Por : Ben6 Cornejo y José Lizarazu (U.M,S.A,), Claude Yïrtinez y Pierre Tomasi

(o .R, s.T.o.,rwz)

E l cor te que presentamcs es e l resul tado d e las investigaciones hechas

a f i n e s d e l año 1968, durante l a elaboración de l mapa geológico de l a Hoja

' Sapahagui (Ho j a 60h.3)

E1 relevanliento geoldgico fu6 x-edizarlo eli colahoraci6n mutua en t re e l

Servicio Geológico Boliviano y la Nisidn Geológica O.X.S.T.O.M., oportunidad que ha permitido a José Ezarazu y Rei?& Cornejo presentar l a Tésis de Grado

a l a U.M.S.A.

. En e s t e t rabajo se t r a t a de mostrar el esquema y e l cor te e s t ruc tu ra l

(Tab& 141) d e l área que e s t6 a 50-70 Km. al S.E. de l a ciudad de La Paz;

re,$Ón est:, ubicada a l sur d e l Macizo del Illitrani, es dec i r la Hoja d e l Reo La Paz y sus afluentes Lurihay, Sapahaqui y Caracato,

Nuestro objetivo es presentar e l e s t i l o de las deformaciones que se

observa eil l a zona, apoy5ndonos en l a e s t r a t i g r a f h y e l mapeo geológico,

La nlayorfa de las formaciones encontradas son de edad paleozoica.

Después de lo s excelentes t r aba jos de AHLFdLD Y fiiVLXSA (1) y l a I!EsiÓn

Geológica Alemana ( 2 ) , l a sucesión esfxatigráfica de la zona es bien conocidao

1.- &Jl-.O~dg~~~~g~ e s t á representado por u n f lych cuarcí t ico probablemente

de edad C a r a d p a g . (Ordovicico superior).

2,- Silur& empieza con e l Wenlockiano representado por l a t i l l i t a

glacj-al de la Formci6n Cancaz r i (Zapla), cuyo espesor var& de 10 a 150 m, Por encima de la Formación Cwlcañiri se desarrollan' l.as/siguientes formaciones:

- &reniscas _I L1a l l lgg . - Con 200 a 500 m. de potencia. -- Lut i tas Pampa,- Aproximadamilte 2000 m, de espesor. I- Formación Catavi.- Areniscas y l u t i t a s de 500 -_I

a 1000 m.

Las Areniscas- V i l a Vila t i e n m un espesor de 500 a 2000 m. ; l a edad de - es t a s s e a e n t i t a s e s a&i discut ida (3) . unidad como Siluro-DevÓnica (SDL w) .

Nosubros por ahora b m a r e m o s a e s t a

0. R. S.T. O. M. F ~ n d s Deeumentaire No i 8 9 sf,, ex\

CPte 5 8 J

L

2 3

4

M A P A' S

CONSULTADOS

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~'2 ; l1zarazu José, Tesis de Grado U M S A · 1969

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ESQUEMA ESTRUCTURAL DE LA REGION

RIO LA PAZ-SAPAHAQUl-LURIBAY (Corne10 R. y Lizarozu J. -U M S.A . - Marfinez C y Tomasí P· M1s1ón ORS.TO.M.).

eo,,,~ .. JIO '.~

68°001

ESCALA 1 · 200 000 o 2 3 4 ~ 'º '~

• • • • + • • • • • • •

• •

~

COllOta

U. M. S. A.

FACUL TAO DE CIENC 1 AS GEOLOGICAS

MISION O.RS.T.O.M. BOLIVIA

~ J969

. LEYENDA

Ant1c linales

S1ncl1nales

rectas. 0

0Qochodos: volcadas, recumbentes

-+- ---'- -+ 8uzom 1ent~ : vert1col, normal, volcodo + tiorizontal

Frente de esquistosido<l E'qu1stos1dad -A- Rumbo 't buz. --------

Falla a

• • • • Fallas inversas

t-allas normales

Junturas

DISCORDANCIAS

Cuo ternario

••• e e e e 1 Cenozoico (Oligoceno 1nf. ?)

ts e••: • , e• Mesozoico (Cretac1co 'up. ?l

Paleozo ico (Permo carbonífero)

NIVELES GUIAS

Dentro del Poleozoteo mercando las estructures

~) ~ •tt<> ~-, J"'O ~-7:0>Ut • • t)\:.=.1..;:::

Devónico

.... , - Silurico S

- • Wenlock (Canroñ1r1 o Zapla ) S2Z

o Ordov1c1co

ROCAS MAGMATICAS

Vo•can ismo de Cohoni

Granito intrus1vo del l ll1mon1 'f

Ou1mzo Cruz

0 18 Juon e '-odrlouu

, /

r -1-I

I

8W

'000111 eerro JodICflo UlIIII

Cerro 1<1I0ro Potoc.nv L .u'tllo Jo~~e

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3000 .

4 000 tl

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(ConCOlÍorl o ZOPIO)

Cerro Con<lor S4tJnOro

COSuno Suno

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COWilO I<II0ro

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2000

3000

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U. M. S. A.Facultad de Ciencias Geoló;icas Mision ORSTOM - Bolivió

CORTE ESTRUCTURAL SAPAHAQUI-RIO LA PAZ

{ HOJo 6043· 1 G M 1

Esco lo . 1: 100 000o 1000 '000 10000 m

Oltl J"O" (' Ro"rl/~iJ"

- 2 - 3.- E l hvónico i n f e r i g ;y medio est5 consti tuido por l u t i t a s con canadas

Ellas representan las formaciones I c h , Sica Sica de areniscas hacia e l tope.

y Collpacuckiu que en t o t a l sunan apmximadamnte 4.000 m. de espesor,

4,- h x z E - - C a r b o n i f e r o : 2% lm encontre do " e n t e un peque50 aflora- miento d e l Carbonifero (Facies Gondwma), s e m jante a los es t r a tos de Calamarca

(4). Estas mcas suprayacen con l igera . -.-- discordanci9 angular a l Devdnico medio. A l sur del &ea, e l mapa de l a Misi.51; Geológica Alemana presenta a l PQrmico

marino (Facies Copacabana ) .

- Sisterna Cret$cico.- --.-l_l_ (5) EL complejo sediaentar io e s tg conformado por e s t r a t o s de conglomerados, de areniscas y de l u t i t a s rojas, con intercalación

de ca l izas marims (Formación Miraflores de edad Cenomaniana) que en t o t a l

l l egan a 500 m.

Los afloramientos Cret&icos e s t án alineados dentro de una u s i n c l i n a l I.-.-_Y

que descansa sobre e l Paleozoico en f u e r t e discordancia anmlz,

C E ~ Z O I C O .- 31 Terciario de l a región de Luribay se encuentra a l Sur d e l &ea que

--

lios ocupa; e s t a s s e d i m n t i t a s fueron estudiadas por l a Misión Geológica

Alemana . llelgando a d i fe renc iar un Conglomerado Basal de Luribay, discordante

a las rocas CretAcicas y Paleozoicas.

----.--.-.- Oligocene inferior.- c.- Los .Estrabos d e &C+- suprayacen a l Conglomerado de

Luribay. est8.s sedimentitas en eL Oligoceiio i n f e r i o r (5).

Los mainiferos que se ha encontr2do en e l l o s nos perrniten ubicar a

IVIAC~ATI Srxo --- Los macizos del- I l l k n i y Quimza Cruz. son in~rus ivos , consti tuídos por

rocas de composición grani t ica y granodiorít ica (7).

3- s bock survolcánico de Cobciii t i ene una composicibn Andesítica-Dacftica 8

con brechas j ; j i roclkt icas (y parece intercalado con e s t r a t o s Cretadcos) .

HIPOTESIS 33BRí3 LA BVOLUCXON TECTONICA DE LA FLEGION

a.- 131 ;ran espesor que observamos en 1s rocas paleozoicas y que f s c i l -

mnCe podría l l e g a r hasta los 15.000 IL nos indica una cuenca en subsidencia.

21 perfodo largo de subsidencia se ve interrumpido por enlersionzs a f ines de l Ordovícico y d e l Devónico, Por aliora no podríaiiLos dec i r la naturaleza de los movimientos responsables de e s t a s emersiones.

- 3 - b.- La discordancia Post-DevÓnica y Pre-Carhonffera podría ser uno de los

efectos d e una 'Tectbica @- Hercinica.

11- Hercínica "_1 tardTa, posterior al. Grupo Copacabana . AdemiGs podríamos imaginar una Tect6nica

De todas maneras f i n a l i z a r e l Paleozoico, se tiene ma fase, compresión - que se m n i f i e s t a por un intenso plegamiento (Hercínico) y cuyo e s t i l o es dife-

rente de las defoi-maciones posteriores.

c,- Después de estos acontecimientos tectónicos, el %rea que nos ocupa queda

ermrgida hasta e l CretQ.Cico.

La deposición del Cretscico (continental) ocurre en cuencas menores y Sub-

sidentes, con movimientos & c i s t e n 3 í los nlisnios que se r e f l e j a n con fallas normales y ascenso de lavas de composiciÓn b6sica.

d.- A f i nes del CreiScico . o principios d e l Terciario, una f a s e -- de ' plegamiento ...

se manifies-La con pliegues y f a l l a s inversas.

Sobre l a s rocas plegadas, e l conglomerado de Luribay s e acumula en franca

d is cor daiicia angula. r.

e.-. LJn, tercera f a s e tectónica afecta los e s h t o s del Oligoceno in fe r io r ;

y su edad puede ser Mioceiio 6 Flioceiio in fe r io r . -.-- -- f a - l?inLdrmite2 durante el Plioceiio super iw y Pleistoceno i n f e r i o r hay

movimientcs de disten.lsiÓii con volcanisnio.. El sole-mnbllriento de la "Cordillera

de los Andes" es acompañado por f a l l a s norndes.

En l a evolución tectónica hipot8tica que he11i0~ propuesto para e s t a zona, indicamas l a , existencia de va r i a s fases tectdii icas swperpuestas y con edades

diferentes (Herciiiica, Andinas) y f a ses de distensión,

El aspecto geométrico ac'iual de las estruc-Luras es la. resu l tan te de l a acción d e las di feren tes fzses de compresión y distensión,

Presentanm e l e s t i l o tectóiiico de la fase de nlayor compresión que nos _I. -

p.re ce Hercinsi. se pueden notar a l es tudiar l a s micmestmctma s (NicrotectÓnica) relacionando

és'cas con las macmestructuras.

El plegm&nto H w c h i c o t i ene rasgos carac te r í s t icos que

Las deformaciones Herchicas son carac te r í s t icas y diferentes a las deforma- Un estudio de ta l lado de estas Últims a todas l a s escalas es ciones posteriores.

necesario para borrar sus efectos e n e l aná l i s i s d e l a s primeras.

- 4 -

I ALGïJNdS COi\JCWTi)d --.._I UTI LIZACOS .-( g )

a:-- La deformación t e c t b n i i t i a e , s u origen en la existencia esfuerzos compresionales hoci.zonta.les que se evidencian en las zonas plegadas o cadenas de

l a corteza t e r r e s t r e , I -

Una cadena reciente puede coincidir con los re l ieves montañosos ( e j . Los Andes).

Pero el ge6logo u t i l i z a el mismo término para. todas las zonas fuertemente plegadas,

l o rnismo si fueron completammte e r o s i o a d a s collzo por ejemplo las cadenas pre-

C6mbricas d e l .Escudo 3 ras i l e ro .

h,- Concepto de !\Tive1 Estructural , - La defornlación a nucro-escala como a nlacro-escala es variable con l a intensidad

de las fuerzas compresriorales y con la profundidad,

Un incremnto ai las condiciones de presión y teniprahurz se produce a l

aunmtar la sobre carga, '

E l e s t i l o teckónico depende de l a s fuerzas tect6nicas de l a carga y de l a tempra.tura y se modifica con la profundidad.. Para c ie r to esfuerzo horizontal

podemos d i s t ingu i r los niveles es t ructurales: 1.- Nivel Es t ruc tura l SuT;erior.- Es la ZO~EI, en l a que las fuerzas compresio-

nales originan deformaciones n baja profundidad (carga y t empra tu ra d6biles).;. &tas deformaciones son de l t i p o e lhs t ico en las capas competentes, l a s cuales

al exceder e l l ími te de e las t ic idad se fm ctura,n s i n plegarse ( c i za l lmien to ) .

.%i general las deformaciones son C13sorderLadas y se CUEL cteri.za,n por f racturas .

2.- --- Nivel i3structurnl P1edio.- Al aumentar la sobrecarga, hace que la, deforma- Pasando ci6n sea más - plást ica .

51 l h i t e de plasticidad, es tas rocas s e cizallan. "Is6paco" o "Concéntrico'i con capas paralelas e n h s í (Fig.

la flexiÓn de los es t ra tos acompañada por inovimientos entre los es t ra tos supraya-

ceiites e infrayacentes f o m n d o s u F r f i c i e s es t r iadas . La direcciÓì3 que t ienen

l a s estrias perpeiidicular a la di recc iÓndel e j e del plie,- (b). Además d e l plegamiento, encontramos diadasanlient o y fallamiento d e l kip0 inverso, resul tado

de las rupturas.

La mayoría d e ' l a s mcas sed imnta r i a s s e pliegan,

Los p l k g u e s son d e l t i p o ), .EI mcanismo es

Poco a poco por efecto de la sobrecarga a l awnentar l a profundidad, se nota

mayar complejidad en la deformción,

- 5 -

3. - mel EstructurQ 1izferior:- B una c ier ta pmfundidad la materia s e ve afectada. en su naturaleza intinla por l a deformación, la cual e s hicamente de l

t i p o p lss t ico .

El paso d e l Nivel Estructuml Nedio a l Nivel Es t ruc tura l In fe r io r se rea l iza

pasando e l Frente Sup* & Esquistosidad.

.En la p r t e a l t a d e l Nivel ikkructural In fe r io r s e tiene e l c l iva j e de

fractura que consis te en inf inidad de microfallas..

Descendiendo a6n niAs, nos encontmmos con l a Esquistosidad de Flujo que resul ta de l alargamiento y mcristaliz8,ciÓn de l a materia hasb. l l e g a r a l a

foliación. Es en esta zona que enipkza e l Ee&niorfisìno regional.

Los pliegues qm caracter izan esta zona son d e l t i p o _similar (Fig, ) con alargamiento y estrechamiento según un plano qw es F r a l e l o al. plano de

la esquistosidad,

El Fac-Lm yu- Litol6gico.-

Las observaciones nos enseñan que e l paso d e l hTive1 E s t r u c t u r d Medio a l Nivel Estructural Infer ior no es t a j an te , a l contrai?.io es progresivo y adem&

variable con l a l i t o log ía .

La kter0geneida.d de l a materia ha p- rn i t ido el desa r ro l lo de l a s defar- maciones en grados diferentes en las rocas soinetidas a esfuerzos compresionales

de la misrna intensidad.

En l a proximidad al. Frente SuperLw de Escpistosidad las rocas $ose t en te s

como las areniscas s e deforman en pliegues I s b p a c b s

incomptentes conio las l u t i t a s t ienen esqui s b s i d a d de f r ac tu ra correspondiente

al Nivel Infer ior . 1gua.lmnte l a t r m s i c i ó n hacia la esquistosidad de f l u j o s e produce en f o r m gradual.

mientras que las rocas

Ocro a s p c t o importante del f a c t o r l i tolÓ@co s e nota cuando las cadas

d i f i e r en en su naturaleza, a s í la esquistosidad que l a s afecta presenta una r9refrzcciÓn11 es d e c k de un e s t r a t o a o t ro se notan var iac ioms delángulo

formado entre los planos de e s t r a t i f i cac ión y la esquistosidad (Ver f o t o ).

N&o*&o&. - Relaciones de l a esqyistosidad con l o s pliegves y la estrat i f icación.-

!'Las observaciones indican que no L2uede existir e s q i s t o s i d a d s i n plega-

miento. I I

ItEl plano axial del pliegue es subparalelo al plano de L? esquistosidad."

- 6 -

!En e l caso d e l a esquistosidad de fractura eiicontramos que ésta adopta muchas

veces una disposición en abanico." (Plano 11). "Los e j e s de pliegues y la l ineación (l), resu l tan te de la. intersección d e l ph i lo de e s t r a t i f i cac ión y del plano de la escpistosidad son p r a l e l o s entre s í " ,

( 1. '

UtiUdc3d de las micro-esti.ucturas, esquistosidad, micmpliegues y

l i n m c i ó n - Zjemplo: Estudio tectónico de la zona Rio La Paz+apa&c& (Tab las I :y 11)

La r eg i in Rio La Paz - Sapahaqui e s un buen ejemplo de deformaciones en los niveles e s t m c t u r d e s Nedio e In fe r io r alto durante la TectÓiiica Hwcínica.

Una f u e r t e erosión después del solevantamiento de l a Cordillera de Los Andes

nos permite es tudiar inclusive por debajo del Frente &perior de dsquistosidad. Sonde1 --- Nivel E s t m c t u r a l Nedio II_- las defornaciones que se observan desde el S.17.

(&ea de Sapahagui-Urmiri y el carnino a i31 Tholar) hacia l a confluencia de l o s r i o s La Paz y Luvibsy (Las Juntas).

j3l cor te e s t ruc tu ra l a escala (1:lOO.OOO; Tabla 11) nos mues-tra que los pliegues a escala kilométrica son simétricos (Ortorrómbicos ) o asimétricos (I~~onocEnicos ) . YI Los pliegues siniétricos tienen los plamos axiales ver t ica les .

Los pliegues asim6:tricos son inclinados o volcados con sus planos ax ia les Suzaflo

hacia e l S.W. --_. _I

Con las observaciones a microescala, notamos l a exisLencia de las estrias ca rac t e r í s t i ca s d e l o s pliegues IsÓ]?acos.~

dirección de l esfuerzo -mo si se hace estudios eskidisticos. .

Estas e s t r i a s nos pueden dar l a

- E l -I ïtive1 Estructural Infer ia r se observa pasando e l Frsnte 3 2 r i o r +-- - de

Esquistosidad cerca a Las JuYiCas; la esruis tosidad se desarrolla hacia e l N.E.

a.- Sentido de l Volc,?ininto: Los pliegues son volcados al S.W. (Ver coiate

Tabla I I ) , l o cual s e conf i rm observando l o s planos de esquistosidad (Sx ) y l o s planos axiales de nticropliegms. (Fig. ).

La esquistosidad t iene mi buzamiento hacia e l N.E. y u n aspecto ea abailico,

b. -- La ubi caci Ón de . , l o s e& -- s de a n t i dina- le s y s i n c l i i ~ a - m m - e s ,

cuando no se ?=de observar l a zona de la chemela, se conoce interpretando las posiciones respect ivas que adopta la esquistosidad con respecto a Li estra.fificaciÓn y adem5s e l aspecto d e los micropliegue s (Ver figura de

de ta l le ) . .

- 7 - C.-- E l techo y la base de lcs es t r a tos correspordientes a, los f l m c o s

normales e invertidos son deternlinables &servaido l a posición d e l a esquis- tosidad con respecto a la posición de la e s t r a t i f i c a c i ó n .

31 f h i c o normal presenta l a escpis tosidsd m's v e r t i c a l que la e s t r a t i f i -

cacibn,

es t ra t i f icac ión . (Fig. ).

En el f lanco invert ido la escwistosidad es más horizontal que la .

La determinación de un flanco n o r m 1 o invert ido tambign s e puede r e d i z a r

con la ayuda' de 10;s micropliefies, (Fig. ).

d.- Los ru~ibos de las gs t ruc tums se deducen con l a medida de los rumbos

de l a l ineac ión y de los e j e s de micropliegues.

Los rumbos de la l ineación encontrados en l a zona t ienen las s iguien tes - --Y - U"

mdidas: N U0 E-N 150 E.

-" ACONTE C I t i l E N TOS POST-ESQUI STOSI DAD

a.- Los ba to l i to8 gmní t icos del I l l iman i y Qximza Cruz son poster iores

a la. TectÓnica Hercinica:

Los b a t o l i t os c'artan las estructuras h e r c h i c a s .

E1 mtamorfismo de conta.cto a,fecta y borra l a esquistosidad.

Además es tos granitos son afectados por e l cizallamiento acaecido en

las Última,s deformaciones (TectÓnica. Andina).

b.- Los niovirilientos correspolldientes a l a s f a s e s kidinas y caracterizados

por plegamientos con f a l l a , s inversas a fec tan las estructuras y l a escpistosidad

hercinica.

JX, volcaiiliento de l m pliegues de la f a s e myor parece ampliado por los cizallamientos posteriores. Ejemplo! e l Ant ic l in ica l de Xspir i tu Santo.

Además, en l a zona las TectÓnicas fhdinas son caracterizadas por uii rumbo

gerem1 N.N.W*- SeS.E.

El rumbo ac tua l (TJ l.40- M 150) de las es t ruc turas Hercfnices ( l i i imción

y e j e s de pliegue s) ; nos parece desvi ado comparado con los rumbos generales

( N 110) de la cadena Herci'nica en o t r a s zonas.

- 8 -

PLunque las deformaciones her cínicas fueron afectadas por l o s procesos posteriores (mgmtismo, compresiones y dis tensiones) , se puede ver algunos rasgos caracter ís t icos propios de es ta cadena:

- Plegamiento intenso & 12 Niveles Sstructura.les )‘ledio g i n f e r i o r con

esquistosidad de f ractura. - Volcamiento general hacia el S.W,, es decir d d i i ke r io r al ex te r io r de

la cadena Hercinica.

231 conocinliento de los rasgos es t ruc turz les esenciales de la cadena

Hercinica en Bolivia es necesario lmrc? todos los estudios pleogreográf icos ,

Una Hez conocidos, con estudios es t ruc tura les detallados los rasgos caracter ís t icos de las fases de deformacioi-ms posteriores a l a Tectónica

Hercinica, podremos borrar sus efectos y a s í de f in i r , de u m manera más completa, l a ubicación, LI dirección y e l e s t i l o de l a cadena Hercinica,

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