
existencia de cabalgamiento y despegues.
La principal actividad del arco magmático ocurrió alrededor de los
72 Ma. En la Fase Peruana, las rocas pre-existentes de sedimentos
marinos principalmente del Triásico y Jurásico fueron plegados y
elevados, de manera que el arco magmático fue emplazado en un
área morfológicamente positiva por encima del nivel del mar. La
actividad magmática terminó con la fase tectónica incaica
alrededor de 39 Ma. La fase Incaica ocasionó un acortamiento
normal del arco y el desarrollo de sistemas de fallas longitudinales
predominantemente transpresionales dextrales, como la Falla de
Fisura Oeste. La tectónica del arco magmático relacionada al
magmatismo está fuertemente relacionada con el desarrollo de los
Depósitos de Cobre porfírico, ubicados a lo largo de la Fisura
Oeste (Reutter et al., 1996, 1991).
- La Depresión Preandina
Al este, el arco magmático Cretácico estaba limitado por una
cuenca de trasarco que posiblemente formó parte del Sistema de
Rifts de Salta. En esta cuenca se depositaron los sedimentos de la
Formación Purilactis, los que presentan intercalaciones marinas
solamente durante el Maastrichtiano (Scheuber et al., 1994). La
depresión preandina es un bajo morfológico con rumbo SSW-NNE,
a una altitud de 2.500 a 3.500 m, marcado por la existencia de
varias salinas en cuencas endorréicas. Siempre estuvo constituida
por cuencas deposicionales separadas entre altos estructurales.
Probablemente fue parte del arco magmático con varias cuencas de
intra-arco (Wilkes & Görler, 1994). Geofísicamente, el Preandino
tiene propiedades similares al arco magmático de la Cordillera
Occidental, haciendo contraste con diferentes anomalías por debajo
de la Precordillera. Los movimientos tectónicos del arco magmático
moderno están registrados en las cuencas de la Depresión
Preandina. Sobre los sedimentos más antiguos plegados durante la
fase incaica en el post-Eoceno, ocurrió una sedimentación
continental clástica roja. A su vez, estos sedimentos jóvenes están
fuertemente plegados por las fuerzas compresivas a transgresivas
con desplazamientos sinistrales (Wilker & Görler, 1994).
- The Precordillera
The Precordillera was the sight of the magmatic arc from late
Cretaceous to the end of Eocene. This mountain range forms a
separate morphostructural unit built up by several outcrops of
basement oriented in N-S-direction and their Triassic to Cenozoic
cover intruded by "Mid-Cretaceous" granitoidic rocks exposed in
the western part of the Precordillera. The basement ridges form the
nuclei of steeply flanked anticlines cut in many cases by high-angle
reverse faults. The tectonic style of the Precordillera is thickskinned
without the existence of thrust and decollements.
The main activity of the magmatic arc occured at about 72 Ma.
During the Peruvian Phase the preexisting rocks of mainly Triassic
and Jurassic marine sediments were folded and elevated, so the
magmatic arc was emplaced in a morphologically positive area
above sea level. The magmatic activity ended with the incaic
tectonic phase at about 38 Ma. The Incaic phase caused an arcnormal
shortening and the development of longitudinal
predominantly dextral transpressional fault-systems like the West-
Fissure-Fault. The magmatic arc tectonics related to magmatism
are strongly related to the development of the Porphyry Copper
Deposits located along the West-Fissure (Reutter et al., 1996,
1991).
- The Preandean Depression
The Cretaceous magmatic arc was limited in the E by a back-arc
basin which possibly formed part of the Salta-Rift- System. In this
basin the sediments of the Purilactis Formation were deposited
which only during the Maastrichtian show marine intercalations
(Scheuber et al., 1994). The Preandean Depression is a SSW-NNE
striking morphological low in an altitude of 2500 to 3500 m
marked by the existence of several saltflats in endorheic basins.
Always it was made up by separated depositional basins between
structural highs. Probably it was part of the magmatic arc with
several intra-arc basins (Wilkes & Görler, 1994). Geophysically the
Preandean has similar properties as the magmatic arc of the
Western Cordillera contrasting with different anomalies beneath
the Precordillera. The tectonic movements of the modern magmatic
arc are recorded in the basins of the Preandean Depression. Red
continental clastic sedimentation with intercalations of volcanic
and pyroclastic material took place on top of older sediments
folded during the Incaic phase in post-Eocene time. These young
sediments themselves are again strongly folded by mostly
compressive to transgressive forces with sinistral displacements
(Wilker & Görler, 1994).
- La Cordillera Occidental
La Cordillera Occidental se caracteriza geofísicamente por una
zona de conductividad muy alta, comenzando, a una profundidad
de 20 km hasta 60 km, un alto flujo de calor y densidad
relativamente baja, como lo indican las bajas velocidades sísmicas.
Esto puede explicarse con las rocas existentes parcialmente
fundidas, con por lo menos 15-18% de fundición. Esta anomalía no
sigue estrictamente al arco volcánico, sino que parece estar ubicado
- The Western Cordillera
The Western Cordillera is geophysically characterized by a zone of
very high conductivity starting in a depth of 20 km down to 60 km,
a high heat flux and relatively low density as indicated by low
seismic velocities. This can be explained with existing partially
molten rocks with at least 15-18 % melt. This anomaly does not
follow strictly the volcanic arc but seems to be located 100-125 km
above the subducted Nazca plate which changes its dip in the
208

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
100-125 m por encima de la placa de Nazca subducida, la que
cambia su buzamiento en la latitud del “Abismo Pica” (Brasse et
al., 1996). La corteza debajo de la Cordillera Occidental tiene un
espesor promedio de 70 a 74 km; en el Altiplano central, el espesor
cortical es alrededor de 60 a 65 km (Beck et al., 1996). La corterza
debajo del Altiplano parece espesarse de N a S, a lo largo de la
Cordillera Oriental, con un espesor máximo de 70 a 74 km
alrededor de 20°S (Beck et al., 1996).
- El Altiplano
El Altiplano es una cuenca intermontana de antepaís, y tiene una
cubierta espesa de sedimentos clásticos del Terciario y Cuaternario,
con intercalaciones de estratos volcanoclásticos y volcánicos.
El Altiplano boliviano puede subdividirse en las unidades norte,
central y sur, con estilos estructurales y evolución diferentes. La
parte del norte se caracteriza estructuralmente por corrimientos de
vergencia hacia el oeste, con desplazamiento lateral sinistral en el
sobreescurrimiento involucrado con el basamento este y con
vergencia hacia el este, en su borde occidental, donde están
expuestas las rocas Precámbricas del área del Cerro Huanuni
(Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). Estas estructuras al norte del
Oroclinal tienen rumbo NW-SE predominante.
Según to Kennan et al. (1995), el Altiplano central contiente una
secuencia Terciaria muy espesa (tanto como 10 km de lechos
rojos), basado en informes inéditos de una compañía petrolera
sobre perfiles de reflexión sísmica sobreyacientes a estratos
cretácicos. Los resultados de una exploración y proyectos de
perforación recientemente concluidos probaron que los sedimentos
terciarios sobreyacen directamente a sedimentos paleozoicos a
profundidades alrededor de tres km. En la parte oriental del
Altiplano central, en el área del Oroclinal boliviano, existe una
secuencia Cretácica casi completa que está plegada en pliegues en
forma de S, alrededor de un eje casi vertical, como consecuencia
del movimiento lateral sinistral. En esta área al SW de Sevaruyo,
los stock granodoríticos del Mioceno intruyeron a la secuencia
provocando localmente una alteración significativa de las calizas
del Cretácico.
A lo largo de su borde oriental, el Altiplano Sur está sobrecorrido
por las rocas del Paleozoico antiguo, a lo largo del sistema de fallas
de la “Falla de San Vicente,” de vergencia oeste (Tawackoli, 1996;
Kley et al., 1995). El sobrecorrimiento va acompañado por un
movimiento lateral obviamente hacia la izquierda, que provocó
localmente el plegamiento alrededor de el eje de buzamiento
profundo y la rotación de pequeños bloques. Más hacia el este, se
documenta un movimiento transpresional dextral (Rößling &
Borja, 1993, Cladouhos et al., 1994). Las principales estructuras
tienen rumbo SW-NE, como la importante Falla Uyuni-Keniani,
que separa a la Provincia del Salar de Uyuni en el oeste, de la
Provincia Los Lípez en el este (Aranibar, 1990). Según este autor,
la provincia occidental se caracteriza por estructuras en flor y
escalonamientos positivos, mientras que la provincia oriental
presenta un cabalgamiento de sobrecorrimiento superficial con
vergencia predominantemente hacia el oeste. Se da un análisis
estructural más detallado en la descripción de la geología del
cuadrángulo de Uyuni.
latitude of the "Pica-Gap" (Brasse et al., 1996). The crust beneath
the Western Cordillera has average thickness of about 70 to 74 km,
in the central Altiplano the crustal thickness is about 60 to 65 km
(Beck et al., 1996). The crust under the Altiplano appears to
thicken from N to S along the Eastern Cordillera with a maximum
thickness of 70 to 74 km at about 20°S (Beck et al., 1996).
- The Altiplano
The Altiplano is an intermontane foreland basin and has a thick
cover of Tertiary and Quaternary clastic sediments with
intercalations of volcanoclastic and volcanic strata.
The Bolivian Altiplano can be subdivided into northern, central and
southern units with distinct structural style and evolution. The
northern part is structurally characterized by westverging thrusts
with sinistral lateral displacement in the east and east-verging
basement-envolved overthrusting at its western border, where the
Precambrian rocks of the Cerro Huarani area are exposed
(Aranibar, 1990; Troeng et al., 1995). These structures north of the
Orocline strike predominantly NW-SE.
According to Kennan et al. (1995) the central Altiplano contains a
very thick tertiary sequence (as much as 10 km of redbeds) based
on unpublished oil company reports of seismic reflection profiles
overlying Cretacous strata. Results of recently finished exploration
and drilling projects proved, that the Tertiary sediments overlie
directly the Paleozoic sediments in a depths of about three
kilometers. In the eastern part of the Central Altiplano exist in the
area of the Bolivian Orocline an almost complete Cretaceous
sequence which is folded in S-shaped folds around almost vertical
axis as a consequence of sinistral lateral movement. In this area
SW of Sevaruyo Miocene granodioritic stocks intruded the
sequence provocing locally a sigificant alteration of the Cretaceous
limestones.
Along its eastern border the southern Altiplano is overthrusted by
Old-Paleozoic rocks along the west-verging fault system of the
"San Vicente Fault" (Tawackoli, 1996; Kley et al., 1995). The
overthrusting is accompanied by a obviously left lateral movement
which provoced locally folding around deeply dipping axis and
rotation of small blocks. Further to the East a dextral
transpressional movement is documented (Rößling & Borja, 1993,
Cladouhos et al., 1994). The main structures strike in SW-NEdirection
like the important Uyuni-Kenianni-fault, which seperates
the Salar de Uyuni-Province in the west from the Los Lipez-
Province in the east (Aranibar, 1990). According to this author the
western province is characterized by positive flowerstructures and
stepovers, whereas the eastern province shows predominantly westverging
thinskinned thrusting. A more detailed structural analisis
is given in the description of the geology of the Uyuni quadrangle.
209

REVISTA TECNICA DE YPFB VOL. 18 (1-2) JUNIO 2000
- La Cordillera Oriental
En descripciones antiguas, los Andes al este del Altiplano se
subdividían solo en la “Cordillera Oriental” y el “Subandino”
(Ahlfeld, 1974), pero con las continuas investigaciones, cada vez se
diferencia más a la cordillera en más unidades que presentan rasgos
litológicos y estructurales distintos.
Como resultado de una detallada investigación a lo largo del perfil
entre Uyuni y Villamontes, la subdivisión más reciente se puede
resumir de la siguiente manera. En el área del Segmento Atocha,
entre la Falla de San Vicente y el área de Almona-Tupiza, domina
un cabalgamiento de vergencia hacia el oeste en rocas
predominantement ordovícicas. El hallazgo de un graptolito raro
indica una edad de Llandeilo a Caradoc inferior para las areniscas
estratodecrecientes a fangolitas y limolitas. Esta secuencia tiene un
espesor aproximado de 4.300 m (Tawackoli, 1997).
Más hacia el este, limitado por la Falla Camargo-Tojo hacia el este,
prosigue el Segmento Mochara, que es la sección tectónicamente
más complicada de esta parte de la Cordillera Oriental, con
vergencias cambiantes y estructuras de fosas y pilares tectónicos
compresivos (Rößling & Borja, 1993). Debido a la fuerte
superimpresión tectónica, la posición estratigráfica de las rocas
ordovícicas todavía no está clara, y el espesor de la serie es dudosa.
La actividad magmática del Mioceno estuvo acompañada por la
intrusión de stocks granodioríticos como el Cerro Isca Isca (16,2 ±
0.2 Ma, K/Ar en biotitas). Las alteraciones hidrotérmicas
controladas estructuralmente condujeron a la formación de mineralizaciones
de metal base. La existencia de gabros (Cerro Grande,
120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar en biotita), tubos de brecha olivino-basáltica
y vetas y diques carbonáticos verifica la actividad magmática del
sistema Cretácico en esta área de los Andes.
Al este del sinclinal de Camargo, se ubica el Segmento Yunchara,
que corresponde a la sección tipo de Rivas et al. (1969), donde está
expuesta la base, y probablemente también el tope del sistema
Ordovícico. Las areniscas y limolitas de grano fino, usualmente
presentan pliegues y fallas de vergencia este. Las areniscas gradan
a lutitas y limolitas, reflejando una tendencia transgresiva con la
culminación en la sedimentación de secuencias turbidíticas. El
espesor total es de alrededor de 4.500 m (Kley et al., 1995).
La Cordillera Oriental del Sur de Bolivia está característicamente
constituida por sedimentos clásticos anquimetamórficos del
Ordovícico. El espesor total máximo del Ordovícico todavía se
especula, pero podría alcanzar hasta 10 km en la parte central de la
cuenca.
- La Zona Interandina
La Zona Interandina o “de Transición" (Kley & Reinhardt, 1994) es
la zona ubicada entre la Cordillera Oriental, constituida predominantemente
por rocas ordovícicas, y las Sierras Subandinas. Los
pliegues en el Interandino son menores que en el Subandino, y los
corrimientos han reducido al desplazamiento, al buzamiento
relativamente empinado y a la separación estratigráfica. Los
anticlinales que existen con mayor frecuencia están separados por
pequeños corrimientos; ambos tipos de estructura no continúan a lo
largo del rumbo por distancias largas. Los cabalgamientos a
- The Eastern Cordillera
The Andes east of the Altiplano in older descriptions were
subdivided only in "Eastern Cordillera" and "Subandean" (Ahlfeld,
1974), but with ongoing investigation the mountain range is
differentiated increasingly in more units showing distinct
lithological and structural features.
The most recent subdivision can be summarized as follows as a
result of detained investigation along a profile between Uyuni and
Villamontes. In the area of the Atocha-Segment between the San
Vicente Fault and the Almona-Tupiza area dominates a
westverging thrusting in predominantly Ordovician rocks. Rare
graptolite finding indicate an age of Llandeilo to lower Caradoc of
the sandstones, which are fining up into mud- and siltstones. This
sequence is about 4300 m thick (Tawackoli, 1997).
Farther East limited by the Camargo-Tojo-fault towards the East
follows the Mochara-Segment, which is tectonically the most
complicated section of this part of the Eastern Cordillera, with
changing vergencies and compressive Horst and Graben structures
(Rößling & Borja, 1993). Due to the strong tectonic overprint the
stratigraphic position of the Ordovician rocks is still not clear, and
the thickness of the series is doubtfull. Miocene magmatic activity
was accompanied by the intrusion of granodioritic stocks like the
Cerro Lsca Isca (16,2 ± 0.2 Ma, K/Ar in biotites) and structurally
controled hydrothermal alterations led to the formation of basemetal-
mineralizations. The existence of gabros (Cerro Grande,
120.5 ± 0.5 Ma, K/Ar in biotite), olivinbasaltictic breccia-pipes and
carbonatitic veines and dykes verify the magmatic activity of the
Cretaceous system in this area of the Andes.
East of the Camargo syncline the Yunchara-Segment is located
which corresponds to the type-section of Rivas et al. (1969) where
the base and probably as well the top of the Ordovician system is
exposed. The fine grained sandstones and siltstones usually show
east-verging folds and faults. The sandstones are grading up into
shales and siltstones, reflecting a transgressive trend with the
culmination in sedimentation of turbiditc sequences. The total
thickness is about 4500 m (Kley et al., 1995).
The Eastern Cordillera of Southern Bolivia characteristically is
mostly made up of thick anchimetamorphic clastic sediments of the
Ordovician. The total maximum thickness of the Ordovician is still
speculative but it might reach up to 10 km in the central part of the
basin.
- The Interandean zone
The Interandean or "Transition-Zone" (Kley & Reinhardt, 1994) is
the zone located between the Eastern Cordillera made up of
predominantly Ordovician rocks and the Subandean Ranges. Folds
in the Interandean are smaller than in the Subandean and thrust
have reduced displacement, relatively steep dip and stratigraphic
separation. The mostly existing anticlines are separated by small
thrusts, both structure-types do not continue along strike over long
distances, the thrusts often continue in folds over short distances.
The vergence is generally towards the East but few backhtrusts are
210

COMPENDIO DE GEOLOGIA DE BOLIVIA
menudo continúan en pliegues por distancias cortas. Generalmente,
la vergencia es hacia el este, pero existen algunos
trascorrimientos con la dirección opuesta. Los afloramientos son
predominantemente del Silúrico y Devónico localmente, así como
también de edad carbonífera y permotriásica.
- Las Sierras Subandinas
El borde oriental de los Andes bolivianos forma una faja de
plegamiento de cobertera y fallamiento que involucran a estratos
cámbricos a triásicos y al basamento Precámbrico. Los pliegues y
corrimientos continúan por distancias largas, a lo largo del rumbo y
tienen desplazamientos significativos. Aquí, la corteza continental
se encuentra sobrecorrida por encima de su antepaís, a lo largo de
corrimientos de ángulo relativamente bajo. Se evidencia a través de
los estudios de refracción sísmica, que la base de la corteza en la
pared colgante del corrimiento transcortical está ubicada a una
profundidad de 25 a 30 km (Schmitz, 1994), marcando el borde
entre la deformación quebradiza y dúctil (Kley, 1993). La
discontinuidad de Moho en esta parte de los Andes yace a una
profundidad de 50 a 60 km. El basamento Precámbrico del Escudo
Brasilero está involucrado localmente en corrimientos de vergencia
este (Kley & Gangui, 1993; Kley et al., 1996).
present with opposite direction. The outcrops are predominantly of
Silurian and Devonian, locally as well Carboniferous and
Permotriassic in age.
- The Subandean Ranges
The eastern border of the Bolivian Andes forms a belt of thinskinned
folding and faulting envolving Cambrian to Triassic strata
and the Precambrian basement. The folds and thrusts continue over
long distances along strike and have significant displacements.
Here the continental crust is overthrusted over its foreland along
relatively low angle thrusts. The base of the crust in the hangingwall
of the transcrustal thrust is evidenced by seismic refraction
studies to be located at a depth of 25 to 30 km (Schmitz, 1994)
marking the border between brittle and ductile deformation (Kley,
1993). The Moho-discontinuity in this part of the Andes lies at a
depth of 50 to 60 km. The Precambrian basement of the Brazilian
Shield is locally involved in the east-verging thrusts (Kley &
Gangui, 1993; Kley et al., 1996).
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26
17
Cobija
3
27
La Paz
4 5
24
18
10
9
6
25
19
Cochabamba
Oruro
11
8
7
12
20 22
21 23
15 16
13
14
28
Potosí
Trinidad
Sucre
Tarija
Santa Cruz
1
2
70°
69°
68°
67°
66°
65°
64°
63°
62°
61°
60°
59°
58°
9° 9°
10° 10°
Ta
BRASIL
Qh
BRASIL
MAPA
GEOLOGICO
DE
BOLIVIA
11° 11°
COBIJA
12° 12°
13° 13°
80° 60° 40°
PGiP
0° 0°
Pi
Pi
Ps
20°
14° Ta
20° 14°
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40°
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p
PGi
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40°
Ts
PGi
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TRINIDAD
80° 60° 40°
15° 15°
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0 200 km
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Ph
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16° Pc
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16°
TRi
LA PAZ
Pi
LAGO TITICACA
D
Ph
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Ts
Pc
Qh
17° 17°
COCHABAMBA
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