estiramiento litosferico del paleozoico superior al...

Publicaci6n Especial SGP W5 (2004) p. 45-79

ESTIRAMIENTO LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO SUPERIORAL CRETÂCEO MEDIO EN EL PERD Y BOLIVIA

Thierry SEMPERE l, Javier JACAY 2, Adân PINO 3, Hervé BERTRAND 4,

VfctorCARLOTTO 5, Michel FORNARI Cl, Raul GARCIA 7, Néstor nMÉNEz 7,

Andrea MARZOLI 8, Christian A. rvœYER 9, Silvia ROSAS 10 & Pierre SOLER 1

1 IRD, aparlado poslaI18-1209, Lima 18, Penl. E-mail: [email protected]~ Escllela de II/gel/ieria Ceol6gica, UI/iversidad Naciol/al Mayor de SaI/ Marcos, aparlado poslal 3973, Lima 100, Peni.

E-mail: )[email protected], t:sclle!a de II/gel/ieria Ceol6gica - Ceolecl/ia, Facllilad de II/gel/ieria, UI/il'ersidad Naciol/al Jorge /Jasadre Crohmann. Tacna,

Peni. E-mail: [email protected]

.J l..aboraloire des Sciel/ces de la Terre, Ecole Normale SI/périeure de Lvol/, 46 allée d'llalie, 69364 Lyol/ cedex 07, Fral/cia.t.-mail: [email protected]

5 Deparlal/lel/to de Ceologfa, UI/ivcrsidad Nacional de Sali AI/IOI/io Abad dei CI/SCU, Cusco, Perri.E-mail: [email protected]

(, IRD -" Laboraloire de Céochrol/ologie, UMR 6526 Géosciel/ces A~/I/; UI/iversilé de Nice - Sophia AI/lipolis, 06108 Nice cedex02, Francia. E-I/wil: Michel.Fomari@lIl/ice.fr

; ICEMA, Universidad Mavur de San Andrés, casil/o 6568. La Pa~. Bolil'ia. E-mail: [email protected];E-mail: [email protected]

,\ Diparlimenlo de Mil/eralogia e Pelrologia, UI/il'ersilà di PadOl'a, corso Caribaldi 37,35137 Paduva, Ilalia.E-mail: [email protected]

') Nalllrhistorisches Mllsellm, ;\lIgllslil/ergasse 2, 4001 /Jasel. SlIi~a. E-mail: [email protected]" Deparlal/lel/lo de II/gellieria, POlllificia Universidad Cal6lica dei Peni, Lima 32. Peni. E-mail: [email protected]

RESUMEN

La sintesis de los datos provenientes de las cuencas sedimentarias neopaleozoicas y mesozoicas de los Andesde Peru y Bolivia (8°S-22°S) y de su magmatismo asociado indica que el margen sud occidental de Gondwana fuesometido a va rios episodios de estiramiento litosférico durante el intervalo Paleozoico superior - Cretaceo medio. Unestiramiento pronunciado afecto el margen dei extremo sur dei Peru a partir dei Carbonifero; el registro tantosedimentario como magmatico de la region de Tacna sugiere que se formo una cuenca de tipo marginal donde sederramaron volumenes considerables de rocas vo!canicas basicas entre el Pensilvaniano y el Triasico. El registrosedimentario observable en la cuenca de Arequipa, que resulto de esta evolucion, indica que el estiramiento litosféricoculmino en el Jurasico medio, después de haber producido una subsidencia considerable.

Mas al este, procesos de rifLing se iniciaron recién en el Pérmico superior en la Cordillera Oriental dei Perucentral y se propagaron hacia el sur (Bolivia) hasta el Jurasico medio, a 10 largo de un eje que coincide con laCordillera Oriental actual. En el Pérmico superior - Triasico, el rifLing produjo grabenes su bsidentes que fueronlIenados por los depositos aluviales rojos y vulcanitas dei Grupo Mitu. El inicio dei rifting parece haber sido d iacronico,propagandose de norte a sur: edades isotopicas sobre el magmatismo Mitu tienden c1aramente a ser mas viejas(Pérmico superior) en el norte, aunque edades pérmicas (280-260 Ma) también han sido reportadas al oeste y sur deiLago Titicaca. Estratos syn-rift dei Mitu se depositaron aparentemente mas temprano en el norte que en el sur, dondesobreyacen a una unidad parcialmente marina dei Pérmico superior - Triasico inferior que no se deposito en uncontexto de rift. La depositacion de los carbonatos post-rift dei Grupo Pucara progreso de norte a sur a 10 largo dei ejedei rift Mitu, pero no penetro al sureste de Cusco.

Un estiramiento litosférico titoniano es registrado en el oeste dei Pen) central por el abrupto hundimientotectonico de la cuenca Chicama. Mas al sur, en la Cordillera Oriental, la terminacion dei rifLing fue seguida por lacreacion de leves relieves: una inversion suave dei sistema de rift de la Cordillera Oriental en el Jurâsico superiorCretaceo inferior es registrado por la progradacion coetanea, hacia el oeste, de sedimentos detriticos localmentegruesos, asi como por una superficie erosional pre-cretacea desarrollada sobre areas levantadas que coinciden el ejede rifting activo durante el Pérmico superior - Triisico. A 10 largo de la region costera central actual, es decir al oestede todas las areas mencionadas hasta ahora, un estiramiento litosférico de edad Cretaceo medio es comprobado por lasubsidencia considerable y el vulcanismo submarino de la cuenca de Huarmey.

La evolucion dei margen centro-andino fue por 10 tanto dominada por estiramiento Iitosférico durante -250

46 Thierry Sempere, et. al.,

Ma. Este largo periodo termino alrededor de -93-89 Ma con el inicio dei engrosamiento cortical andino. Los episodiosmayores de estiramiento litosférico (Carbonifero [costa sur] 0 Pérmico superior [Cordillera Oriental] a Jurasicomedio; Cretaceo medio [Peril central]) reflejan posiblemente una evolucion de los patrones de circulacion astenosféricaproducidos por la subduccion y conveccion mantélica a gran escala.

Las heterogeneidades Iitosféricas producidas por estos procesos han logicamente influenciado en formaimportante la distribucion y las modaüdades de las deformaciones mas jovenes. En particular, el Altiplano correspondiaa un dominio paleotectonico con espesor litosférico "normal", que era limitado por dos areas alargadas caracterizadaspor una Iitosfera adelgazada. La Cordillera Oriental de Peril y Bolivia parece resultar de la intensa inversion tectonica,durante el Oligoceno superior - Neogeno, dei area adelgazada mas oriental.

ABSTRACT

Integrated studies and revisions of Neopaleozoic-Mesozoic sedimentary basins and associated magmatism inthe Andes of Pero and Bolivia (8°S-22°S) show that the southwestern margin of Gondwana was areally submitted toseveral episodes oflithospherie thinning during the Late Paleozoic - Middle Cretaceous interval. The southernmostPeruvian margin underwent pronounced stretching starting in the Carboniferous; the sedimentary and magmatierecords in the Tacna region suggest that a marginal-type basin was formed, where considerable volumes of basievolcanic rocks were erupted during the Pennsylvanian-Triassie interval. In the Arequipa basin, whieh resulted fromthis evolution, the sedimentary record indicates that the Iithospherie thinning culminated in the Middle Jurassic,after having produced considerable subsidence.

More to the east, rifting processes started in central Peru in the Late Permian and propagated southwardsinto Bolivia until the Middle Jurassic, along an axis that coincides with the present Cordillera Oriental area.1 n theLate Permian - Triassic, rifting produced subsident grabens that were filled by red alluvial deposits and volcanie rocks(Mitu Group). Initiation of rifting was diachronie, propagating from north to south: isotopie ages otained on the Mitumagmatism c1early tend to be older (Late Permian) in the north, although Permian ages (280-260 Ma) are alsoreported from west and south of Lake Titicaca. Mitu syn-rift strata were apparently deposited earlicr in the north thanin the south, where they overlie a partly marine unit of Late Permian - Early Triassie age that was not sedimented ina rift context. Deposition of the post-rift carbonates of the Pucara Group progressed from north to south along the axisof the Mitu rift, but did not penetrate southeast of Cusco.

Tithonian Iithospheric thinning is recorded in western central Peru by the abrupt downwarping of the Chieamabasin. Termination ofrifting in the Cordillera Oriental was foUowed by the creation ofgentle reliefs: a slight inversionof the Cordillera OrientaI rift system in the late Jurassie-earüest Cretaceous is recorded b)' coeval westerly progadationof locall)' coarse detritus and by a pre-Cretaceous erosional surface developed on uplifted areas that had been previouslylocated within the Late Permian-Triassic rift axis. Along the present-day coastal region, i.e. west of ail the areaspreviously mentioned, Middle Cretaceous Iithospheric thinning is attested by considerable subsidence and submarinevolcanism in the elongated Huarmey basin.

The evolution of the central Andean margin was thus dominated by Iithospherie thinning during -250 Myr,and ended -93-89 Ma with the onset of Andean crustal thiekening. The major episodes of lithospheric stretching(Carboniferous [southern coast] or La te Permian [Cordillera Oriental] to Middle Jurassic; Middle Cretaceous [centralPeru)) possibly reflect an evolution ofasthenospheric flow patterns produced by subduction and large-scale mantleconvection.

Logieally, the lithospheric heterogeneities produced by these processes are Iikely to have largely influencedthe distribution and modalities of younger deformations. In particular, the Altiplano plateau corresponded to apaleotectonic domain of "normal" lithospheric thickness that was bounded by two elongated areas underlain bythinned Iithospheres. The high Cordillera Oriental of Peru and Bolivia seems to have resulted from Late OligoceneNeogene intense inversion of the easternmost thinned area.

INTRODUCaON

La Cordillera de los Andes es clasicamenteconsiderada como uno de los mejores ejemplos de cadenade montaiias edificada a 10 largo de un margen continentalpOl' procesos tectonicos ligados a la subduccion de unaplaca oceanica, en un contexto aparentemente no colisional(Jolivet, 1995). Esta notable cadena muestra variacioneslongitudinales considerables (Fig. 1). Los Andes Centralesforman el segmento mas grande y montaiioso de laCordillera de los Andes. A su vez, este segmento largo de-4000 km es segmentado entre los Andes Centrales dei

Norte (5°30' S--13°S; enteramente ubicado en el Peru). el"Oroclino Boli viano" (-13°S-28°S; sobre el Sur del Peru,Bolivia, Norte Grande de Chi le, y Noroeste Argentino). y

los Andes Centrales dei Sur (28°S-37°S; sobre Chile centraly Argentina dei centro-oeste). La zona montaiiosa dei masgrande de estos segmentos, el Oroclino, cubre -1.300.000km2 (en este trabajo usamos el término 'oroclino' solo conun sentido descriptivo, que se refiere a la caracterfsticaconcavedad de este segmento hacia el océano). La presentecontribuci6n concierne esencialmente a los AndesCentrales dei Norte y las partes peruanas y bolivianas deioroc li no.

Esti ramiento 1itosférico, Paleozoico superior a Cretaceo med io, Peru y Bol ivia 47

Par sus caracterfsticas tect6nicas. el Oroclino es una delas mas prominentes cadenas de montailas dei mundo: suespesor cortical a!canza local mente 75 km (Beck et al.,(996), un valor comparable con el espesarcortical maximoen los Himalayas (con la diferencia que éstos resultan deuna colisi6n continental). El ancho maximo dei or6geno,medido desde la fosa de subducci6n hasta el frente dedefarmaci6n sobre el crat6n, l\ega a sobrepasar 850 km.

La estructura geologica de los Andes Centraleses todavfa relati vamente poco conocida. La tendencia demuchos tect6nicos y geoffsicos a consistido implfcitamenteen considerar que el or6geno es algo homogéneo en sumayor parte (Isacks, 1988; Lamb et al., 1997). Es bastantecaracterfstico que, en su gran mayorfa, descripciones de laestructura geol6gica de los Andes Centrales se basangeneralmente sobre los rasgos geomorfol6gicos actuales.Sin embargo, ex iste un consenso en cuanto a la idea que elmargen continental activo de los Andes Centrales hasufrido un importante engrosamiento cortical desde elCretaceo superior (Jaillard & Soler, 1996).

Se conoce relativamente mal cuales son lascausas y procesos que resultan en el engrosamiento corticalde un margen continental sometido a una convergenciaocéano-continente. Los Andes Centrales proporcionan alos geocientistas un casa extremo de engrosamientocontinental relacionado con tal tipo de convergencia, ypor 10 tanto merecen estudios detallados. Para determinarla estructura e historia de los Andes Centrales, unconocimiento precisa de la evoluci6n y estructura preorogénicas es obviamente necesario, porque es de esperarque estructllras antiguas han desempeilado importantespapeles tect6nicos durante el engrosamiento andino.

La meta de este artfculo es proporcionar unasfntesis actualizada y algo detallada de los datos referentesa los episodios de adelgazamiento litosférico queoculTieron entre el Paleozoico superior y el Cretaceo medioen Peru y Bolivia. Se dedica una atenci6n especial al sistemade rift dei Pérmico superior - Jurasico medio porque sedesarrol16 a 10 largo de 10 que hoy es la Cordillera Orientalde ambos pafses. Observamos que la distribuci6n de lasareas adelgazadas pre-orogénicas coincide con elementosorogénicos andinos especfficos, y exploramos la idea queestructllras extensionales y/a transtensionalespreexistentes han determinado muchas de lascaracterÎsticas presentes de los Andes Centrales dei Nortey dei Oroclino. Se sugiere que la preexistencia de una corteza01 it6sfera adelgazada bien puede haber sido una cond ic ionnecesaria (pero no suficiente) para el desarrollo deacortamientos corticales durante la orogenia andin<\'.

La evoluci6n estratignifica mesozoica y cenozoicareferente a la regi6n de estudio es i1ustrada por 3 transectasestratigrâficas (Fig. 2). La compilaci6n de los datosgeocronol6gicos disponibles se presenta en la Tabla 1.Seguimos a la escala de Hardenbol et al. (1998) para lascorrespondencias entre pisos cronoestratigrâficos yedades absolutas. Nuestro uso dei término 'andino' serefiere a los Andes (0 proto-Andes) como cadena demontaîias, y al relacionado perfodo orogénico.

Fig. J: Segll1entacion de la Cordillera de los Andesmada en este trabajo

PRIMERA ETAPA DE ADELGAZAMIENTOLITOSFÉRICO : PALEOZOICO SUPERIOR TRIASICO,COSTA DELSUR DEL PERU

Estudios recientes (Jacay et al., 1999; Pino et al.,2004 [este volumenJ) amplian al Paleozoico superior la ideaque el margen centro-andino estuvo sometido aadeJgazamiento Iitosférico desde el Pérmico superior hastael Cretaceo media (Sempere et al., 2002, y este trabajo). Enefecto, en el area de Tacna (Pino et al., 2004 [este volumenJ)yen general a 10 largo de la costa sur-peruana (Pocoma, alnorte de 110, inédito; Punta de Bomb6n, segun W. Martfnez,INGEMMET, com. pers.; area de Chala - Puerto Viejo,inédito; area de Paracas, INGEMMET, por confirmar), laausencia de un hialo cronol6gico perceptible entre el GrupoAmbo y la potente serie volcanica sobreyacenle(Formaci6n Chocolate y equivalentes) sugiere fuertemenleque la base de la ultima es inmediatamenle poslerior alGrupo Ambo y por 10 tanto de edad Carbonffero "medio".Esta ausencia de hiato esta ilustrada en el area de MalPaso (Tacna) por la presencia de una colada basalticaintercalada en estratos relativamente finos deI GrupoAmbo.

La asociaci6n estratigrafica entre el Grupo Amboy la potente Formaci6n Chocolate, la cual se inlerpreta


Irilnsecta Huarmey-Pucallpa (-10°-S030'S)

cronologra costa

" inferior

'50 0 superiorUVi media ?';2::> inferior

200 ?

TRIÀSICO

250

M' PERMIANO

?

?

Huaraz

?

?

?

Cordillera Oriental

hlCal113

Tîngo Marfa

TRIÀSICO

Iransecta Mollendo-Putina (between 17°S-noW y 15°S-700W)

crono[og[a

" inferior

0 superiorUVi medio'22=: inferior

2001----1 _

250-1--------,-M, PERMIANO

cronologfa

'" inferior

150 0 superiorUVi media,,«'"::> inferior

200

TRIÀSICO

'50-l-----~M, PERMIANO

Faja Subandina L1anura

ITJ] erosi6n y/o no-deposici6n dep6sitos de grano grueso contemporaneos dei rifting

pelilas de color marron a rojo evaporitas - basaltos relacionados con el rifling

[::::::J dep6sitos aluviales de grano grueso c=J dep6sitos rJuvio-e6licos c:::=J areniscas marinas someras

_ dep6sitos de arnbiente marino reslringido c=J carbonatos marinos _ Jutitas negras marinas

_ rocas volcânicas de arco y trasarco graniloides (las formas circulares indican unidades datadas)

Fig. 2. SillOpsis eSlraligrafica mesozoica-cenozoica de los Andes Cenlrales enlre -10°5 y -20°5. Se nola un decrecimienlo generalde la injluencia marina de oesle a esle, y de norle a sur. Abreviaciones: C= Fm Cramadal, Hé= Fm Huancané, Hh= Fm

Hualhuani, Ipa= Fm Ipaguazû, L= Fm Labra, M= Fm Muni, Mc= Fm Murco, P+C= Fms Puellle y Cachios, 5= Fm Sipfn, Sc=conglomerados Saracocha. Nûmeros encuadrados: 1= rifring Pérmico superior- Triasico (diacronico de Na 5); 2= 11lIndimienio

de la cuenca de Arequipa; 3= hundimienlo de la cuenca Chicama; 4= levanlamienlos deI lurasico lerminal-Crelaceo inferior(4*= levanlamienlo de Lagunillas). Referencias para norle de Chile: Ramfrez y Huele (1981), Skarmela y Marinovic (1981),

Bogdanic (1990), Ladino el al. (1999); para las olras areas, ver el lexlO y las figuras 6 y 8.

coma producto de un magmatismo de arco y tras-arcoextensional (Sempere et al., 2002), sugiere también que elGrupo Ambo se acumul6 en grabenes formados en unaetapa temprana de una misma evoluci6n en régi menmarcadamente extensional (pino et al., 2004 [este volumenJ).En efecto, el Grupo Ambo se caracteriza pOl' una tect6nicasinsedimentaria en fallas normales (Palacios, 1995). Bajoeste punto de vista, se propone que el Grupo Amborepresenta una unidad depositada al inicio de un largoperfodo de estiramiento dei margen peruano. El estiramientoprodujo con el tiempo un adelgazamienta litosférico que

permiti6 que magmas alcanzaran la superficie, Estadeducci6n esta comprobada par la evidencia de unvalcanisma importante de edad Carbonifera "media" en laparte cuspida1dei Grupo Ambo dei Pen! central (Cord ilieraOriental y Faja Subandina), donde se ha descrita local mentemas de 600 m de ignimbritas, andesitas y/a dacitasintercaladas con dep6sitos continentales (Mégard, 1978).Hacia al este, piroclastitas alga retrabajadas estanconstantemente intercaladas en la que se describe camala parte basal (Pensilvaniana temprana) dei Grupa Tarma(Mégard, 1978). La hip6tesis que las caladas basicas a

Estiramiento litosférico, Paleozoico superior a Cretaceo medio, Peru y Bolivia 49

TABLAIEDADES ISOT6PICAS MENCIONADAS EN EL TEXTO. VER LAS REFERENCIAS ORIGINALES PARA DETALLES;

BI: BIOTITA, MU: MUSCOVITA, PL: PLAGIOCLASA, HB: HORNBLENDA, WR: ROCA TOTAL, GL: VIDRIO.

region unit ___ l method age (Ma) observations sourcecentral Peru: Eastem Cordillera

- 1

1-- -- - -Equiscocha granite K-Ar

253 ± 11 (mu),Soler, 1991

--- 204 ± 9 (pl)

San Ram6n-type batholiths Rl:>-Sr, wr 246± 10recalculated by Soler, 1991, based on databy Capdevila el al., 1gn

K-Ar Ij .245 ± 11, and 233lintruslve into the San Ramôn-type------

Talhuis-Canizal-type granitoids, t---±10 baJhoIiths

Soler, 1991

southem Peru: Eastem Cordillera-

OJillabamba granite U-Pb 257±3 Lancelot et al, 1978._---Abaneay "quartz-diorite" U-Pb 222±7 cataclastic Dalmayrac et al., 1980

monzodiorite ctyke (Fig. 4) K-Ar, hb 185±6 Sempere et al., 2002

rhyolite ctyke (Fig_._4)____ K-Ar, Ij 244±6 Sempere et al., 2002

Allincc8pac volcanics Rl:>-Sr 200-180 peraikaJine Kontak et al, 1985, 1990

Macusani syenite K·Ar 184.2 Stewart et al., 1974

Macusani syenite K-Ar 173.5 ± 3.1 Kontak et al .. 1985

Coasa granite U-Pb 238± 11 Lancelot et al., 1978

Aricoma adamellite U-Pb 234±9 DaJmayrac et al., 1980

Umacpampa 2-mca pluton Rl:>-Sr 199± 10 Ioliated, peraluminous Kontak et al, 1990___c--_

soothem Peru: Altiplano r--- 1

1Antarane granodiorite Ar-Ar -277 Claril el al .. 1990b

Oaril et al., 1990b.-

Antarane granodiorite K-Ar, Ij 2752 ± 5.8f---

K-Ar, mu 1 !from an assooated quartz veinAntarane granodiorite 2636±52 Oaril et al., 1990b

"lava flows" K-Ar, wr 272 ± 10 type of. ~~~~.was not indicated KllncK et al., 1986soothem Peru: Arequipa

Punta CoIes gabbro-rronzotonaliteU-Pb 188.4 and 184 MuKasa, 1986a

super-unit

southem Peru: coast---

1basal tic flow. lov-.er Chala Fm Romeu! et al, 1993Ar-Ar -177 -soothem Peru: Tacna

Precambrian gneiss K-Ar, mu 187 like!y to represent thermal reset Stewart et al., 1974--BoIivia: Westem Cordillera

r;vado Tata Sabaya granite K-Ar188.1 ± 4.0 and

slightly catadasfic and altered Sempere et al., 1998181.6±3.9

BoIivia: Altiplano

"basait 1100', Serranias de Chilla K-Ar279.9 ± 3.3 (wr), S. McBride, in Kontak et al, 1985; ages244.9 ± 2.9 (gl) recalculated by Kontak et al., 1990

"a1tered gabbro south of LakeK-Ar

1258±13

BoilVlan National al CompanySaavedra et al., 1986

Titicaca" unpublished data1--BoIivia: axis of Eastern Cordillera

Zong<rYani 2-mca pluton U-Pb 222.2 +7.7/-9.1 pervasively foliated facies Farrar el al., 1990

Zongo-Yani 2-mica pluton U-Pb 225.1 +4.1/-4.4 W3akly foliated facies Farrar et al .. 1990--Cordillera Real plutons K-Ar -212 McBride et al., 1983; Kontak et al., 1985

1Cerro Sapa alkaJine complex K-Ar 97.7 ± 2.8dated malerial is from a breccia-

Kennan et al, 1995: TawacKoIi et al., 1999pipe bearing kimberlitic clasts

Cerro Grande high-K gabbroic toK-Ar, Ij 120.0±0.5 obtained on 2 Ijotite fractions Tawackoli et al. 1999

syenitic intrusion

Comaca basanite dyke K-Ar, wr 184 ±4.9 Tawackoli et al.. 1996: Tawackoli, 1997

BoIivia: Entre Rios branch of rifl

Tarabuco-Uyuni sill K-Ar, wr 171.4 ± 4.2 continental tholeiite Sempere, 1995

Entre Rios sill (altered) K-Ar, wr108, 104, and continental tholeiite; BoIivian Gulf Saavedra et al., 1986; Sempere el al., 1992;younger ages 01 Company unpublished data L6pez-MJrilio and L6pez-Pugliessi, 1995

..

Camiri basait sill K-Ar, wr 233Boiivian Gulf 01 Company Saavedra et al., 1986; Sempere et al., 1992;unpublished data L6pez-MJrilioand L6pez-Pugliessi, 1995

---Rejarâ pluton K-Ar 141 ± 10

this Precambrian pluton is inlrudedAranibar, 1979

by doIerite dyke swarrns

NN Arœnlina

Los Alisos aJkaJine ultrabasic dyke K-Ar 303± 10 high-K Méndez and Villar, 1979

Sierra de Range! alkaJine granites Rl:>-Sr, Ij146± 1.6 and 122

Menegatti et al., 1997± 1.5


700 W

Brasil

."

~~_~~~~~~__~__~1__12°S

h,~.,..:.~,.-_",-...- __segmenlo de laCordi liera Oriental

--5610 con basaJtos~~"-~o-\--alcalinos expuestos

200 S

2üükm

78°W

~~i~"~ dep6sitos syn-rift (Grupo Miru, Penniano superior-Triâsico)

_ cuenca de Huanney (Irasarco; Cre13ceo medio)

- principales âreas con diques y sills bâsicosemplazados en rocas mesozOlcas 0 mas viejasrocas volcâ.nicas de arco y trasarco(Paleozoico sllperior a JlIrâsico)

dep6sitos de thermal sag (Grupo Pucarâ,carbonatos dei Triasico superior-Liâsico)

_ cuenca de Arequipa (Jurâsico-Cre13ceo)

_ cuenca Chicama (Titoniano-Berriasiano)

• dep6sitos aluviales rajos syn-rift(Iocalmente con evaporitas)

hilera plut6njca (incluye un conjllnto misisipianoy un conjunto penniano superior-triâsico)_

âreas pertenecientes a la pravinciatoleltica de Tarabuco-Entre Rios

B dep6sitos continentales triâsico-jurâsicos

extensi6n oriental somera de la cuenca de Arequipa

~ principales sistemas.......... transcurrentes cenozoicos

____ principales frentes de. " acortamiento cenozoicos frallleras nationales

Fig. 3. Sinopsis de los principales elemenlOs geol6gicos mesozoicos de Peni y Bolivia. El eje dei sistema de rift dei Pénnicosuperior-Jurasico medio esta definido por las OCllrrencias del Grupo Mitu. los granitoides coetaneos, y los enjambres de

diques bdsicos. y coincide aproximadamente con el eje de la Cordillera Oriental de Peni y Bolivia. Localidades: A: Arequipa.C: Cochabamba. Cu: Cusco, L: Lima. P: POlOS!. SC: Santa Cruz, Tu: Tt/piza.

intermedias de la parte basal de las formacionesequivalentes Chocolate y Junerata son de edad Carbonifero"medio" participa de la misma 16gica.

La fuerte inestabilidad tect6nica reconstruida parael Misisipiano de Bolivia, donde en particular se describenlocalmente notables hundimientos tect6nicos (Sem pere,1995), se puede explicar por el estiramiento dei margencentro-andino durante la época de acumulaci6n dei GrupoAmbo.

A 10 largo de la Cordillera Oriental dei Peru af10rannumerosos plutones (granitos, granodioritas ygranitoides alcalinos), que se emplazaron en las raices deirift comprobado para el intervalo Pérmico superiorJunisico medio (Sempere et al., 2002, y este trabajo). Sinembargo sobre ellos se obtuvieron dos grupos distintosde edades: mientras que el conjunto mayor correspondeal periodo Pérmico superior - Triasico, confirmando suinterpretaci6n de magmatismo ligado al rifting coetaneo,

Estiramiento Iitosférico, Paleazoica superiar a Cretâcea media, Peru y Balivia 51

22°S

2üükm1

complejometam6rficoLim6n Verdesolevantado 1

en -235 Ma

66 V

Bol via\6"S

eje dei rifting de edad Permiano superior-Liasico

• plutones permianos a jurâsicos mencionados en el texto

area de adelgazamiento litosférico en el Triasico-Jurasico

, lavas permianas a jurasicas mencionadas en el texto

~. otras Jocalidades mencionadas en eltextobasaltos tolefticos dei Li.(sico/Do2ger //// ârea de no-deposici6nct ~ / / /, en el Triâsico-Jurâsica

• distribuci6n de las formaciones ~ localidades dande la Fm VitiacuaVitiacua (SE) y Ene (NW) (0 un equivalente) esta preservada

~ principales sistemas transcurrentes cenozoicos --- principales frentes de"""'-.. " acortamiento cenozoicas

• calizas con fusulinas intercaladas enel Grupo Mitu (Laubacher, 1978)

fronteras nationales

Fig. 4. Ubicaci6n de los datas pertinentes referenles a la parte norte dei "Oroclino 8olil'iano"

52

el otro agrupa edades misisipianas obtenidas sobreplutones ubicados en su mayoria en el norte (Jacay et al.,1999), sugiriendo que el mencionado sistema de rift yaestuvo activo durante el Misisipiano. Un estudio detalladode este magmatismo antiguo es necesario para confirmaresta interpretaci6n.

SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTOLITOSFÉRICO: PÉRMICOSUPERIOR -JURASICOMEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE PERU yBOLIVIA

Introduccion

El rifting Pérmico superior - Triâsico se desarroll6diacr6nicamente en la CordilJera Oriental de Peru (Mégard,1973,1978; Laubacher, 1978; Nobleet al., 1978; Dalmayracet al., 1980; Kontak et al., 1985; Rosas & Fontboté, 1995;Rosas et al., 1997; Jacay et al., 1999), extendiéndose aBolivia en el Triasico-Jurasico medio (McBride etai., 1983;Sem pere, 1995; Sempere et al., 1998, 1999,2002). El ejeprincipal dei sistema de rift coincidia aparentemente conel eje de la Cordillera Oriental en ambos paises (Fig. 3). Eneste articulo dedicamos una atenci6n especial a los datosreferentes a la poco conocida continuaci6n de este sistemade rift en Bolivia. Nuestras investigaciones en el sur deIPeru y en Bolivia confirman que la Bolivia mesozoica estabaconectada al Peru, y no a cuencas surei'ias argentinochilenas (Sempereet al., 2000a, 2002).

La reconstrucci6n dei sistema de rift en ma pamuestra que éste se separaba en dos ramales a -19°S (Figs.3,4). El ramaI sureste, "de Entre Rios", se extendfa en laFaja Subandina Chaquei'ia y se amortiguaba en el area de

'\\\~ carbonatos marinos y\ basaltos dei Grupo Pucarâ

\\

\

200 km

Thierry Sempere, et. al.,

la frontera entre Bolivia y Argentina. El ramai austral, "deTupiza", tiene ahora una orientaci6n NOIOE yaparentemente se extiende en la Puna argentina. En mapa,esta geometria paleotect6nica recuerda el actual sistemade rift dei mar Rojo, que se separa al norte entre el inactivogol fo de Suez y el rift activo dei gol fo de Aqaba, el cual seprolonga por el sistema transcurrente dei mar Muerto (Fig.5). En Jo que sigue consideramos el "ramai de Tupiza"coma la continuaci6n austral dei eje principal dei rifl.

En el Peru, estratos de edades pérmicas ajurasicasse reparten entre los grupos Mitu y Pucara, que sedepositaron respectivamente en contextos continentalesy marinos (McLaughlin, 1924; Steinmann, 1929; Harrison,1943, 1951; Jertks, 1951; Newell et al., 1953). El Grupo Mituaflora mayormente en la Cordillera Oriental dei Peru centraly sur, y se acumul6 en grabenes subsidentes, reflejando elrifting Pérmico superior-Triasico (e.g .. Mégard, 1978;Dalmayrac et al., 1980; Kontak et al., 1985). AI noroeste deCusco, el Grupo Pucara (Triasico superior-Liasico) tieneuna distribuci6n mas ampJia (Fig. 3); consistedominantemente de carbonatos que se depositaron duranteel hundimiento térmico (lhermal sag) que sigui6 el rifting

inicial en esta regi6n; mas al sur, areniscas fluvio-eolicasespesas se depositaron durante este periodo dehundimiento térmico (Sem pere et al., 1998, 1999, 2000a,2002).

En los grabenes producidos por el rifting, estratosdei Paleozoico superior, conformables 0 deformados, fuerongeneralmente preservados por debajo dei Grupo Mitu,mientras fueron erosionados de los vecinos hombros deirifl (rifl shoulders). Un magmatismo intenso ocurri6comunmente en profundidad bajo el piso de los grabenes,y se derramaron rocas volcanicas predominantemente

Fig. 5. Comparaciôn en/re las geome/rias ell piailla de los sis/emas de rift dei mar Rojo y de la Cordillera Orien/al de Perit yBolivia en el Pénnico superior-Jurasico media (ahora invenido y acorlado). Ulla ramiflcaciôn dei eje de rif/ing se

observa en ambos casos

Estiramiento litosférico, Paleozoico superior a Cretâceo medio, Peru y Bolivia 53

alcalinas. Edades isotopicas coherentes obtenidas sobre

rocas volcânicas y plutonicas indican que el rifting Mituse desarrollo dei Pérmico superior al Jurâsico medio (Tabla1; ver Kontak et al. [1985, 1990], Soler [1991]. y Jacay et al.[1999], para resenas).

Estratos pre-rift y su deformacion

Unidades estratigraficas anteriores al rifting. y susrelaciones

El Grupo Tarma-Copacabana. cuyo espesorsobrepasa comunmente 500 m, se deposito durante elPcnsilvaniano-Pérmico inferior, es decir inmediatamente

antes dei riffing. Conforma una importante unidad-guiadebido a que estuvo frecuentemente preservado en los

grübenes Mitu. Tiene un origen mari no somero y consistede calizas fosiliferas y de areniscas subordinadas, lutitasnegras, y calizas ricas en chert nodulal'. Hacia el sureste,en la Faja Subandina Chaquena y L1anura de Bolivia. laplataforma carbonatada dei Grupo Copacabana pasalateralmente a areniscas f1uvio-eolicas (FormacionCangapi; Sem pere, 1995). En algunas areas de la Cord ilieraOriental donde el Grupo Copacabana fue preservado engrabenes Mitu, se observa su transicion rapida a lutitasnegras sobreyacientes. En otras local idades de laCordillera Oriental, estratos dei Grupo Copacabana estânplegados (Iocalmente en forma intensa, y metamorfizados)y sea intruidos pOl' granitoides Mitu (e.g., Soler &Bonhomme, 1987). sea sobreyacidos discordantementepOl' el Grupo Mitu (e.g., Laubacher, 1978: Mégard et al.,

1983). Esta variedad contrastada de relacionesestratigraficas (Fig. 6) da pautas sobre el contexto

tectonico dei riffing temprano (ver mâs abajo).

Depositos de ambiente mari no restringido coetaneos deiriftinR temprano: las formaciones Vitiacua v Chutani(Bolivia), y Ene (Peru)

La Formacion Vitiacua dei sur de Bol ivia consistede lutitas negras, carbonatos siliceos (principalmentecalizas y dolomitas con chert frecuente), pelitas rajooscuro, y areniscas subordinadas), que conforman unasucesion de somerizacion. Lutitas negras marinas ocurrencaracteristicamente en la parte inferior de la FormacionVitiacua, mientras carbonatos de ambiente marinorestringido, ricos en chert, son particularmente comunesen la parte superior de la unidad (Sem pere et al., 1992). LaFormacion Vitiacua sobreyaee a las areniscas fluvio-eolicas

de la Formacion Cangapi con una transicion rapida (lacual marca una transgresion). y es abruptamentesobreyacida por los estratos continentales rojos de laFormacion Ipaguazu, que son yesiferos ypredomi nantemente pel iticos.

Palinomorfos y un hueso de la mandibula decoelacanto, provenientes de la parte inferior (rica en materiaorganica) de la Formacion Vitiacua, indican una edadPérmico superior (Sempereetal., 1992), mientras moluscos

y un fragmento de pez provenientes de su parte cuspidalsugieren que ésta es de edad triâsica, tal vez Triâsicosuperior (Beltan et al., 1987; Suârez-Riglos & Dalenz, 1993),pese a que una edad Triâsico inferior a medio parece masprobable (Sem pere et al., 1992, 1998). Aunque las edades

indicadas pOl' los concostraceos sudamericanos no estanconfiablemente calibradas, datos proporcionados pOl'

f6siles bolivianos de este grupo mereeen sel' mencionados,ya que concostraceos sugestivos de una edad Pérmicosuperior se registraron en la Formacion Vitiacua(Palaeolilllnadia sp., Pa{aeolilllnadiopsis cf. eichwaldi)

y en la sobreyacente Formacion lpaguazu (CYZiCIlS[LioesfheriaJ sp.) (Tasch, 1987). Sin embargo, la calibracionabsoluta de las edades indicadas por los concostrâceosde Sudamérica es incierta.

La estratigrafia de Bolivia comparte muchospuntos comunes con la estratigrafia de Brasil (Sem pere,1995). La Formacion Irati (Pérmico superior) de la cuencadei Parana (Brasil) es muy similar a la parte inferior, rica enmateria organica, de la Formacion Vitiacua y representasu equivalente oriental (Sempere et al., 1992). La FormacionIrati es concordantemente sobreyacida pOl' unidades(formaciones Serra Alta, Teresina, y Rio do Rasto en elsur; Formacion Corumbatai en el norte) que secorrelacionan con miembros superiores de la FormacionVitiacua y alcanzan el Triasico (França et al.. 1995); estratosrojos conti nentales conocidos coma Formacion Piramboia

sobreyacen en discontinuidad a este conjuntoestratigrafico Pérmico superior - Triasico inferior, elcontacta ubicândose en aigu na parte dei Triasico media(França et al.. 1995). Como los estratos rojos continentalesde la Formacion lpaguazu sobreyacen abruptamente a laFormacion Vitiacua, y como Bolivia y Brasil pertenecianambos a la region estable de Gondwana occidental enesta época, esta correlacion evidente sugiere una edadTri,lsico medio para el contacto Vitiacua / lpaguazu.

Sin embargo, la reciente identificacion en laFormacion lpaguazu de improntas dejadas por unarcosaurio afin a Chirofherilll/l barthii (ver mas abajo)proporciona un dato complementario importante. Lascaracteristicas de estas huellas sugieren en efecto quefueron dejadas en el Triâsico inferior 0 medio (Escitianosuperior a Anisiano; -245-234 Ma). Este dato nuevo y los

datos mas antiguos sugieren, en conjunto, una edadTriâsico mas bien inferior para la discontinuidad Vitiacua/Ipaguazu.

Se interpreta que la discontinuidad sedimentariaen la base de las formaciones Ipaguazu y Piramboia reflejauna desestabilizacion de gran escala de los sistemasdeposicionales continentales y, dado su edad, que es una

consecuencia distal dei inicio dei estiramiento litosféricoen Gondwana occidental.

En la Cordillera Oriental deBolivia, la FormacionVitiacua se encuentra solo en tres localidades, ubicadasdentro dei eje principal dei rift (Pasto Waykho, 6 km aloeste de Vitichi; Quebrada Aymaraj Hueko, 6 km alsuraeste de Torotoro; Iglesiani, 40 km al NNO de

Cochabamba). Es probable que la Formacion Vitiacua fue

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preservada ahf debido al hundimiento eSlrucluralproducido por el rifting. En cada una de las treslocalidades, la Formaci6n Vitiacua es sobreyacida porcoladas alteradas de basalto y/a conglomerados conclastos de basalto de tamano =15 cm, que marcan la basedeI Grupo Serere (Sem pere et al.. 1998). En las dos primeraslocalidades, las facies ricas en chert y las brechas de chertque caracterizan la parte superior de la Formaci6n Vitiacuase observan al tope de la sucesi6n local, sugiriendo quela Formaci6n Vitiacua es estratigrMicamente completa;ademas, el contacto entre la Formaci6n Vitiacua y losestratos rojos sobreyacentes es allf practicamentetransicional, y parece obvio que no hubo un largointervalo de tiempo entre la deposici6n de las dosunidades. En Iglesiani, dos ricas asociaciones depalinomorfos (1: Hallliapollenites karrooellsis,TornopoLiellites toreulis, Llleckisporiles virkkiae,Corisaccites ahlfas, Proto/wploxypill/.ts elligll/{l/ iC/ls,Taeniaesporites sp. [sp. 1 Jardiné 1974J, Pa/"{/vit[{[liJUlcincinllata, Punc/(/tisporiles grelensis, ... , y numerososacritarcos incluyendo varias especies de Micrllyslriditlln;y 2: Llleckisporiles virkkiae, Corisaccites allltas,Cutfu/apoL!ell ile s gOlldwallensis, Condwanipollenitesovatus, Scllweitzerisporiles lIIacu/atus, Wey/olldites sp.,con numerosos 8olryococcus) indican un ambientemarino a marino reslringido, y edades Pérmico medio asuperior (J. Doubinger, inédito).

Unos 70 km al suroestedel eje principal dei rift, laFormaci6n Chutani aflora en el area de Tiquina (zonasureste dei Lago Titicaca), donde sobreyace al GrupoCopacabana (Oviedo, 1962, 1964). La Formaci6n Chutanimuestra facies que son similares a los de la Formaci6nVitiacua, incluyendo lutitas oscuras en su parte inferior, ypor 10 tanto tendrîa una similar edad Pérmico superior Triasico inferior (Sempere et al., 1998). En la parte superiorde la Formaci6n Chutani se conocen plantas f6siles deedad Pérmico superior (Iannuzzi et al., 1997; Vieira et al.,1999a, 1999b). Coladas alteradas de basalto estanintercaladas con dep6sitos de Ilanura coslera y nivelesestromatoliticos al tope de la formaci6n. Estas coladassubyacen concordantemente a las areniscas y pelitasfluviales rojizas de la Formacion Tiquina, que secorrelaciona con la Formaci6n lpaguazu.

En el Peru, la Formaci6n Ene muestra faciessimilares a las de las formaciones Vitiacua y Chutani. Enparticular, la parte inferior de la Formaci6n Ene consistepredominantemente de lutitas negras ricas en materiaorganica de edad Pérmico superior (e.g., Mathalone &Montoya, 1995; Carlollo et al.. 2000). En dos localidadescercanas al eje de rift Mitu (Fig. 4), estas lutitas negrassobreyacen concordantemente al Grupo Copacabana y

pasan hacia arriba a carbonatos silfceos y/a a areniscasoriginadas en ambientes marino somero a fluvial 0 e6lico;esta sucesi6n continua es a su vez sobreyacidaconcordantemente por rocas volcanicas alteradas yestratos rojos (los cuales incluyen pelilas, areniscas yyeso) que representan las facies locales deI Grupo Mitll(Carlollo el al., 2000). La Formaci6n Ene parece existir

Thierry Sempere, el. al.,

ampliamente en la Faja Subandina y Llanos dei Peru, esdecir al eSle dei sistema de rift Mitu (Mathalone &Montoya, 1995).

Las ILititas negras que caracterizan las partesinferiores de las formaciones Vitiacua, Chutani y Enerepresenlan Lina transgresi6n marina de edad Pérmicosuperior. la cual es también represenlada por unidades enlas cuencas deI Parana (Brasil) y dei Kamo (Sudafrica)(Sempere et al., 1992; Tankard et al.. 1995). Es probableque esta amplia transgresi6n se extendi6 sobre una regi6nmuy extensa de Gondwana occidental. Sin embargo, fuecoetanea de la etapa temprana dei magmatismo Mitu,vinculado al rifling (Fig. 6). En el sur dei Peru, calizasportadoras de fusulinidos dei Pérmico superior seintercalan localmente denlro de estratos rojos dei GrupoMitu (Laubacher, 1978), demostrando que ingresionesmarinas ocurrieron en algunos grabenes Mitu.

Las formaciones Vitiacua, Chutani y Enesobreyacen concordantemente al Grupo Copacabana, y,dado su edad, aparecen como equivalentes temporales,de ambiente marino restringido, de los primeros dep6sitossyn-rift deI Mitu. mientras subyacen a otros dep6sitossYIl-rifl, mas j6venes, dei Milu, puesto que sonsobreyacidos por estratos rojos que pertenecen, 0 sonequivalentes, al Grupo Milu (Fig. 6). Dado la edadaproximada Triasico inferior dei tope de estas unidadesmarinas restringidas, el riftillg Mitu parece haber ocurridoen dos etapas, con una primera durante el intervalo Pérrnicosuperior-Triasico inferior, y una segunda empezando enel Triasico inferior. Este analisis concuerda con la idea,avanzada por Soler (1991) sobre bases independientes(ver mas adelante), que el Grupo Mitu consiste de dospartes.

Deformaci6n y riftillR

Como subrayado mas arriba, la continuidadsedimentaria que se observa comunmente en Bolivia ysur dei Peru entre el Grupo Copacabana (PensilvanianoPérmico inferior) y las unidades sobreyacentes deI Pérmicosuperior-Triasico inferior contrasta notablemente con ladeformaci6n pre-Mitu localmenle intensa observada enel Grupo Copacabana en algunas âreas de la CordilleraOriental entre -11°S y -17°30'S. Esta deformaci6n,tradicionalmente explicada por una hipotética "tect6nicatardi-hercfnica" de edad Pérmico superior (e.g., Dalmayracet al., 1980), en real idad es restringida a una faja estrechadentro de la Cordillera Oriental (Sem pere, 1995); dado queen el Pérmico superior deformaci6n y sedimentaci6n fueroncontemporaneas, esta faja era probablemente discontinua,la deformaci6n ocurriendo en areas especificas mientrasla sedimentaci6n dominada por lutitas continuabatranquilamente en otras areas dei mismo dominio de laCordillera Oriental.

Semejantes relaciones son sugestivas de unsistema de rift transcurrente. en el cual segmentostranstensionales habrian sido separados por "nudos"transpresionales. Favorecemos la idea que Lina

iEstiramiento litosférico. Paleozoico superior aCrelaceo medio, Peru y Bolivia 55

transpresi6n local caus6 la deformaci6n de estratos preMitu al inicio de la dislocaci6n continental. antes deidesarrollo general de los grabelles y de la acti vidad intensadeI magmatismo. Movimientos coetaneos de transtensi6nprodujeron un lento hundimiento de areas alargadas.donde el Grupo Copacabana fue preservado y lutitasmarinas de ambiente mas profundo se sedimentaronconcordanlemenle encima de él. antes que los procesosde rif/il/g. acelerandose, incrementasen el magmatismo yformasen verdaderos grabenes.

Un escenario simi!ar. aunque mas tardfo, podrfatambién explicar la ocurrencia de plutones de edad Triasicosuperior que muestran una deformaci6n contemporaneade su emplazamiento. En la Cordillera Real de Boliviaoccidental. el plulon de Zongo- Yani arroj6 edades U-Pbdei Triasico superior sobre una facies levemente fol iada(225.1 +/- resp. 4.114.4 Ma) y una facies pervasivamentefoliada (222.2 +/- resp. 7.7/9.1 Ma) (Farraret al., 1990); elemplazamiento de este granito de dos micas,peraluminoso y foliado. fue contemporaneo dei desarrollode una esquistosidad y de un metamorfismo de bajapresi6n que refleja un flujo térmico elevado (Bard et al..1974). En el Peru vecino, el plut6n similarde dos micas deLimacpampa, peraluminoso y foliado, esta datado en 199± 10 Ma (Rb-Sr; Kontak et al., 1990). AI sur de Abancay.una "diorita cuarcffera" cataclastica proporcion6 una edadU-Pb de 222 ± 7 Ma (Dalmayrac et al.. 1980). Sugerimosque el emplazamiento y la deformaci6n temprana de estasintrusiones Mitu podrfa haber ocurrido en contextostranspresionales locales en el Triasico superior duranteuna etapa posterior dei riftillg.

Un solevantamiento triasico de los plutones esregistrado por clastos de granitoides Mitu que seencuentran comunmente en conglomerados y piroclastitasdei Grupo Mitu en el Peru central (Mégard. 1978).sugiriendo que el riftillg se desarrol16 en dos etapas (Soler,1991). Es probable que tallevantamiento fue causado poruna deformaci6n litosférica relacionada con el rifling.

Magmatismo vinculado al riftillg

Sur dei Peru

El riftil/g MilU produjo un inlenso magmalismoen el sur dei Peru (Egeler & De Booy. 1961; Vi vier et al.,1976; Noble et al., 1978; Dalmayrac et al., 1980; Carlier etal.. 1982; Kontak, 1984; Bonhomme et al., J985; Kontak etal., 1985. J990; Clark et al., 1990a; Cenki. J998). En un trabajofundamental sobreel tema, Kontak et al. (1985) identiftcaronc1aramente que en el sur dei Peru todo el magmatismo deedad Mitu se relacionaba con un proceso de rif/illg. yreconocieron que las rocas volcânicas predominantementebasicas dei Grupo Mitu y las granodioritas y monzogranitosbatolfticos son muy probablemente representati vos de unaconti nuidad con una relaci6n causal (( /Ize predolllinwl//ybasic Milll Croup vo/callics alld /lte batho/i/lticgrallodiori/es alld 1I101l;ogralli/es [... ] (ire 11105/ probab/yrepresel1/mive of (l cOII/iIlHUIII with (i cause alld effec/re/miollship »). En particular, estos autores subrayaronque este magmatismo es muy similar al magmatismoconocido en el rift abortado pérmico de Oslo (Noruega)(Kontak,1984;Kontaketal.,1985).

Varios tipos de magmas derivados dei manto yaparentemente no vinculados, incluyendo basaltosalcal inos y facies peralcal inas local mente espesas, ocurrenen las rocas volcanicas dei Mitu (Kontak et al .. 1985).Volcanitas basicas pueden conformar hasta 20 % dei totaldei vulcanismo Mitu y consisten de coladas espilitizadasde basalto toleftico 0 alcalino que se intercalangeneral mente con las rocas sedimentarias dei Grupo Mitu(Vivier et al., 1976; Kontak. 1984; Soler, 1991). Enjambresde diques y sills basicos intruyendo estratos paleozoicosy mesozoicos se conocen en el Altiplano. CordilleraOriental, y Faja Subandina dei sur dei Peru (Newell. 1<;)49;Laubacher. 1978), y es probable que. como en la Boliviavecina, se emplazaron en el Triasico-Jurasico medianle unadelgazamiento litosférico.

Fm Botucatu

PERMIANO

Cordillera Oriental y ft'~iulle:- Cnrdillera Oricnt;lI y regjune~ 1 Cordillera Oriental. 1 sur dei Subandînû (ucnca dei Pardna.çronolo~la adyacenle~. Pen. cl:ltlrnl adyacentcs. sur dei Peru Bolivia 1 Chaqueiio. Bolîvi<l BrasÎI

CRETAcEü~ 1 l """'PP' SC"", Gerd'

150- 8~ var-m-,---F-m--+--~-l~-n,-!;t-<~-~-~IC-}-"n-~~-ll~-';-'--11--------,1.------1

Vi medio uilldade.. ISarayaqulllo umdadc!'. mcnore~---lib.~ 1----+---.L------1 Fm Ravelo 1 su -grupo:::> Fms Cayçay / Quiicapunco _ 1 TacufÛ

înfcrior Grupo Pucarâ 0"rl"U:"Il':h llu\'in-c()lic"~=-------1I------>200 (,r1","",O." '"""" ""'""" ~F- ,_ i.. ~'~a~"~. _

TRIASICO _ ~~_ Grupo _ ~ ~'q~'1<" U"Çll~::::I~i~)~li\na 1 Fm Ipaguazû Fm P,rambo,a •

25o.l----..., MilU Ut - - - " 1Fm Chulan' 1 Fm V't,acua va"., umdadesMa ~ !::.:- ~m~~dCr';'III)' nl,lrlJ10\ IL"lr!l1~ldo" Fm lralÎ-»

Grupo Copacabana Il Fm Cangapi varins unidades'·:lrlWJIlO,lW:i.llIlil<l:", y arCJ1::>I('as Illarill~l:- :trCIlI,cas tlll"j(H.'üli(';t;.,

• estrucluras lranspresivas("tardi-hercfnicas")

Qplutonismo de rift datado levantamientos de edad Junlsicosu perior - Cretaceo inferior

Fig. 6. 5illopsis de los principales dalOs estraligrajicos. defonl/acionales y II/awnalicos de edad pérmica a jl/rdsicaII/ellciollados ell el/ex/o. referellll's a la Cordillera Orielllal de PenÎ y Bolil'ia. la C/lellca dei Chaco de Bolivia. y la

Cl/mca deI Paralla de Brasil

56

U na etapa temprana, pérmica. de magmalismo esdocumentada en el Altiplano peruano: 21 km al noroestede J uliaca, « coladas de lava» «( 101'0 flOlVS ») se dalaronen 272 ± 10 Ma (K-Ar, roca 101al; Klinck et al.. 1986.1991);-30 km al WSW de Juliaca. la granodiorita de Antaraneproporcion6 edades K-Ar de 275.2 ± 5.8 Ma (sobre biotita)y 263.6 ± 5.2 Ma (sobre museovila de una veta de cuarzoasociada), asÎ eomo edades,wAr-JOAr que sugieren que elemplazamiento ocurri6 alrededor de -277 Ma (Clark et al.,1990b).

En la Cordillera Orienlal, la sueesi6n volcanicaperalcalina de Allinccapac, espesa de 2000 m, se dat6 en180-200 Ma (Rb-Sr; Kontak et al., 1985. 1990). Estas roeasrodean y sobreyacen a un gran complejo sienfticoperalcalino que propocion6 edades aparentes K-Ar de184.2 Ma (Stewart el al.. 1974) y 173.5 ± 3.1 Ma (Kontak etal.. 1985). El complejo sienftico y las rocas volcânicasvecinas son probablemente cogenéticas (Kontak et al.,1985), sugiriendo que el magmatismo peralcalinorelacionado se desarrol16 durante el Liasico y,posiblemente, Dogger inferior. Por 10 tanto. un magmatismopredominantemenle derivado dei manto se desarrol16 eneste segmento de la Cordillera Orienlal duranle la primeramitad dei Jurasico (Kontak et al.. 1985).

En contraste con las rocas volcanicas Mitll,derivadas dei manto, los plutones dei batolito de Carabayaderivan de magmas corticales, y son lambién similares aplutones conocidos en el rift de Oslo (Kontak, 1984:Konlak el al., 1985, 1990). El batolilO de Carabaya escomunmenle cortado por diques basicos alcalinos y ricosen tilanio, contemporaneos 0 posteriores a los granitoides,que muestran caraclerfsticas similares a las de los basaltosconocidos en el Grupo Mitu (Maroeeo, 1978; Kontak,1984; Konlak et al., 1985. 1990). La intrusi6n de losprincipales plutones ocurri6 en el Pérmico superior yTriasico (edades U-Pb: 257 ± 3,238 ± Il,234 ± 9, y 222 ± 7Ma; Lancelot el al., 1978; Dalmayrac et al., 1980).

Hemos reportado (Sempere et al., 2002) nuevasedades K-Ar de 244 ± 6 Ma (sobre biotita de un dique deriolita) y 185 ± 6 Ma (K-Ar sobre hornblenda de un diquede monzodiorita) sobre el magmatismo Mitu dei sur deiPeru (Tabla 1; Fig. 4).

Como propuesto por Kontak et al. (1985). todosestos datos concuerdan con la idea que el adelgazamientolitosférico que se desarroll6 entre el Pérmieo superior y elJurasico medio en el sur dei Peru gener6 una variedad demagmas derivados dei manlo, asf como un flujo térmicoelevado que produjo cantidades importantes de fusi6ncortical en el Pérmico superior y Triasieo. Este periodo deadelgazamiento litosférieo dur6 cerca de 100 Ma y afect6principal mente 10 que es actualmente la Cordi liera Oriental.

Bolivia

El magmatismo de rifi fue dominado en Boliviapor magmas basicos. Plutones derivados de produclosde fusi6n cortical se conocen solamenle al noroesle de17°S, es decir en la prolongacion de la Cordillera Oriental


dei sur dei Peru. Estos plulones han arrojado edades UPb de 225-222 Ma (Fanar et al., 1990) y edades K-Ar de-212 Ma (McBride et al., 1983: Kontak et al.. 1985).

El magmatismo basico asociado al eje principalde rifting muestra composiciones alcalinas (Aldag, 1913;Smulikowski, 1934; Soler & Sempere, 1993; Tawaekoli,1997), mientras los basaltos conocidos en el "ramai deEntre Rfos" dei sistema de rift (Sem pere el al., 1998) tienenuna composici6n toleftica (Fig. 7; Soler y Sempere. 1993).Todas estas mcas basicas indican que se trata de unmagmatismo "intraplaca" derivado dei manto, asÎ comoun adelgazamiento litosférico. Aunque se obtuvieronvarias edades isot6picas pérmicas a jurasicas, muestrasde estas roeas basicas generalmente alteradas son dificilesde datar con seguridad, y de hecho muchas hanproporcionado edades aparentes cretaceas y pale6genas(ver las compilaciones de Saavedra et al. [1986], Rubiolor1997], y Tawackoli et al. [1999]).

Magmatismo y fluio térmico en el eje principal de ri[rinR.

En la Cordillera Oriental al noroeste de I7°S(Cordillera Real), los granitoides de edad Triasico superiorson similares a los de la Cordillera Oriental dei sur dei Peru(McBride, 1983; Kontak et al., 1985) e incluyen plutonesperaluminosos (Bard et al., 1974; FatHr et al., 1990). Por 10tanto, es probable que se emplazaron en profundidad a 10largo dei mismo sistema de rift. AI sureste de 1rs, no seconocen granitoides, y el eje de rift reconstruido secaracteriza por enjambres alargados de diques y sillsbasicos que intruyen principalmente roeas paleozoicas(Figs. 3,4). En las areas con enjambres de diques basicos.generalmente se observan también coladas, sills y/a diquesbasalticos en el Mesozoico (donde existe), sugiriendofuertemente que los diques en el Paleozoico representanlos conductos de alimentaci6n de este magmatismo y por10 tanto son de edad mesozoica (Steinmann, 1906, 1923;Kozlowski, 1934; Sem pere et al., 1998). Esta faja rica endiques, sills y coladas basicas coincide con el eje de laactual Cordi liera Oriental, 10 que fue reconocido porKozlowski (1934) con palabras ciarÎsimas: « Tous lesgisements des roches éruptil'es mésoz.oïques qlle jeconnais se trouvellf exc/usil'emellt dans la Cordil/eraOriental et surtoltt dans sa partie centrale. oû ils sontdisposés le lOllg d'une zone parallèle il 10 direction dela chaîne ( ... ) » (<<Todas las ocurrencias de las rocaseruptivas mesozoicas que conozco se encuentranexclusi vamente en la Cordillera Oriental yespecialmemeen su parte central, donde estan d istribuidas a 10 largo deuna faja paralela a la direcci6n de la cadena »). Kozlowski(1934), después de Steinmann (1923). conyectur6eorrectamente que las rocas basieas alcalinas de laCordillera Oriental de Bolivia que el los reeolectaron yestudiaron eran probablemente de edad Triasico-Jurasico.

Un dique no alterado de basanita, que intruyerocas ordovfcicas al noreste de Tupiza fue datado en 184± 4.9 Ma (Tawackoli et aL, 1996; Tawackoli, 1997),10 quesugiere que el rifting ocuni6 en esta area en el Liasico

Estiramiento litosférico, PaJeozoico superior a Cretâceo medio, Peru y Bolivia 57

Tbx 3

Ta x 2

3B+C+D:N- Y E-MORB

2A: magmalismoinlraconlinenlal .post-orogénico ,.' .

~3A: serie alcalina

• _basaltos de laCordillera Oriental(Triasico?-Jurasico)

1A: arcocalco-alcalino

lB: .

/~~~~~~ ,:~~~:~:-

, proximal

1A+1B~"""" ..... , • 1

coladas toleiticas~continentales de

Tarabuco - Entre Rios(Jurasico inferior?)

Th

o coladas de Tarabuco - Entre RiosD sill (15 m) de andesita basaltica, Fm Ravelo, Otavi, 80 km al SE de Potosi

o basaltos, Fm Ravelo, 110 km al NNW de Potosio basaltos, Fm Ravelo, 85 km al N de Potosi

• coladas de basalto, Fm Tiquina, Otavi, 80 km al SE de Potosi• colada de basalto, Fm Ipaguazu, Vitichi, 75 km al SSE de Potosi

<> coladas de basalto, Fm Ipaguazu, Tupiza

Fig. 7. PIO/eo de algllllas rocas b6sicas lIIeso7.oicas de Bolivia ell el diagrallla Tb- Th- Ta de ('aba/lis y Thiéblelllon/ (1988)(lIIodificado de Soler)' Selllpere, 1993)

superior. Edades aparentes obtenidas sobre ililas deepizona provenientes dei Ordovlcico de la misma regi6nde Tupiza (Tabla 2; Jacobshagen et al., 1999, 2002)soportan la idea de un rijling de edad Triâsico 0 Jurâsicoinferior, aSI como la de una reactivaci6n magmâtica en elCretâceo inferior. En ambos casos se produjo un tlujo decalor suficiente para resetear los sistemas K-Ar de estasarci lias: Jacobshagen et al. (2002) subrayan en efeclO queen 3 muestras (M 707.5, M 707.5-2. YM 21194/96) « lasdiferencias de edad entre ambas fracciones en Jas [mismas]muestras son extremadamente pequenas » y que estos«datos analiticos pueden indicar intluencias térmicas demagmatismos tanto dei Triâsico superior como dei Cretâceoinferior. » (litas dei Ordovk:ico provenientes de localidadesmâs alejadas dcl eje de rijtillg (al oeste y este de éste)proporcionaron edades aparentes en el rango 320-290 Ma(Jacobshagen et al., 2002) que, pese a que estos autoresno 10 contemplan, podrlan interpretarse como resets

parciales, debidos al rifting, de ilitas mucho mâs antiguas.

Magmatismo en el "ramai de Entre RIos" dei sistema de

dfl·

Esta regi6n comprende los basaltos de Tarabucoy de Incapampa al noroeste (ambos con un espesor maximade -100-150 m), y los de Entre RIos y de Camiri al sureste(con espesores mâximos de 150 m y 30 m, respectivamente).La observaci6n reciente, POl' dos de nosotros (RB. y A.M.),de niveles de facies alternativamente vesiculares y macizosen los basaltos de Tarabuco y de Entre RIos, y de lavasalmohadilladas (Tarabuco), demuestra que estas dosunidades consisten de apilamientos de coladas, y pOl' 10tanto obliga a corregir su interpretaci6n anterior como unsill gigante (Sem pere et al., 2002).

El "basalto de Tarabuco" (dei ârea ubicada desde-30 km al norte hasta -20 km al sureste de Tarabuco)consiste en varias coladas apiladas sin intercalacionessedimentarias, mientras el "basalto de Uyuni-Incapampa"(dei ârea ubicada -30 a -50 km al sur de Tarabuco) es un


TABLA 2EDADES APARENTES K-AR OBTENIDAS SOBRE DOS FRACCIONES DE ILITA DE MUESTRAS

PROVENlENTES DEL ORDOVÎCICO DE LA REGION DE TUPIZA (SEGUN JACOI3SIIAGEN ET AL., 2002).

# muestra fracci6n < 2 ?m fracci6n < 0.2 ?m rango de edades aparentes ubicaci6n

M 21/94/96 1371 ± 3.2 133.2 ± 4.5 Cretaceo inferior 21°19'10"8/(Berriasiano-Hauteriviano) 65°52'12"W, Tupiza

M 707.5 220.3 ± 5.2 208.7 ± 5.5 21°13'19"8/Triasico superior

M 707.5-2 223.4 ± 4.7 203.2 ± 4.8 65°40'14"W, Tupiza

M696 251.7 ± 6.5 191.5±4.1 Triasico basal a Jurasico 2P13'53"8/inferior (significado dudoso) 65°40'06"W, Tupiza

sill que intruye eslratos mesozoicos pre-maastrichtianos.El primera sobreyace a areniseas conglomeradieas y pelitasrojas atribuibles a la Formaciôn Ipaguazû y subyace aareniscas eôlicas similares a las conocidas en la FajaSubandina Chaquefia en las formaciones San Diego.Tapecua e !choa. Una colada de basalto muestreada 5 kmal norte de Tarabuco proporcionô una edad aparente de171.4 ± 4.2 Ma (K-Ar, raca total: Sempere, 1995).

En el sinclinal de Uyuni-Incapampa, el sill intruyeuna sucesiôn granodecreciente raja, espesa de -400 m,que pOl' su facies se adscribiô a la Formaciôn Ipaguazû(=Sayari) (Sempere et al., 1998). Ademas contiene unasimprontas de tetrapodos primitivos que han sidoestudiadas pOl' uno de nosotros (C.M.). Estas huellas fuerondejadas pOl' una 1I/{/III1S (mano) y un pes (pie) derechos deun arcosaurio (Foto 1). Las relaciones lIlall/ls/pes definenun morfôtipo de ma no de un chirateriido de gran tamafio.El dedo V es orientado hacia atras, y los dedos Il y IIIdominan, 10 que es tipico de Chiroll1eriUlI7 barthii KA UPP.Huellas cursoriales fuertemente digitigradas, como en esteejemplar, se restringen generalmente al Triasico inferior ymedio (Esçitiano superior a Anisiano). Este intervalocranolôgico (-245-234 Ma) confirma la anterior atribuciôna la Formaciôn Ipaguazû.

Cerca de Uyuni dei Pilcomayo, diques basicos,cuyo espesor es =3 m, se observan encima dei sill yalimentan a coladas bréchieas de espesor métrico ubicadasen la parte inferior de la Formaciôn Ravelo. También seobservan diques pOl' debajo dei sill, con un espesor =0.3m, pero su composiciôn distinta no permite vincularloscon él.

Las relaeiones y caracteristicas de las raeassedimentarias e igneas en el area de Tarabuco recuerdanfuertemente al conjunto formado pOl' la FormaciônIpaguazû, el "basalto de Entre Rios", y el subgrupo Tacurùen la parte sur de la Faja Subandina Chaquefia. El Basaltode Entre Rios es un conjunto macizo de espesor =130 mque agrupa varias coladas apiladas sin intercalacionessedimentarias; esta alterado en todos sus afloramientosconocidos y ha proporcionado edades aparentes de 108Ma, 104 Ma y otras mas jôvenes (K-Ar, roca total; datos

no publicados de la Bolivian GulfOii Company, listadosen Saavedra et al. [1986], Sempere el al. [1992], YLôpezMurillo y Lôpez-Pugliessi [1995 j). AI oeste de Entre Rios,la eolada basal de la unidad de basaltos descansa sobreareniscas eôlicas de una unidad locaillamada FormaciônSan Diego.

El analisis de muestras de los basaltos deTarabuco y Entre Rios indica que tienen composieionesde toleita continental tan cercanas que no pueden sel'geoquimicamente distinguidas (Soler y Sempere, 1993;Fig.7). Ambas unidades sobreyacen a la FormaeiônIpaguazù y subyacen al Subgrupo Tacurù, y alcanzanespesores similares (-130 m). Sus zonas respectivas deatloramiento estan presentemente dislantes de sôlo -50km, y separadas por la estrecha Faja Estructural Interandinadonde, a parte de los depôsitos recientes, no se conocenunidades mas jôvenes que el Pérmico (Fig. 8). En conjunto,estas relaciones sugieren fuertemente que, antes de ladeformaeiôn andina, las dos unidades de basaltopertenecian a una misma provincia, que proponemosdenominar "provincia toleitica de Tarabuco-Entre Rios".Dado la alteraciôn dei basalto de Entre Rios, la edadobtenida sobre el basalto de Tarabuco (171.4 ± 4.2 Ma) setiene que consideraI' como una mejor estimaciôn de la edadde la actividad de esta provincia. Porque Bolivia perteneciaa una parte estable de Gondwana antes dei Cretaceo(Sempere, 1995), es interesante notaI' que un extensomagmalismo toleitico (provincia de Karoo-Ferrar),eonfiablemente datado entre 184 y 176 Ma se conoce enAfrica dei Sur y Antarctica (Encarnaciôn et al., 1996;Fleming et al., 1997; Duncan et al., 1997), dado que estasregiones también estaban ubicadas a 10 largo dei bordesuroeste de Gondwana. POl' otra parte, es también posibleque las toleitas bolivianas representen elementos masaustrales de la Provincia Magmatica Centro-Atlantica(CAMP), que esta conformada pOl' racas basicas toleiticasconfiablemente datadas entre 191 y 205 Ma. con una edadmediana de 199.0 ± 2.4 Ma y un maximo de edades en 200Ma, es decir en ellfmite Triasico-lurasico (Marzoli et al.,1999). Un estudio geocranolôgico y geoqufmico fueiniciado en 2003 para resol ver este interrogante.

Estiramiento lilOsférîco, Paleozoico superior a Crelaceo medio, Peru y Bolivia 59

Folo 1. Impronlas de manus (mano) y pes (pie) dejadas pOl' Chirotherium cf barthii KAUPP en la Formacion Ipaguazû deUyuni dei Pilcomayo. Sus caraclerfslicas indican una edad Triasico inferior y media (Esciliano superior a Anisiano;

-245-234 Ma).

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PARAGUAY

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l'rovincia alcalina 'àel Alto Paraguay-cP

(240-250~a)

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!limite aproxlmado delos anoramlenlos aclUalesde rocas precambrianasBOLIVIA

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sill basaltico de Camiri ,,\..\..

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coladas \oleilicas d:: Emre Rios G"'>-'7:i-

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ARGENTINA \"

Fig. 8. Ocurrencias de rocas fglleas de edad Iriasica-jurasica (comprobada, probable, 0 posible) en el sureste de Bolivia y areasadyacenles (ver lexlo para delalles). Elmarco leclonico neogeno es el mismo que en lasflgl/ras 3 y 4. Localidades: Ca:Camiri, FO: Fuerle O/impo (Paraguay), P: POIOSI. SC: Sanla Cruz, T: Tarija, Vm: Villamontes. Los dalos referenle a la

provincia alcalina dei Allo Paraguay provienen de Gomes el al. (1996).

Es posible que el area con abundantes diguesubicada al oeste de la Faja Subandina Chaquei'ia (ver masabajo, y Fig. 8) haya funcionado como zona dealimentaci6n de este magmatismo. Las diferenciascomposicionales actualmente conocidas no impiden estahip6tesis, puesto que magmatismos alcalinos y toleîticospueden coexistir durante un rifting. Ademas, la edad liasicao Dogger inferior dei magmatismo toleîtico concuerda conla edad aparente de 184 Ma obtenida sobre un diquealcalino dei area de Tupiza. Esto sugiere que la actividadmagmâtica, que moviliz6 magmas alcalinos y toleîticos,habrîa sido importante en el sur de Bolivia en el Liasicosuperior - Dogger inferior (190-170 Ma), y tal vez un pocoantes dado que las edades disponibles pOl' ahora fueronobtenidas sobre un material parcialmente alterado.

Nuestro estudio de campo dei basalto de Cami ri(sensu Sempere et al., 1998) muestra que es un sill deespesor =30 m que intruye la Formaci6n Cangapi(Pensilvaniano-Pérmico inferior) en una pequei'ia area alsureste de Camiri (Figs. 4, 8). Esta roca también alteradaproporcion6 una edad aparente de 233 Ma (K-Ar, rocatotal; dato inédito de la Bolivian GulfOil Company, listadoen Saavedra et al. [1986], Sem pere et al. [1992], Y L6pezMurillo y L6pez-Pugliessi [1995]), sugiriendo que elmagmatismo basico puede haber sido activo en el area tantemprano como en el Triasico medio 0 superior; esta edad,sin embargo, necesita confirmaci6n. No se disponetodavîa de datos geoquîmicos sobre el sill de Camiri, perosus relaciones y aspecta general recuerdan los otrosbasaltos de la provincia magmâtica de Tarabuco-Entre Rios.La distinci6n hecha entre los basaltos de Entre RÎos y deCamiri (Sempere et al., 1998) parece necesaria dado que elprimero consiste de coladas api ladas mientras el segundoes un sill. El estudio en curso permitira precisaI' susrespectivas caracterîsticas geoquîmicas ygeocronol6gicas.

Otras areas de magmatismo)' fluio térmico en Bolivia.

A parte de la provincia toleîtica de TarabucoEntre Rîos, se ha comprobado hasta ahora que elmagmatismo mesozoico conocido en Bolivia es de tipoalcalino y/a intraplaca, incluso en ciertas areas queestaban aparentemente ubicadas afuera dei sistema derift (Fig. 4; Sem pere y Soler, 1993; Tawackoli et al., 1999).Cerca de la frantera con Bolivia en el Noroeste argentinoy al oeste de la Faja Subandina Chaquei'ia, una intrusi6ntabulaI' ultrabasica alcalina, potasica (Meyer y Villar, 1984),proviene de una fuente mantélica litosférica profunda(Barbieri et al., 1997) y podrfa representar una de estasmanifestaciones (Rubiolo, 1997); sin embargo, su edadaparente K-Ar de 303 ± 10 Ma (Méndez y Villar. 1979)sugiere que podrîa mas bien tratarse de un magmatismoproducidu pOl' la primera etapa, neopaleozoica, deiestiramiento litosférico de Gondwana occidental. AI nortede la frontera, -55 km al SSO de Tarija, el pluton de Rejaraes una monzonita a granodiorita neoproterozoica 0

Thierry Sempere. el. al.,

cambrica que sufri6 un cierto metamorfismo cataclastico.y es intruida pOl' diques de dolerita que también cortanlos estratos ordovicicos sobreyacientes; la edad aparenteK-Ar de 141 ± 10 Ma obtenida sobre el plut6n de Rejara(Aranîbar, 1979) posi blemente refleja un emplazamientojurasico de los diques de dolerita y el flujo térmicoasociado (Rubiolo, 1997; Sempere et al., 1998).

En las Serranias de Chilla, al sur dellago Titicaca,coladas de basalto presentan estructuras almohadilladas(R. Matos, com. pers.); una « colada » de este areaproporcion6 edades aparentes K-Ar dei Pérmico (279.9 ±3.3 Ma: roca total) y Triasico inferior (244.9 ± 2.9 Ma;vîdrio) (S. McBride, in Kontak et al., 1985; edadesrecalculadas pOl' Kontak et al., 1990). En la misma regi6n,un « gabro » alterado muestreado en un area ubicada alsur dei Lago Titicaca (sin mayor precisi6n) proporcion6un edad aparente K-Ar pérmica (258 ± 13 Ma; Saavedra etal., 1986);dadosuedad aparente, Iii roca basica muestreadacorresponde probablemente a los gabros descritos pOl'Matos et al. (2000) al norte de Jesus de Machaca, y esposiblemente relacionada con los basaltos de las SelTanîasde Chilla. Un magmatismo pérmico también existi6 al oestede Juliaca en el vecino Altiplano peruano (ver mas arriba;Fig. 4).

En el noroeste de la Faja Subandina Beniana, enel Rîo Yanamanu (Serranîa de Uchupiamonas), una colada(0 sill?) de aspecto "andesîtico", de 8 m de espesor, ocurreen la Formaci6n Beu, 400 m encima de su base (Ponce deLe6n et al., 1972). En la misma area, numerosos diques ysills basicos intruyen la espesa Formaci6n Tequeje(Dev6nico inferior), mientras granos de rocas volcanicasbasicas son comunes en las areniscas de la Formaci6nBeu (Jurasico) (Ponce de Le6n et al., 1972).

AI pie septentrional dei Nevado Tata Sabaya, enla Cordi liera Occidental de Bolivia, un granito levementecataclastico y alterado aflora bajo la cobertura cenozoicay posiblemente pertenece al "macizo precambrico deArequipa" (Rivas, 1989). Este granito ha proporcionadoedades aparentes K-Arde 188.1 ±4.0Ma y 181.6 ± 3.9 Ma(Toarciano; Sempere et al., 1998). Es posible que estasedades reflejan un importante reset térmico en el Toarciano,o el emplazamiento dei plut6n en ese tiempo; estas doship6tesis estan de acuerdo con una extensi6n coetaneaacompai'iada pOl' un magmatismo y/a un flujo térmicoelevado en la vecina prolongaci6n sureiïa de la cuenca deArequipa (ver mas adelante).

Mineralizaciones de plomo-zinc(-plata) soncomunmente asociadas con antiguos rifts, y los dep6sitosestratiformes conocidos en el Grupo Pucara (Triasicosuperior-Liasico) dei Perd central no forman una excepci6n(Rosas y Fontboté, 1995). Pese a que ocurren en elPaleozoico, las mineralizaciones de plomo-zinc(-plata)conocidas en la Cordillera Oriental de Bolivia estandistribuidas a 10 largo de ambos costados dei eje principalde rifting y pOl' 10 tanto es posible que se originaron enprofundidad en relaci6n con el sistema de rift (Sem pere etal.,1998).

Estir<.lmiento litosférico, Paleozoico superior aCretaceo medio, Peru y Bolivia 61

Pen! central

Un intenso magmatismo ocurrio también en elPeru central durante el rifting Mitu (Mégard, 1978;Dalmayrac etaI.. 1980; C<.lrlieret al., 1982: Soler, 1991).Numerosos plutones intruyen el basamento metamôrficoexpuesto en la Cordillera Orienwl y fueron probablementeemplazados en las "raices" dei rift. Consisten de unavariedad de granitos, granodioritas y granitoides alcalinos.que aparentemente muestran dos grupos de edades: comodestacado mas arriba, un conjunto de plutonesprincipal mente nortenos fue emplazado durante elMisisipiano, y otro, mas extenso, durante el Pérmicosuperior y Triasico (1acay et al., 1999). Esto sugiere que elrifting dei Pérmico superior-Triâsico se des3ITollô a 10 largode una faja donde un magmatismo, probablemente de rift,

ya habia estado activo en el Misisipiano.Soler (1991) reconociô la siguiente cronologia de

emplazamientos plutônicos en la Cordillera Oriental deiPeru central: (1) el granito de Equiscocha (253 ± Il Ma, KAr sobre muscovita; 204 ± 9 Ma, K-Ar sobre plagioclasa);(2) los batolitos de tipo San Ramon (246 ± 10 Ma. isôcronaRb-Sr sobre roca total, recalculada en base a los datos deCapdevila et al. [1977)), que son intruidos par (3) losgranitoides de tipo Talhuis-Carrizal (245 ± Il y 233 ± 10Ma. K-Ar sobre biotita); y (4) diques basicos (incluyendomicrogabros y microdioritas) que cortan a los ultimos. Estacronologia se basa en parte sobre la observacion que losdeposilos syn-rift dei Grupo Mitu contienen clastosderi vados de la erosion de granitoides dei tipo San Ram6n.pero ap<.lrentemente ningun clasto derivado de losgranitoides de tipo Talhuis-Carrizal. Estas relaciones estande acuerdo con la idea que el rifting se desarrollô en dosetapas (ver mâs arri ba).

El pequeno y temprano plutôn de Equiscocha esun granito hololeucocrato de grano fino que, conteniendoabundantes muscovitas y escasos granates pequenos,se origino por fusiôn cortical. Los extensos granitoidesde tipo San Ramon son granitos calco-alcalinosmetaluminosos a levemente peraluminosos, que se parecenmuchoa los granitoides Mitu dei surdel Peru (Soler, 1991)y por 10 tanto se originaron probablemente a partir deliquidos de fusiôn cortical (Kont<.lk et al., 1985); lasrelaciones isotopicas dei estroncio dei batolito de SanRamon (Capdevila et al., 1977) sugieren que estos liquidoscorticales se mezclaron parcialmente con magmasderivados dei manto (Soler, 1991). En contraste, losgranitoides de tipo Talhuis-Carrizal muestran una m<.lrcadaafinidad alcalina y tienen muchas caracteristicas degranitoides emplazados en contextos de adelgazamientocortical (Soler, 1991). Los diques basicos tardios tienencomposiciones alcalinas similares a los basaltos alcalinosdei sur dei Peru, y fueron comagmalicos de los granitoidesdei tipoT<.llhuis-Carrizal (Soler, 1991).

Como en el sur dei Peru, las rocas volcanicasasociadas con el sistema de rift Mitu en el Peru centralson predominantemente acidas, siendo principalmenterepresentadas por piroclastitas daciticas a rioliticas. La

mayoria de las vulcanitas Mitu de Pen! central tienencomposiciones alcalinas y son probablementecomagmaticas de los granitoides dei tipo Talhuis-Carrizal(Soler, 1991).

El conocimiento actual de la evoluciôn magmâticaligada al rifting en el Peru central sugiere que eladelgazamiento litosférico produjo inicialmente Ilquidosde fusion cortical (como el granito de Equiscocha) que enla etapa posterior fueron parcialmente contaminados porIlquidos derivados dei manto (batolitos de tipo SanRamon), y que estos magmas alcalinos derivados deimanto terminaron pOl' dominar (granitoides de tipo TalhuisCarrizal, y diques basicos y vulcanitas Mitucomagmaticos).

Dep6sitos syn-rift

Definicion dei Grupo Serere fBoiivia)

La "supersecuencia Serere", dei nombre quedesigna a un rîo, un cerro, y dos estancias deidepartamento de Tarija (-21 °27'S, -64°05 'W), abarca elperiodo Triasico medio - Jurâsico (Sempere, 1990, 1995).Se propuso Illego agrupar, para mas comodidad, a todaslas unidades depositadas 0 emplazadas durante esteperiodo dentro de un mismo grupo que Ileve este nombre(Sem pere et al., 1998). Del punto de vista genético, esteGrupo Serere corresponde al desarrollo y relleno de unsistema de rift de gran escala. Evoluciono, como es clasico,desde una etapa inicial de grabenes estrechos hacia unestado de amplio sag térmico.

Semejanzas litologicas y secuenciales sereconocieron entre ciertas unidades dei Grupo Tacuru(Zona Subandina - L1anura) y otras unidades dei dominioandino (Olier y Sempere. 1990). Sin embargo, ladenominacion Grupo Tacuru, pese a su anterioridad, nopuede adoptarse para designar el conjllnto deposicionaldei Grupo Serere por las siguientes razones:

- El Grupo Tacuru, si bien incluye las formaciones Tapecua,Castel16n, Ichoa y Yantata, que pertenecen a lasupersecuencia Serere. también incluye la FormacionCajones (padula y Reyes, 1958, 1960) que por su edadmaastrichtiana tiene que colocarse en la parte superiorde la supersecuencia Puca (sin embargo, otros autoresconsideran que la Formaci6n Cajones no pertenece alGrupo Tacuru: Lopez-Muri 110 y Lôpez-Pugliessi [1995],Lôpez-Pugliessi [1995]).

- Las unidades litologicas subandinas designadas por losnombres de formaciones lpaguazu y San Diego, tambiénpartes de la supersecuencia Serere, conforman el GrupoSuaruro (de uso tradicional en YPFB) 0 pertenecen alGrupo Cuevo (Suarez-Soruco y Diaz-Martinez, 1996).

POl' 10 tanto, la real idad abarcad<.l pOl' el propuestoGrupo Serere es distinta de 10 que respectivamenteabarcan los mencionados grupos Tacuru, Suaruro 0

Cuevo, y entonces se requiere el uso de un términodistinto, con el fin de evitar confusiones.

62

Cuencas sVIl-rifr en el Peru: el Grupo Mitu

El Grupo Mitu consiste de una sucesiôn roja amorada, localmente espesa de mas de 2000 m, conformadapor conglomerados, areniscas y pelitas, localmente concarbonatos y evaporitas, que se acumul6 en grabenessubsidentes (Mégard, 1978; Dalmayrac et al., L980; Carlotto,L998). Estas rocas sedimentarias estan comunmenteintercaladas con rocas vo!canicas y volcanoclasticaslocal mente predominantes, y/a intruidas pOl' rocassubvolcanicas a plutônicas que no intruyen las unidadessobreyacentes (esto es particularmente clara en el area deNunoa, en el sur dei Peru). Los paleoambientesidentificados en el Grupo Mitu incluyen abanicos aluviales,sistemas deposicionales fluviales y lagos 0 sebkhas. queson comunes en contextos de rifts continentales.

La unidad espesa conformada par areniscas yconglomerados rojizos conocidos en la costa dei sur deiPeru (area de Ocona-Atico), tradicionalmente asignada alGrupo Mitu, proporcion6 una flora Pensilvaniana (MoralesSerrano, L997) que ya no permite esta atribuci6n. Sinembargo, esta unidad SI se deposit6 en un contextomarcadamente extensional (J. Qui ntana, N. Sanchez, E.Taipe, en preparaciôn), contemporaneo de la primera faseneopaleozoica dei adelgazamiento litosférico de Gondwanaoccidental.

Cuencas svn-rifr en Bol ivia: el Grupo Serere inferior

La parte inferior dei Grupo Serere de Bol i via(Sem pere et aL, L998) comprende las formaciones rojasIpaguazu y Tiquina (dado que las correlaciones parecenahora mas confiables, la denominaciôn mas reciente"Formaciôn Sayari" tendrfa que sel' abandonada parasimplificar la nomenclatura estratigrafica). La Formaci6nIpaguazu consiste de pel itas rojas, de areniscassubordinadas y, localmente, de evaporitas (yeso, raramentehalita), y es predominantemente de origen lacustre. Atloraen la Faja Subandina Chaquena (mayormente en el "ramaide Entre RIos" dei sistema de rift) y en el eje principal derifting de la Cordillera Oriental. La Formaci6n Tiquinaconsiste predominantemente de intercalaciones deareniscas y pelitas rojas, de areniscas conglomeradicaslocal mente espesas 0 de conglomerados con clastos debasalto, y es de origen aluvial: aflora en algunas localidadesde la CordiJlera Oriental (incluyendo el eje principal derifti/lg) y en el area de Tiquina. Las formaciones Ipaguazuy Tiquina representan respecti vamente extremos de granofino y de grano grueso de 10 que seria un equivalenteboliviano dei Grupo Mitu. Ambas unidades tienen unespesor generalmente =500 m y subyacen sin discordanciaa las areniscas fluvio-e6licas espesas de la Formaci6nRavelo (dominio andino) 0 dei Subgrupo Tacuru (FajaSubandina Chaquefia). Ambas unidades existengenera1mente en localidades 0 areas especfficas, sugiriendoque fueron depositadas en paleograbenes, mientras lasareniscas fluvio-e6licas sobreyacentes estan presentessobre regiones mucha mas extensas.

Thierry Sempere, el. aL,

En el eje deI rift. las formaciones Ipaguazu 0

Tiquina incluyen coladas de basalto en su parte inferior;en cuatro localidades andinas, estas coladas sobreyacena las formaciones Vitiacua 0 Chutani (Pérmico superiorTriasico inferior; ver mas arriba). La Formaciôn Ipaguazusobreyace a la Formaci6n Vitiacua en el "ramai de EntreRIOS" deI sistema de rifl. Las sucesiones incluyencaracteristicamente una unidad basal, con un espesorgeneralmente menor a varias decenas de metros, queconsiste de areniscas aluviales 0 e61icas de color claro,conglomerados roj izos y/a basaltos; esta unidad basal pasarâpidamente a una unidad dominada pOl' pelitas, espesa yde color marr6n rajizo a marr6n morado, de origen aluvial alacustre.

En la Quebrada Aymaraj Hueko, 6 km al suroestede Torotoro, una unidad c1astica de espesor >300 msobreyace a la Formaci6n Vitiacua (Pérmico superiorTriasico inferior) con una discontinuidad 0 una transiciônmuy rapida. Podrfa representar una facies local, de granofino a grueso, de la Formaci6n Tiquina. Estos estratos rojosconsisten predominantemente de conglomerados yareniscas conglomeradicas, con clastos de basalto. En ellosesta intercalada por 10 menos una colada de basalto, yestan intruidos por un sill espeso de -100 m. Losconglomerados son a veces de espesor plurimétrico ycontienen abundantes clastos basicos cuyo tamafio puedesobrepasar 15 cm. Ademas, esta Formaci6n Tiquina y losestratos subyacentes estan deformados y sobreyacidospor la Formaci6n Torotora dei Cretaceo con una claradiscordancia angular.

En la Cordillera Oriental de manera general, elrifti/lg produjo aparentemente grabenes angostos dondese preservaron estratos dei PaJeozoico superior. Estosgrabenes fueron rellenados por dep6sitos rojos, de origenaluvial a lacustre, cuyo espesor puede sobrepasar 400 m(como cerca de Sayari, Incapampa, Tupiza, etc.). El rellenode estos grabenes comprende comunmente: (1) una un idadbasal que consiste de areniscas de color claro y/oconglomerados rojizos, y cuyo espesor generalmente nopasa de varias decenas de metros; (2) una unidad de pel itasespesas, de color marr6n rajo a marr6n morado, quesobreyace a la unidad basal con una transici6n rapida; (3)una unidad generalmente espesa de areniscasentrecruzadas (la Formaci6n Ravelo), cuyo tope es unasuperficie erosiva sobre la cual traslapan estratos rojosdei Cretaceo medio.

Depositos post-rift

Dep6sitos posl-rift en el noroeste dei Oroclino: el GrupoPucara en el Peru central

El riftillg Mitu gener6 un sag térmico queexpandi6 progresivamente la cuenca. Los carbonatos deiGrupo Pucara se depositaron sobre el Grupo Mitu duranteel intervalo Noriano-Liasico (Mégard, 1978; Stanley, 1994)y traslaparon sobre los "hombros" (sholllders) dei rift.

Retlejan una transgresi6n que se inici6 en el Noriano y

Estiramiento litosférico. Paleozoico superior a Cretaceo medio, Peru y Bolivia 63

progres6 de norte a sur siguiendo el eje dei rif/ Mitu(Mégard, 1978; Loughman y Hallam, 1982; Rosas et al.,1997; Sempere et al., 1998), La inundaci6n maxima estamarcada pOl' las lutitas y margas negruzcas de la Formaci6nAramachay (Retiano superior-Sinemuriano inferior); ricasen materia organica, su espesor es <50 m, AI este, en elOriente peruano. estratos rojos de origen aluvial ye61ico(Formaci6n Sarayaquillo inferior) pasan hacia al oeste alos carbonatos dei Pucarn (Mégard, 1978), Basaltos concaracteristicas "intraplaca" son frecuentes en el GrupoPucara, que contiene mineralizaciones estratiformes deplomo-zinc(-plata) (Kobe. 1995; Rosas y Fontboté. 1995;Rosas et al., 1997), El Grupo Pucara no se conoce al surestede Cusco.

Dep6sitos pos/-rifr en el Oroclino boliviano CBolivia yPeru): el Grupo Serere superior

En el area de Cusco-Sicuani, el Grupo Mitusubyace a areniscas f1uvio-e6Iicas (Formaci6n Caycay;Carlotto, 1998) que estan local mente intercaladas concoladas de basalto y escasos carbonatos, AI noroeste deiLago Titicaca, las areniscas f1uvio-e6Iicas de la Formaci6nQuilcapunco sobreyacen concordantemente al Grupo Mitu(donde éste esta presente) 0 al Paleozoico (afuera de losgrabenes Mitu) (Acosta et al., 2000; Sem pere et al., 2000).La Formaci6n Quilcapunco es sobreyacida por las calizasde la Formaci6n Sipin, que han proporcionado equinidosindicativos dei intervalo Retiano-Bajociano inferior(Sem pere et al., 2002). Las pelitas rojas de la Formaci6nMuni le sobreyacen con una discontinuidad local menteerosiva, y hacia arriba pasan transicionalmente a lasareniscas f1uvio-e6Iicas de la Formaci6n Huancané 5.5, (Fig.2; Sempere et al., 2000a), La Formaci6n Muni se deposit6en un ambiente de Ilanura aluvial a costera y contienedelgadas intercalaciones marinas con f6siles que sugierenuna edad Dogger superior-Malrn inferior (Stenzel, aplld

Newell, 1949; ver mas adelante). La Formaci6n Muni seadelgaza y desaparece hacia el norte y este, y lasformaciones f1uvio-e6Iicas Quilcapunco y Huancané 5.5.

se vuelven coalescentes en estas direcciones (Sem pere etal.. 2oo0)a, 2004 [este volumen]).

Estas unidades f1uvio-e6Iicas jurasicas deI sur deiPeru se correlacionan en Bolivia con la Formaci6n Beu dela Faja Subandina Beniana, la Formaci6n Ravelo de Boliviaandina, y el Subgrupo Tacuru de la Faja SubandinaChaquena, todas las cuales presentan facies y origensimilares (Olier y Sem pere, 1990; Lopez-Pugl iessi, 1995;L6pez-Murillo y L6pez-Pugliessi, t995; Sempere, 1995;Sem pere et al.. 1998). Estas areniscas practicamente nofosiliferas pueden sobrepasar 1000 m de espesor e incluyenlocalmente coladas y/o sills basalticos, y conglomeradoscon clastos de basalto. Su distribuci6n muestra quetraslaparon lateralmente a partir de los grabenes inicialesdei sistema de rift (Sem pere, t995). Su tope es una superficiede erosi6n sobre la cual traslapan estratos cretaceos (GrupoPuca).

El Subgrupo Tacuru incluye, segun el orden

estratigrafico. las formaciones Tapecua (areniscas f1uvioe6Iicas), Castell6n (areniscas fluviales y pelitassubordinadas rojas y verdosas), !choa (areniscas eolicas)y Yan tata (areniscas fluviales parcial mente equivalentes ala Formaci6n !choa) (ver la discusi6n en Sempere et al.,1998). Peces semionotiformes conocidos en la Formaci6nCastell6n (determinaci6n por M. Gayet, CNRS-Universitéde Lyon, Francia), son comunes en la Formaci6nTacuaremb6 inferior (Triasico superior-Jurasico inferior)de la cuenca dei Parana en Uruguay (Sprechmann et al.,1981), Cuatro nuevas especies de ostracodos(Bi5Ufcocypris facil/iala bofil'Îal/a, B. /rllncala, B.

CQ5/el!oneI15i5, B. fubifllovae) de la Formaci6n Castell6nson similares a taxones de edad Jurasico a Cretaceo inferiorde 1" cuenca dei Parana en Brasil (Formaci6n Botucatu);fueron tentativamente interpretadas coma de edadCretaceo basal (Wealdiano) por la atribuci6n tradicionalde 1" unidad al Cretaceo (Damiani-Pinto y Sanguinetli, 1987).A pesaI' de discrepancias aparentes, todas las edadespaleontol6gicas publicadas sobre el conjunto estratigraficoVitiacua a Castellôn en la Faja Subandina Chaquenapertenecen al intervalo Pérmico superior-Cretaceo bas,,1(Sem pere et al., 1998).

Se encuentran areniscas e6licas, localmenteasociadas con basaltos, en las formaciones San Diego,T"pecua, Ichoa (Faja Subandina Chaquena) y Ravelo(Cordillera Oriental) de Bolivia. en la Formaci6n Huancané5,5. al noroeste dei Lago Titicaca (Newell, 1949), en laFormaci6n Caycay dei area de Cusco (Car!ol\o, 1998), yenla Formaci6n Sarayaqui 110 dei Oriente dei Peru central (E.Bosc, corn. pers,), En el sur dei Peru, granos e61icosretrabajados han sido descritos en estratos marinosjurasicos dei cuadrangulo de !chuna (16° 15'S, 700 45'W;Marocco y Del Pino, 1966). Las abundantes areniscase61icas en Bolivia y sureste dei Peru prolongan hacia eloeste el extenso dominio desértico jurasico definido porunidades e61 icas coetaneas en las cuencas dei Parana ydei Karoo (e,g" frança et al., 1995). Modelospaleoclimaticos globales para el Jurasico ubican Bolivia yel sureste dei Peru dentro de un extenso dominio desértico(Chandler et al., 1992).

Reseîia

La abundante evidencia presentada mas arribademuestra que la actual Cordiller" Oriental de Peru yBolivia sufri6 un significativo adelgaz"miento litosféricodurante el intervalo Pérmico superior-Jurasico medio. Eldesarrollo de un sistema de rift en esta regi6n no es unfen6meno extr<lordinario, puesto que procesos coetaneossimilares afectaron otras areas de Gondwana occidental(e.g., Tankard et al., 1995) debido a la contemporaneadislocaci6n de Pangea.

El inicio dei rif/Îl/8 parece haber sido diacr6nico.propagandose de norte a sur (Soler. 1991; Sempere et al.,1999,2002), Las edades isot6picas deI magmatismo Mitutienden claramente a ser mas viejas (Pérmico superior) enel norte (Kontak et al., 1985; Jacay et al., 1999), aunque

64

edades pérmicas (280-260 Ma) se conocen al oeste y surdei Lago Titicaca (Kontak et al., 1985, 1990; Klinck et al.,1986,1991). Estratos syn-rifl dei Mitu se depositaronaparentemente mas temprano en el norte que en el sur,donde sobreyacen a una unidad parcialmente marina deiPérmico superior-Triasico inferior. La transgresion deiGrupo (post-rift) Pucarâ progresa de norte a sur a 10 largodei eje de rift Mitu (Mégard, 1978), pero no penetra alsureste de Cusco (Dalmayrac et al., 1980).

PROGRESION DEL ADELGAZAMIENTOLITOSFÉRICO DELSUROESTE DEL PERU EN ELJURASICO INFERIOR y MEDIO

En el sur dei Peru, la cuenca de Arequipa (Figs. 3,4) se origin6 por la continuacian dei adelgazamiento1itosférico durante el Liâsico y Dogger. El relleno jurasicode esta cuenca esta conformado por el Grupo Yura. es pesode 4500-6000 m, el cual proporciona un registrosedimentario fundamental de la evoluci6n geol6gicaregional (Jenks, 1948; Benavides, 1962; Vicente, 1981, 1989;Vicente et al., 1982; Pino et al., 2004 [este volumen)). Eneste trabajo nos referimos a esta sucesian coma "GrupoYura", en un sentido modificado, dado que opinamos queesta apelaci6n debe reflejar en su conjunto la actividad dela cuenca en la cual se acumul6. Como usado aqui. estegrupo comprende en particular las formaciones Chocolate(s.s.), Socosani, Puente, Cachios, Labra, Gramadal yHualhuani (de base a tope; Fig. 9) de la regi6n de Arequipa,y las formaciones Junerata, Pelado, San Francisco,Ataspaca, Chachacumane, de la regi6n de Tacna, quecubren un intervalo cronol6gico comparable.

Se sugiere ademâs que las formaciones Labra,Gramadal y Hualhuani podrfan en el futuro ser consideradascomo tres miembros de una sola unidad, dado que lasformaciones Labra y Hualhuani poseen una litologiadominantemente arenosa y relativamente similar, mientrasque la Formaci6n Gramadal s610 se distingue porintercalaciones caJcâreas en estratos que en muchaslocalidades son también mayormente arenosos. Existe por10 tanto la posibilidad de que las calizas Gramadalcorrespondan a patch-reefs (ver Vicente et al., 1982) y quetengan un significado paleoambiental y nocronoestratigrâfico. En el area de Tacna, que correspondea una zona profunda de la cuenca, las areniscas de laFormaci6n Chachacumane efectivamente no presentanninguna intercalaci6n de calizas (pese a que el nombre deFormaci6n Gramadal ha sido usado por algunos autores).Esta unidad tacnefia proporcion6 un ammonitevalanginiano (Pino et al., 2004 [este volumen)), mientrasque la Formaci6n Hualhuani, que consiste de areniscasmaduras y cuarcitas y es parcialmente equivalente a laFormaci6n Chachacumane, es de posible edadvalanginiana (Vicente, 1981; Bauy & Jaillard, 1989; Jaillard& Santander, 1992).

Por otra parte, debido a la conflictivanomenclatura estratigrafica dei Mesozoico del ârea peruanadei Lago Titicaca (comparar Newell, 1949; Ellison, 1985;


Klinck et al., 1986,1991; Bauy y Jaillard, 1989; Laubacher yMarocco, 1990), se siguen aquI las propuestas de Sem pereet al. (2000a, 2004 [este volumen)).

Rocas igneas

La Formaci6n Chocolate s.s. (i.e., sensll Jenks,1948) es predominantemente volcânica y volcanoclâstica.Su espesor es mayor que 900 m (casi nunca aflora entotalidad) y puede alcanzar 1500 m. Cerca de Arequipa,incluye cerca de su tope niveles de calizas queproporcionaron ammonites sinemurianos, y subyace conuna discontinuidad a carbonatos de edad Liâsico superior(Vicente, 1981). AI norte y noresle de Tacna, la equivalenteFormaci6n Junerata sobreyace en continuidad (Mal Paso)o leve discontinuidad al Grupo Ambo (Misisipiano), ysubyace acalizas de edad Liâsico inferior (Pino et al., 2004[este volumen)); coma destacado mâs arriba, estasrelaciones plantean la posibilidad de que la Formaci6nChocolate se acumul6 durante todo el intervaloPensilvaniano·Triâsico (-320 - -200 Ma).

En la franja costera, unidades vo\canicas yvolcanoclâsticas tradicionalmente correlacionadas con laFormaci6n Chocolate (Bell ido y Guevara, 1963) fuerondatadas paleontol6gica- e isot6picamente (Roperch yCarlier, 1992; Romeufetal., 1993, 1995). En el âreade Chala,una colada basâltica de la parte inferior de la Formaci6nChal a dio una edad39Ar·"oArde -177 Ma (Dogger basal),demostrando que esta unidad de espesor >3000 mrepresenta la extensi6n meridional de la Formaci6n RioGrande (Aaleniano superior-Caloviano; Rüegg, 1956;Caldas, 1978; Romeuf et al., 1993, 1995). Ambasformaciones sobreyacen discordantemente a rocas deiPrecambrico y/a dei Paleozoico superior.

En la costa de Tacna y Moquegua, la Formaci6nChocolate "de la costa" subyace a la Formaci6n volcanosedimentaria Guaneros, espesa de mâs de 3000 m. En labase de esta Formaci6n Guaneros, que aparentementeregistra un episodio de alto nivel mari no, se encontraronammonites dei Bajociano superior-Batoniano (Romeuf etal., 1993, 1995). La Formaci6n Chocolate "de la costa" esintruida por plulOnes que han proporcionado edadeshetangianas a toarcianas (Clark et al., 1990a; Romeuf et al.,1993) y posiblemente incluye dep6sitos triasicos.

Las rocas volcânicas de las formaciones RioGrande, Chal a, y Guaneros muestran caracteristicasgeoquîmicas que sugieren que se acumularon en relaci6ncon un arco vokânico ligado a una subducci6n (Romeufet al., 1993, 1995). El espesor considerable de estasunidades indica una alta tasa de subsidencia y mas biensugiere que estas rocas volcânicas y volcanosedimentarias se acumularon en un contexto de trasarcoextensional, cercano al arco propiamente dicho. Un estudiode la evoluci6n dei area de Tacna dei Paleozoico superioral Cretaceo inferior propone que las formacionesequivalentes Chocolate y Junerata corresponden aldesarrollo de una cuenca marginal en el extremo sur deiPeru (Pino et al .. 2004 [este volumen)).

Estiramiento Jitosférico, Paleozoico superior a Crel<iceo medio, Peril y Bolivia 65

plataforma carbonaticadei Cretaceo medio

// /,

Turoniano?Cenomaniano

Fm Arcurquinah=~::C~~

Santoniano

« Fm Chilcane »

Albiano

Fm Murco

transgresi6n albiana

maxima regresivodei Cretaceo inferior

.:. t···. . ":'.:............ ',

~...:., ~" ...•.•. :...::...:;..:

areniscas deltaicasa marinas someras

Fm Labra

Caloviano sup.

Fm Cachios

(9 Caloviano inf.

dep6sitos marinos profundosy de prodelta

Batoniano turbiditas

hundimiento pronunciadoBajocianosup-:- - - - - - - de la cuencaBajociano inf. Fm Socosani rt;2:~S~~~~~~~~~:::-:===:::--1= carbonatos marinos somerosToarciano

Sinemuriano

500

Fm Chocolate 1-'----.-~_-1\ 1

\ ' -

rocas volcanicasde trasarco (syn-rift?)

, /

\

am

[:,:..:-.\! areniscas marinas someras

~ pelitas rajas

c:::::J rocas volcanicas

EZ:J turbiditas

~ conglomerados

EE1 calizas marinas someras

_ lutitas negras

1;:;.;,,;.'.;1 areniscas fluviales

c=J calcilutitas

c:::=:J yeso

Fig. 9. Estratigrajfa de la cuel/ca de Arequipa (modijicado de Vicente. 1989). Las indicaciones cronol6gicas sebasal/ esencialmente en ammonites (Vicente. 1981, 1989)

Dado que las formaciones costeras atribuidas ala Formacion Chocolate no son equivalentes cronologicoso genéticos exactos de ésta en su lugar de definicion,creemos que estas unidades volcanicas homonimasdeberian sel' prudentemente distinguidas de la FormacionChocolate s.s. a partir de ahora. POl' 10 tanto, el contexto dearco reconstruido para las rocas volcanicas costeras deIJurasico medio no tend ria que generalizarse, pOl' elmomento, a la Formacion Chocolate s.s. (Pensilvaniano?Liasico inferior) de la cuenca de Arequipa dei interior.

Manifestaciones de adelgazamiento litosférico en elLiasico - Bajociano inferior

Aunque las rocas volcanicas de las formacionesJunerata y Chocolates.s. quedan vil1ualmente para estudiar,la asociaci6n de estas unidades vo\canicas espesas, queabarcan el intervalo Pensilvaniano - Triasico superior (aLiasico), con los sobreyacentes carbonatos someros delas formaciones Pelado (Liasico) y Socosani (Liasicosuperior-Bajociano) recuerda fuertemente el vinculogenético entre las vulcanitas syn-rift dei Grupo Mitu(Pérmico superior-Triasico) y los sobreyacentescarbonatos someros post-rift dei Grupo Pucara (Triasicosuperior-Liasico) (ver mas arriba). Siguiendo la sugerenciade Vicente et al. (1982), se propuso pOl' 10 tanto que lacuenca de Arequipa se origino pOl' adelgazamientolitosférico, y, dado la fuerte subsidencia registrada en lafranja costera, que éste se desarrollo probablemente en uncontexto de trasarco extensional. hasta desarrollar unacuenca marginal en el extremo sur (Sempere et al., 2002;Pino et al., 2004 [este volumen]). Se nota que la finalizacionde la actividad volcanica y consiguiente transgresion decarbonatos marinos ocurrieron mas tarde en Arequipa(Toarciano) que en Tacna (Sinemuriano 0 antes) (Pino etal., 2004 [este volumen]).

La espesa acumulacion de las rocas volcanicasde las formaciones Junerata y Chocolate refleja una intensasubsidencia tectonica, como 10 hacen igualmente lossobreyacentes conjuntos sedimentarias Pelado - SanFrancisco (Liasico-Batoniano de Tacna) y Socosani Puente (Toarciano-Batoniano de Arequipa), donde lasmanifestaciones extensionales sinsedimentarias sonabundantes (Vicente et al., 1982; Pino et al., 2004 [estevolumen)). El emplazamiento de los gabros ymonzotonalitas de la superunidad Punta Coles, queproporcionaron edades aparentes de 188.4 y 184 Ma (UPb sobre zircones; Mukasa, 1986a), ocurrio posiblementeen este marco; sus relaciones isotopicas dei plomo(Mukasa, 1986b) estan en favor de una fusion coetanea dela corteza precambrica; el area de emplazamiento de estosplutones, que quizas sufrio un adelgazamiento mas intenso,esta ubicada pocos kilometros al suroeste de la clasicazona de atloramiento dei Grupo Yura, donde no se conocenmanifestaciones magmaticas sinsedimentarias, 10 queplantea un evidente interrogante sobre el significado delas edades mencionadas.

En la prolongacion noreste de la cuenca de


Arequipa, las calizas marinas de la Formacion Sipin (Newell,1949) han proporcionado el equinido Diade/llopsis sp.(Sempere et al., 2002); este género indica el intervaloRetiano-Bajociano inferior (Thierry et al., 1997). Esta unidadespesa de 0-40 m es pOl' 10 tanto cOITelativa de la FormacionSocosani y refleja la misma transgresion, producida pOl'subsidencia regional (Fig. 2).

Hundimiento de la cuenca de Arequipa en el Dogger medio

La extension produjo un hundimiento tectonicoy profundizacion importantes de la cuenca de Arequipa, yculmina durante el Bajociano superior-Caloviano inferior(-167-162 Ma). En Tacna, la profundizacion, bas tanteprogresiva, es perceptible en particular en la zona detransicion entre las formaciones Pelado y San Francisco;en esta comarca profunda de la cuenca, cherts estratificadosse depositan a partir dei Toarciano superior (Pino et al.,2004 [este volumen]). En Arequipa, depositos calcareosbajocianos, de aguas sorne ras, estan abruptamentesobreyacidos pOl' facies profundas, anoxicas, de edadBajociano superior (Formacion Socosani superior), que asu vez subyacen a una sucesion turbiditica, espesa de 700m, de edad Batoniano y Caloviano inferior (FormacionPuente) (Vicente et al., 1982; Vicente, 1989; Fig. 9). Lasturbiditas se depositaron en una fosa alargada paralela ala presente linea de costa, y muestran paleocorrientesNW?SE, confirmando la ubicaci6n dei area de Tacna en laparte mas profunda de la cuenca de Arequipa.

Las sobreyacentes formaciones Ataspaca(Tacna) y Cachios (Arequipa) son espesas de 500-1250 my consisten predominantemente de lutitas ricas en materiaorganica. Areniscas subordinadas se encuentran encanales y en desl izamientos y 01 istol itos cuya frecuenciay espesor aumentan hacia arriba y disminuyen hacia elsureste. En su conjunto las facies indican un ambiente departe inferior de pendiente submarina (Vicente, 1981;Vicente et al., 1982; Pino et al., 2004 [este volumen]). LaFormacion Cachios ha proporcionado ammonites deiCaloviano inferior y superior (Vicente, 1989), mientras losammonites de la Formacion Ataspaca indican que sedeposito durante el intervalo Caloviano inferiorOxfordiano (Pino et al., 2004 [este volumenJ). Lutitascalovianas con ammonites, y sedimentos menores masgruesos, son comunes al suroeste dei Lago Titicaca(Douglas, 1920; Jenks, 1948; Newell, 1949; Benavides,1962; Bellido y Guevara, 1963; Portugal, 1974; Vicente, 1981),10 que indica que la inundacion regional maxima para elJurasico ocurrio durante esta época.

En la continuacion noreste de la cuenca deArequipa, niveles fosiliferos marinos intercalados en laFormacion Muni (Newell, 1949) también representan estealto nive! marino de edad Dogger superior (Fig. 2; Sempereet al., 2004 [este volumen]). En efecto, la Formacion Sipin,donde esta preservada, y la Formacion fluvio-eolicaQuilcapunco, en las demas areas, estan abruptamentesobreyacidas pOl' las pelitas rojas de la Formacion Muni(Sempere et al., 2000a, 2004 leste volumenJ). Esta

ESliramiento lilosférico, Paleozoico superior a Cretaceo medio, Pen! y Bolivia fil

discontinuidad es erosiva, y, donde la Formaciôn Sipin es

presente, es marcada por una paleoalteraci6n mete6rica

de las cal izas negras subyacentes, 1as cuales se encuentran

oxidadas sobre hasta 1 m, presentando un color amaril lento.

La Formacion Muni incluye local mente yeso (Newell, 1949;

Klincketal.,1986.1991;Palacios.1993)ysirvi6comonivel

de despegue en el sinclinorio de Putina al norte y noroeste

dei Lago Titicaca (Sem pere et al., 2000a, 2004 leste

volumen]).

La Formaci6n Sipin siendo un equivaJente

nororiental de las calizas transgresivas Socosani, la

discontinuidad Sipin/Muni representa probablemente un

levantamiento marginal. dellado continental. en respuestaal abrupto hundimiento que afect6 la regi6n de Arequipa

en el Bajociano (Fig. 9); la deposiciôn de la FormacionMuni habria por 10 tanto ocurrido durante parte dei intervalo

8ajociano superior-Caloviano. Esta deducci6n esta de

acuerdo con determinaciones de f6siles marinosenconlrados en intercalaciones de calizas en afloramientossuroccidentales de la Formaci6n Muni. Vna carta de H.B.

Stenzel a N.D. Newell (fechada dei 13 de marzo de 1947, y

citada por Newell, 1949) menciona que. de estos f6siles,una « pequena Trigonia ( ... ) parece similar a Trigonia/iICmla Young & Bird var. keidcli, que se describe como

comun en el Malm inferior y Dogger superior de Neuquén»

(Argentina); y que una « pequena 6strea es una Lisoslrcacon rasgos primiti vos. y bien podria ser jurasica. » con la

reserva que la « identificaci6n de ambas formas es dudosa

por su mala preservaci6n y falta de criterios diagn6sticos».

Stenzel conclufa. sin embargo. que « la evidencia existente,

aunque es limitada, indica una posible edad Jurâsico

supelïor».

El espesor de la Formaci6n Muni es generalmente

comprendido entre 50 y 250 m, pero localmente sobrepasa

700 m (Klinck et al, 1986, (991). La formaci6n consiste de

pelitas de color rojo ladrillo que fueron depositadas en

una Ilanura aluvial distal. Capas de areniscas de origenfluvial se intercalan progresivamente en ella, conformando

una sucesi6n estrato- y grano-creciente que pasatransicionalmente a la Formaci6n Huancané s.s. (tal como

fue definida por Newell, 1949; Klinck et al.. 1986, 1991;

Palacios, 1993; Sempere et al., 2000a, 2004 [este volumen]).

que es de origen fluvio-e6Iico.

En este respecto es importante recordar que la

edad tradicionalmente atribuida a la Formaci6n Huancané

descansa sobre el estudio palinol6gico de un nivel de lutitasnegras ubicado en la « base» de la unidad en Huambutfo

(Cusco) (Doubinger y Marocco, 1976). Por una parte, la

revisi6n estratigrMica de esla localidad muestra que este

nivel se ubica en realidad en la parle inferior de la transici6n

entre formaciones Muni (Huambutfo) y Huancané. PorolI'a

parle, la lectura atentiva dei analisis detallado de J.

Doubinger muestra que la asociaci6n palinologica descrita

se puede interpretar cie dos maneras. una interprelaci6n

sienclo la que fue preferida hasta ahora (edad wealdiana),

la otra dejando abierta la posibilidacl de una edacl caloviana,

por correlaci6n con la cuenca cie Neuquén. Por supuesto

el analisis regional presentado aquf favorece ahora una

edad caloviana para estas lutitas negras de la Iransici6n

entre formaciones Muni y Huancané en la localidad de

Huambutio. que en realidad es el unico dato cronol6gico

directo dei cual se dispone.

Progradaciones en la cuenca de Arequipa en elOxfordiano-Kimmeridgiano

La parle superior de la Formaci6n Cachios muestrafacies cie ambientes cacia vez mas someros y pasa a la

Formaci6n Labra, que es espesa de 300-1500 m y dominada

por areniscas (Vicente, 1981). Esta unidad se deposit6

mayormenle en una plataforma silicoclastica inclinada,frente a la Iinea de costa (Vicente et al., 1982). Su evolUl.:i6n

general estrato- y granocreciente sugiere una progradaci6nde tipo delta. Calizas de ambiente somero se intercalan

comunmente entre las areniscas (Vicente, 1981). La edad

de la Formaci6n Labra es definida por ammonites deiCaloviano superior en la subyacente Formaci6n Cachfos,

y dei Titoniano inferior en la sobreyacente Formaci6n

Gramadal (Vicente, 1989); por 10 tanto la Formaciôn Labra

parece corresponder mayormente al Oxfordiano

Kimmeridgiano(-159-151 Ma).En Tacna, una evoluci6n similar, aunque

aparentemente un poco mas tardia, estâ ilustrada par la

sucesi6n continua Ataspaca - Chachacum<Jne, que refleja

una progradaci6n cie tipo deltaico hacia el sur y suroeste.

La zona de transici6n entre las dos formaciones se ubica

aproximadamente alrededor dei limite Oxfordiano

Kimeridgiano. La Formaci6n Chachacumane ha

proporcionado un ammonite de edad valanginiana (Pino

et al.. 2004 leste volumen]).

Se su braya que las formaciones Ataspaca y

Chachacumane (zona muy profunda de la cuenca de

Arequipa; Pino, 2004 leste volumenJ), Cachios y Labra

(zona profunda de la cuenca de Arequipa), y Muni y

Huancané 5.5. (zona somera de la cuenca de Arequipa)

conforman en cada casa una sucesi6n estrato- y grano

crecienre, y por supuesto se tienen que correlacionar en

primera aproximaci6n. Las paleocorrientes fluvialesmedidas en la Formaci6n Huancané 5.5. indican

coherentemente un transporte sedimentario hacia el sur y

suroeste, es decir hacia la cuenca de Arequipa. En la

Formaci6n Huancané se observan comunmente c1aslos

de cuarzo y cuarciras. con un ramano de hasta 3 cm (Newell,

1949; Portugal, 1974; Klinck et al.. 1986, 1991; Palacios,(993), que indican una erosi6n coel<Înea de rocas

paleozoicas 0 mas antiguas al nOl1e y noreste. La Formaci6n

Huancané 5.5. representa por 10 tanto la progadaci6n hacia

el sur cie un amplio sistema flu vio-e6lico alimentado desde

levantamientos ubicados al norre, y alimentando los

sistemas dellaicos representados por las formaciones

Labra y Chachacumane.

La Formaci6n Muni se adelgaza hacia la actual

Corclillera Oriental, y las areniscas de la subyacente

Formaci6n Quilcapunco y cie la sobreyacente Formaci6nHuancané 5.5., pm coalescencia lJegan a conformaI' una

sola unidad esencialmente arenosa de mas 400 m cie

68

espesor. El aspecto de esta unidad arenosa coalescente esidéntico a las formaciones f1uvio-eolicas Beu y Ravelo dela vecina Bolivia, con las cuales secorrelaciona facilmente(Sempere et al., 1998, 1999).

La progradaci6n de las espesas areniscas somerasde la Formaci6n Labra sobre lutitas de ambienterelati va mente profundo impl ica que la cuenca se someriz6nftidamente en el Oxfordiano-Kimmeridgiano, peromanteniéndose muy subsidente. Paleocorrientes yespesores cumulativos de areniscas indican que las arenasproven fan deI norte. Esta invasi6n de la cuenca par arenasquizas disminuyo durante el Titoniano inferior (Farmaci6nGramadal. si es que representa un horizonte sincr6nico),cuando carbonatos de ambiente somero se depositaron alsuroeste de la presente Cordi liera Occidenta 1. La Formaci6nGramadal, cuyo espesor puede alcanzar 300 m, se adelgazarapidamente hacia el norte y pasa a pelitas 1imol fticas rojasque se depositaron en una Ilanura costera, como 10observamos en Chivay; cerca de esta localidad, elequivalente de la Formaci6n Gramadal sobreyaceabruptamente a la Formacion Labra y local mente muestraconglomerados gruesos en su base.

La invasi6n de la cuenca de Arequipa por lasarenas Huancané, Labra y Chachacumane. procedentesdei norte, sugiere que éstas fueron generadas porlevantamientos coetaneos en el norte, posiblemente poruna inversion incipiente dei sistema de rift de la CordilleraOriental (ver mas abajo).

LEVANTAMIENTOS y HUNDIMIENTOS TECTONICOSEN ELJURÂSICOSUPERIOR - CRETAcEO INFERIOR

Adelgazamiento litosférico titoniano en el oeste dei Pen!central

En el oeste dei Peru central (7°S- 12°S; Fig. 3), elGrupo Ch icama registra una profundizacion considerabley abrupta dei piso local de la cuenca durante el Titoniano.El Grupo Chicama sobreyace a la Formaci6n Simbal ycomprende las formaciones Punta Moreno, Sapotal, yTinajones, en orden estratigrâFico (J aillard y Jacay, 1989;Jacay, 1992; Enay et al.. 1996).

La Formaci6n Simbal inferior, no datada yespesade mas de 300 m, presenta facies depositadas en ambientesmarino somero, de albUfera (lagooll) y/a de Ilanura aluvial,mientras la Formaci6n Sim bal superior consiste de lutitasmarinas transgresivas, espesas de -200 m, queproporcionaron un ammonite titoniano (Jaillard y Jacay,1989). En contraste, la sobreyacente Formaci6n PuntaMoreno, espesa de 1750 m, consiste de turbiditas de faciesvariadas (grauvacas, areniscas Ifticas, conglomerados def1ujos de detritos, olistolitos), y por 10 tanto registra uncambio paleoambiental abrupto. La elevada subsidencia.las facies de pendientes, el material volcanico y calc<ireoresedimentado (incluyendo 01 istolitos), y las discordanciasinternas, sugieren que la cuenca era relati vamente profunday controlada por una extensi6n sinsedimentaria (Jaillard yJacay, 1989; Jacay, 1992; Jaillard, 1994). La sobreyacente


Formacion Sapotal, espesa de 300-700 m, se compone delutitas negras profundas y/a de prodelta. Las formacionesPunta Moreno superior y Sapotal estan datadas deiTitoniano superior por numerosos ammonites (Enay et al.,1996).

La Formacion Tinajones, espesa de -600 m,sobreyace abruptamente a la Formaci6n Sapotal y,lateralmente. a unidades mas antiguas (Jacay, 1992).Consiste principalmente de areniscas Ifticasconglomeradicas y de pelitas rojas con fragmentos deplantas, y conforma una sucesi6n en su conjuntoestratodecreciente de origen mari no somero a deltaico yde Ilanura costera. Existen abundantes pruebas deextension sinsedimentaria (Jaillard y Jacay, 1989). LaFormacion Tinajones es tentativamente datada deiBerriasiano sobre la base de escasos restospaleontol6gicos (Jaillard y Jacay, 1989; Jacay, 1992).

El Grupo Goyllarisquizga (Valanginiano-Aptiano)sobreyace al Grupo Chicama al oeste, con unadiscontinuidad, y traslapa discordantemente sobre rocasmas antiguas al este, incluyendo el Precambrico en laCordillera Oriental (Wilson, 1963; Jaillard et al., 1997). Lasuperficie erosiva presente en la base dei GrupoGoyllarisquizga puede seguirse regionalmente (Moulin,1989). Esta unidad presenta acumulaciones espesas, quedemuestran que la subsidencia siguio siendo alta duranteel Cretaceo inferior (Jaillard y Jacay. 1989; Moulin, 1989;Jaillard,1994).

Levantamiento en la Cordillera Oriental de Perû centralen el Jurasico superior - Cretaceo inferior

Tradicionalmente, se considera que la Cordi lieraOriental de Peru central se corn porto como un altoestructural «< geanticlinal dei Marafion» 0« Axial Swel/»)

desde el Triasico superior (Mégard, 1978.1987; Dalmayracet al., 1980; Jaillard, 1994), principalmente porque en estearea estratos dei Cretaceo inferior traslapan rocasprecambricas y paleozoicas y porque las unidadesestratigraficas son mas delgadas que al oeste y este. Lareconstrucci6n de un sistema de rift de edad Pérmicosuperior-Jurasico media a 10 largo de la misma area implicaal contrario que una sedimentaci6n sYII-rift. yprobablemente también post-rift, debi6 ocurrir en eldominio de la CordilJera Oriental durante este intervalo detiempo (ver mas arriba). La ausencia de dep6sitos de edadTriasico superior-Jurasico medio y el traslape ocurrido enel Cretaceo inferior debe por 10 tanto significar que estaarea fue levantada y erosionada antes que finalizase elCretaceo inferior. Semejante levantamiento de un areaanteriormente sometida a riftillg sugiere que algun tipo deinversion leve ocurri6 en el Jurasico superior y/a Cretaceobasal.

Una erosi6n de edad Jurasico terminal y/oCretaceo basal en la Cordillera Oriental de Peru central esdocumentada por los conglomerados Copuma (1. Jacay,inédito) y Sarayaquillo superior. que sobreyace a estratosdei Jurasico inferior a medio respectivamente al oeste y

Estiramiento litosférico, Paleozoico superior aCret<iceo media, Pen! y Bolivia

este dei « geanticlinal dei Maranon » (Sempere et al., 1999).Los conglomerados Copuma subyacen al GrupoGoyllarisquizga con una discordancia angular, y. hacia eloeste, pasan a pelilas y areniscas rajas de origen estuarinoque Moulin (1989) Hamo « Formacion Goyllarisquizgainferior» (aunque este autor concluyo que esta unidad nodeberia incluirse en el Grupo Goyllarisquizga). Mas al oeste,su equivalente lateral es probablemente la FormacionTinajones (Jacay, 1992; Jaillard, 1994). que contieneconglomerados y es posiblemente de edad Berriasiano (vermas arriba).

Evolucion tectonica compleja en el sur deI Peru y Boliviaen el Jurasico superior - Cretaceo inferior

Datos variados sugieren que levantamientos yhundimientos ocurrieron también en el sur dei Pen! y Boliviaen el Jurasico superior-Cretâceo inferior. Por ejemplo, en lacosta dei sur dei Peru. la discardancia post-Dogger y preTitoniano identificada por Rüegg (1961) reflejamovimienlos tectonicos por 10 menos locales. Por ntraparte, el crecimiento considerable de un arco volcanico enel extremo sur dei Peru resulto en el esparcimiento hacia elnorte de sedimentos volcanodetrilicos, localmente conclastos de diametro >50 cm, después dei Valanginiano (Pinoet al.. 2004 [este volumenl).

En la region peruana dei Lago Titicaca, laFarmacion Huancané s.s. subyace a una superficie dediscontinuidad que es cubierta en on{ap por pelitas ylimolitas rojas, y areniscas subordinadas (Sempere et al.,2000a, 2004 leste volumenJ). La parte superior de estaunidad on{ap ante es intercalada con calizas marinasestrato-crecientes que representan la exlensa transgresiondei Cretaceo medio (Fig. 2; Newell, 1949; Vicente, 1981;Jaillard & Santander, 1992; Jaillard, 1994; Sempere, 1994;Jaillard & Soler, 1996). En este area, la superficie de on{ap

dei Cretaceo medio esta establecida sobre rocaspaleozoicas a jurasicas, y sobreyacida por areniscascomunmente conglomeradicas (Formacion Angostura;Klinck el al., 1986, 1991; Palacios, 1993; Sempere et al.,2000a, 2004 [este volumen]) que fueron confundidas conla Formacion Huancané s.s. por muchos autores (porejemplo Newell, 1949; Portugal, 1974; Bany & Jaillard, 1989;Laubacher & Marocco, 1990). En el area de la LagunaSaracocha, cerca de Lagunillas, conglomerados muygruesos, espesos de 150 m, sobreyacen a estratos plegadosdei Sinemuriano-Kimmeridgiano con una discordanciaangular marcada, y son sobreyacidos transicional mentepor una sucesion en conjunto granodecreciente queconsiste de areniscas conglomerâdicas, areniscas y pel itasrojas, sobreyacidas a su vez por la Formacion Ayabacasdei Cretaceo medio superior (como 10 fue correcWmentedescri(O por Newell [1949], quien hasta definio unaFormacion Saracocha, estas observaciones contiaC! icenPortugal [1974] y Jaillard y Santander lI992]). Losconglomerados Saracocha se correlacionan par 10 tantocon las areniscas conglomeradicas de la Formaci6nAngostura, que afloran apenas 20 km al norte. Estas

relaciones demuestran que los estratos marinos jurasicoscerca de Lagu ni lias fueron deformados sustancia1mente(ver Portugal. 1974, para detalles descriptivos) en el Jurâsicoterminal y/a Cretaceo inferior, y que algunos relieves fueroncreados tect6nicamente en esta area en esta época. Cabenotar que porciones de baja temperatura de espectros"Ar'DAr sugieren fuertemente que la regi6n ubicada -35 km alnorte dei area de Lagunillas sufrio una obliteracion a los-130-120 Ma. es decir durante el Cretaceo inferior (Clark etal., 1990b), implicando acontecimientos tect6nicoscoherentes con los descritos en Lagunillas.

La unidad de conglomerados gruesos, con unespesor =50 m y clastos de cuarcita métricos, queaparentemente existe en la base de la Formacion Gramadalunos kil6metros al norte de Chivay, confirma quemovimientos tect6nicos crearan relieves en esta area en elJurasico terminal (0 poco después). Los relieves creadospor esta deformacion de edad Jurasico terminal-Cretaceoinferior se ubicaban probablemente entre Lagunillas yChivay, pero su extensi6n geografica es todaviadesconocida. Aunque no se conocen conglomerados deeste tipo mas el sur, yale subrayar que la discontinuidad,de edad post-valanginiana, que separa las formacionesChachacumane y Chulluncane en el area de Tacnarepresenta el desarrollo de un arco volcanico en la cosladei extremo sur dei Peru (Pino et al., 2004 [este volumenJ).Es clara que el tema necesita mas estudios.

En Bolivia. conglomerados procedentes dei estedominan la unidad terminal dei Grupo Serere -25 km aloeste dei eje principal dei rift junisico, sugiriendo que laerosion afecto una estructura levantada producida por unaleve inversion dei sistema de rift antes dei traslape deiCretaceo inferior a medio. La discordancia angularobservada cerea de Torotoro entre estratos dei Crelaceomedia 0 superior y dep6sitos volcanoclasticos rojosdeformados (que posiblemente son equivalentes deI GrupoMitu; ver mâs arriba) refleja esta deformaci6n.

La acti vidad magmatica, si n embargo, nodesapareci6 completamente de esta heterogeneidadlitosférica, puesto que pequeiios cuerpos igneos seemplazaron después de la cesacion dei rifting (Fig. 4). Elcomplejo alcalino dei Cerro Sapo incluye una sienitanefelinica localmente enriquecida en sodalita, diques ystocks carbonatiticos, y una breccia-pipe (con clastoskimberliticos) datada en 97.7 ± 2.8 Ma (K-Ar; Kennan et al,1995; Tawackoli et al., 1999). La fonolita no datada deCarpacayma esta en contacto con el Grupo Copacabana-25 km al suroeste de Torotoro (Kozlowski. 1934). Mas alsur, la intrusi6n gabroica a sienitica con alto contenido depotasio de Cerro Grande esta datada en 120.0 ± 0.5 Ma (KAr sobre dos fracciones de biotitas; citado por Tawackoliet al., 1999). En la misma regi6n, la edad Ar-Ar de -91 Maobtenida sobre un c1asto "volcanico" (sin mayor precisi6n)muestreado en la Formacion Camargo superiar deI si nclinalde Camargo (en Cerro Tonka; Horton, 1998) indica que unmagmatismo fue activo al oeste de este sinclinal en elCretâceo medio. En la Puna Argentina, sobre el mismolineamiento, existen rocas alcalinas (Rubiolo, 1997) que

70

incluyen granitos alcalinos datados en 146 ± 1.6 y 122 ±

1.5 Ma (Menegalti et al., 1997). El magmatismo alcalino ycarbonatÎtico de la provincia alcalina de Velasco (escudoprecambrico de Bolivia) proporciono similarmente edadesdei Cretaceo basal (143-134 Ma; Darbyshire y Fletl:her,1979; Fletcher y Litherland, 1981; Fletl:her y Beddoe

Stephens, 1987).En el Peru los levantamientos estan sellados pOl'

el traslape hacia el este 0 noreste de estratos de edadCretaceo inferior 0 medio, y una superficie erosiva seencuentra generalmente en su base (Mégard, 1978;Laurent, 1985; Jaillard, 1994). En Bolivia, esta superficie

erosi va es representada por la discordancia que separa elGrupo Serere dei sobreyacente Grupo Puca. La superficiesobre la cual traslapo el Grupo Puca es claramente lacontinuacion hacia el sur de la extensa superficie de traslapeconocida en el Peru. La sedimentacion sobre esta superficiese inicio con la Formacion Tarapaya s.l. (es decir inciuyendolas formaciones Condo y Kosmina) y culmina con latransgresion dei Cenomaniano evidenciada pOl' la calizamarina Miraflores, cuyo espesor es =25 m (Jaillard ySempere, 1991; Sempere, 1994; Graf, et al .. 2002);mani festaciones extensionales y/o transtensionales seobservan en la parte basal, no datada, de la Formacion

Tarapaya s.f. (Sem pere, 1994). La Formacion Miraflores eslimitada hacia el este por el alto paleotectonico levantadoen el Cretaceo inferior (ver mas arriba), sobre el cualno

traslapo. Los primeros estratos uetaceos depositadossobre este alto son de edad maastrichtiana (Sempere et al.,19(7).

Conjuntamente, estos datos muestran que el

adelgazamiento litosférico registrado en el Jurasicosuperior - Cretaceo inferior pOl' profundizaciones abruptasy/a altas tasas de subsidencia, fue coetaneo delevantamientos corticales. Esto sugiere que por 10 menosalgunos de estos levantamientos pudieron producirse porel propio estiramiento Iitosférico.

TERCERA ETAPA DE ADELGAZAMIENTOLITOSFÉRICO: ALBIANO-CENOMANlANO, COSTADELPERUCENTRAL

Un adelgazamiento litosférico considerable estacomprobado en la alargada cuenca de Huarmey, en el Perucentral costero y marÎtimo (Fig. 3), donde -9 km dedepositos volcâ.nicos y sedimentarios se acumularondurante por 10 menos el Albiano inferior y media (Athertony Webb, 1989; Jaillard, 1994; y referencias adentro). Estosdepositos, conocidos bajo el nombre de Grupo Casma(Myers, 1974), incluyen lavas almohadilladas (pilLowlavas), lavas tabulares (sheet !rn'as), hialociastitas, tobasdepositadas en agua, y cherts, calizas, tobas y limolitassubordinadas. Las facies sedimentarias, asÎ como el hechoque no se percibe ningun aporte continental en el registraestratigratïco, indican que la profundidad de la cuencaIlego a ser importante. Turbiditas gruesas y deslizamientosson comunes e indican que la cuenca presentabapendientes topograficas que fueron creadas y mantenidaspOl' una actividad tectonica.


La mayorfa de los autores concluye que la cuenca

de Huarmey se forma por adelgazamiento litosférico a 10largo deI margen activo peruano en el Cretaceo medio (e.g.,AguilTe y Oftler, 1985; Soler, 1991; Jaillard, 1994), y algunossugieren que este proceso lIego a producir una corteza de

tipo ocdnico (Atherton, 1990). Sobre la base de datosgeologicos y gravimétricos, Atherton y Webb (1989)interpretaron la cuenca de Huarmey como una cuencamarginal donde « la corteza se dividio », «su piso siendo

ocupado por material mantélico »; basaltos toleÎticosOCUITen en el centro de la cuenca, mientras rocas acidascon alto contenido de potasio ocurren en su margenoriental, 10 que indica variaciones horizontales en lacomposicion y/o profundidad de la fuente magmâtica, y/odistintos grados de fusion parcial. En el tiempo se observauna evolucion desde una fuente calco-alcal ina hacia « unafuente mas parecida al MORB con un componentecontinental variable» (Atherton y Webb, 1989). Estaevoiul:i6n hacia un magmatismo toleftico fue tambiénobservada por Soler (1991). El estiramiento 1itosférico estaregistrado en la Cordillera Occidental, al este de la cuencade Huarmey, por coladas basalticas alcalinas de edadAlbiano basal, y por sills y diques basalticos alcalinos deedad Albiano medio 0 superior (Soler, 1989).

Los datos cronologicos sugieren que esteepisodio de adelgazamiento litosférico se inici6 en elAlbiano inferior, cuya base es -112 Ma (Hardenbol et al.,1998). En el area de Lima, las vulcanitas de la FormacionChi Ica, espesas de 2500 m, t ienen intercalac ionessedimentarias que proporcionaron un ammonite deIAptiano superior 0 Albiano basal (Rivera et al., 1975;Jaillard, 1994). En el area de Huarmey (-IOOS), lutitastransgresivas estan también datadas dei Albiano basal(Myers, 1974, 1980). Sin embargo. un estudio mas recientede las faunas de ammonites asociadas con esta

transgresion data su inicio dei primer tercio dei Albianoinferior (Robert et al., 2002), es decir de -110 Ma. Eladelgazamiento litosférico registrado por la cuenca deHuarmey resulto en una aguda subsidencia extensionalque controlo muy probablemente la espesa acumulacionde depositos mayormente carbonatados conocidos en eldominio oriental, el cual se volvfa menas profundo haciael este. Senas de extension sinsedimentaria se observanen estos estratos, as! como en los estratos sobreyacentesdei Albiano terminal y Cenomaniano medio temprano(Jaillard, 1987, 1994).

Hacia el sur, entre Lima y Nasca (-13-15°S), 10002000 m de basaltos y andesitas basalticas calco-alcalinas

sobreyacen a las areniscas dei Cretaceo inferior y estaninterl:aladas con estratos marinos local mente bituminososdatados dei Albiano (Ruegg, 1956; Caldas, 1978, Jaillard,1994). Es probable que estas rocas se depositaron en laprolongacion sur de la cuenca de Huarmey, y se piensaque ésta se valvÎa mas estrecha hacia el sureste (Athertony Aguirre, 1992) (Fig 3).

Estratos deformados dei Grupo Casma que hanproporcionado ammonites dei Albiano medio (-106-103Ma) estan local mente intruidos por gabros mas viejos que

Estiramiento litosférico, Paleozoico superior aCretaceo medio, Pen! y Bolivia 71

101 Ma (Mukasa, 1986a). Estos gabros a menudosintect6nicos, y los diques asociados con ellos, intruyerondep6sitos sepultados dei Grupo Casma mientras la lit6sferalocal se estaba adelgazando. Ademas. en el area de Lima.el Grupo Casma esta intruido por plutones monzograniticosde edad Albiano superior (-10 1 Ma) (Mukasa, 1986a),mientras su parte superior incluye estratos con ammonitesdei Cenomaniano inferior (-99·96 Ma) (Guevara, 1980). Ensu conjunto, estos datos muestran que deformacioneslocales dei relleno de la cuenca, intrusiones sintect6nicasde gabros, e intrusiones levemente mas j6venes deplutones menos basicos, ocurrieron dUl"rlille elfuncionamiento de la cuenca de HUaJ"ffiey, es decir duranteel adeJgazamiento litosférico. En particular, la simultaneidad(por 10 menos parcial) de una alta subsidencia,deformaciones locales, vulcanismo, e intrusiones, sugiereque este adelgazamiento 1itosférico fue controlado a granescala en un contèxto transcurrente que eslaba dominandoel margen dei Pen!: la transtensi6n habria creado unestiramiento litosférico con magmatismo y una elevadasubsidencia, mientras transpresiones locales y/oepis6dicas habrian producido las deformacionesobservadas cn eSlratos e intrusiones.

Este modelo esta en acuerdo con conclusionesalcanzadas por otros autores. quienes notaron unaaparente alternancia de perfodos extensionales ycompresionales y propusieron que estructurasaparentemente compresivas fueron producidas en lacuenca por una tect6nica lranscurrente dextral de granescala (Myers, 1974: Bussell y Pitcher, 1985; Jaillard, 1994).Estù también coherente con la idea (Myers, 1974) que laacumulaci6n de 1400 m de carbonatos y margas. que seadelgazan hacia el este, durante el intervalo Albianoinferior-TUlOniano (112-89 Ma) en el dominio ubicado aleste de la cuenca de Huarmey fue una consecuenciagenética dei adelgazamiento litosférico; proponemos queesta plata forma carbonatada albiana-turoniana se comport6"técnicamente" como una especie de margen pasivovinculado al oeste con la cuenca mas profunda deHuarmey. Esto sugiere que la evoluci6n de la cuenca deHuarmey. y posiblemente el propio adelgazamientolitosférico, pudo durar hasta -90 Ma. ESla idea esta enacuerdo con el adelgazamiento litosférico incipienteregistrado en el Oriente ecuatoriano (0° 15'N-l ° 15'S) porun importante magmatismo alL:alino basico con edadesaparentes de 110-82 Ma (Barragan y Baby, 1999).

TERMINACION DEL ADELGAZAMIENTOLITOSFÉRICO E INICIO DEL ENGROSAMIENTOCORTICAL EN EL CRETÂCEO SU PERI ORTEMPRANO

AI iniciarse el Cretaceo superior la lilosfera deimargen andino habia sido adelgazada anteriormente, y aveces durante periodos largos, en ciertas regiones extensas,formando, especialmente en el sur dei Peru, un patr6n algocomplejo en mapa (Figs. 3,4).

En el Peru central, un plutonismo considerable se

desarrol16 dllrante el Cretaceo superior en el area que habiasido ocupada por la cuenca de Huarmey (Myers, 1974;Soler y Bonhomme, 1990; Jaillard, 1994; Jaillard y Soler,1996). Sin embargo, el contexto tect6nico de la deformaci6nde esta cuenca, y la edad de su inicio, no se conocen concerteza. Opi namos que deformaciones internas de estratose i ntrusiones de edad Casma podrfan ser mejorinterpretadas coma evidencias de deformaci6nsinsedimentaria transcurrente durante la evoluci6n de lacuenca, y que no deberfan ser presentadas coma pruebasde que un acortamiento regional habfa comenzado en estaépoca. Dado la relaci6n genética entre la cuenca profundade Huarmey y la extensa plataforma carbonatada al este,es probable que la invasi6n turoniana-coniaciana de éstapor una sedimentaci6n detrftica fina, de ambientecontinental a marino somero, desde el oeste, fue producidapor una emersi6n en esta direcci6n (Jaillard, 1994). Estaemersi6n implica a su vez que un cierto engrosamientocortical ya se habia desarrollado donde poco antes lacuenca de Huarmey habfa alcanzado profundidadesimportantes. Si este analisis es correcto, la edad perceptibledei inicio dei engrosamiento cortical andino en el Perucentral seria turoniana (-93-89 Ma).

En el sur dei Peru, los carbonatos marinossomeros dei Cretaceo medio est<"in abruptamentesobreyacidos por estratos areno-pelfticos rojos deambiente continental distal (Fig. 9; Jaillard, 1994). Loscarbonatos subyacentes contienen f6siles de edadcenomaniana, mientras los estratos rojos sobreyacentesincluyen delgadas intercalaciones marinas, queproporcionaron un ammonite considerado comasantoniano (Vicente, 1981). De esta forma, la edad de ladiscontinuidad sedimentaria que supuestamente marca elinicio deI engrosarniento cortical andino en el sur dei Peruesta comprendida entre -93 y -84 Ma.

Grandes volumenes de rocas plut6nicas,clasificadas como partes dei Batolito Costero, seemplazaron en estratos dei Grupo Casma y rocas masantiguas dei Peru costero. En el Perd central, s610 unaproporciôn menor dei batolito fue emplazada antes de 90Ma; después de un intervalo aparentemente sin intrusionesen la corteza superior (-90-85 Ma), el plutonismo sereanudü en -85 Ma y volumenes considerables seemplazaron hasta 59 Ma (Mukasa, 1986a; Soler yBonhomme, 1990). Cabe notarque estos magmas provenfancasi exclusivamente de la fusi6n mantélica generada en lazona de subducci6n (Soler y Rotach-Toulhoat, 1990).Similarmente, la gran mayorfa de las edades obtenidassobre rocas dei Batolito Costero dei sur dei Peru son masj6venes que 87 Ma (Moore, 1984; M ukasa, 1986a), 10 quesupllestamente refleja el hecho que volumenes plut6nicosmucho mayores se emplazaron en la corteza superiordespués de esta fecha. El aLimento significativo deimagmati~mo a partir de -87-85 Ma podria reflejar unaintensiticaci6n dei engrosamiento cortical y de los procesosde fusi6n mantélica asf coma un cambio en lascaracterfsticas de la subducci6n. La composici6n deI"Grupo Linga", -30 km al SSE de Arequipa, datado en 68 ±

72

3 Ma (is6crona Rb-Sr), indica que cristalizo a partir de unmagma generado en el manIa superior pOl' el proceso desubduccion y muy poco contaminado pOl' la cortezapreexistente (Le Bel et al., 1985).

A pesaI' de la imprecisi6n actual, los datoscronologicos disponibles sobre la regi6n de estudiosugieren que el prominente cambio de un largo periododominado pOl' estiramiento litosférico al presente periododominado pOl' engrosamiento cortical ocurrioaproximadamente durante el Turoniano, es decir el intervalo-93-89 Ma.

CONSECUENCIAS DEL ESTIRAMIENTOLlTOSFÉRICO PRE-OROGÉNICO PARA LAOROGENIA ANDINA

Inversion andina deI sistema de rift de la CordilleraOriental

Como subrayado mas arriba. el eje dei sistema derift que funciono dei Pérmico superior al Junisico coincidecon el eje de la actual Cordillera Oriental de Perl! y Bol ivia.Esta coincidencia sugiere fuertemente que la CordilleraOriental result6 de la inversion tectonica de este sistemade rift· Muchos cabalgamientos de la Cordillera Orientalse originaron probablemente pOl' reactivacion compresionala transpresional de anteriores fallas normales (Sempere,2000; Sempere et al., 2002). Es probable que el buzamientoy la geometrla general de las fallas normales activadas pOl'el riftillg en el Pérmico superior-Jurasico determinaron lavergencia de muchos cabalgamientos andinos, puesto quecabalgamientos de vergencia oeste (respectivamente. este)predominan al oeste (respectivamente, al este) dei eje deipaleo-rift. En el segmento N-S de la Cordillera Oriental, alsur de 19°5, los desplazamientos tectonicos andinosfueron inicialmente mas transpresionales (Hérail et al.,1996; Tawackoli, 1997) debido a la oblicuidad de lasestructuras preexistentes relativamente a la supuestadirecci6n de esfuerzos.

La inversi6n tect6nica y el desgarre fueron masintensos cerca dei eje dei sistema principal de rift. coma 10evidencian los atloramientos de rocas que estuvieroninicialmente ubicadas en regiones estructuralmente masprofundas dei rift. Por ejemplo, en la Cordillera Oriental alnoroeste de 16°30'S, los granitoides que se habianemplazado en las "raices" dei rift estan ahora expuestosen las altitudes mas elevadas. Afloramientos de estas"raices" consisten generalmente de rocas metamorficasdei Precambrico aPaleozoico inferior (Sempere et al .. 1999);granitoides y rocas melam6rficas al noroeste de 16°30'Sestan comunmente intruidas pOl' diques basieos. como 10son los estratos paleozoicos no metam6rficos al surestede 16°30'S.

En el Peru central, cuerpos de peridotitas pocoestudiados ocurren en roeas metamorficas precambricas.dentro de plutones y estratos misisipianos. y en elcontacta entre grupos Mitu y Pucara (AumaÎtre et al., 1977;Grandin y Zegarra-Navarro, 1979; Jacay, 1996; Mégard et

Thien'y Sempere, et. al.,

al., 1996; Quispesivana, 1996; Jacay et al.. 1999). Estasrelaciones geol6gicas sugieren que estas peridotitas fueronemplazadas tectonicamente en el Jurasico debido a unestiram iento y/o desgarre mayor de la corteza, si, pOl' suinicio mas temprano, el riftillg en este segmento alcanz6un estado mucho mas avanzado que en el sur. Es tambiénposible, sin embargo, que estas peridotitas seanfragmentos de lit6sfera mantélica precambrica 0 paleozoicaque fueron emplazados tectonicamente en unidades masj6venes durante la inversi6n dei rift debido a una expulsionvertical particularmente intensa de m<tterial profundo. Detodas formas, la ocurrencia de peridotitas en este contextoindica que en el Peru central la inversi6n deI rift retrabajoparcialmente niveles estructurales tan profundos como lalit6sfera mantélic<t (Sempere et al., 1998; Jacay et al., 1999).Porque las inversiones de rifts pueden afectarprofundidades estructur<tles diferentes. la cantidad deacortamiento y levantamiento producidos pOl' l<t inversi6npuede también percibirse a partir de l<t distribuci6n de losgranitoides dei Paleozoico superior - Jurasico. Aunque elsistema de rift continua en el Ecuador (Rivadeneira y Baby,1999), la abund<tnci<t de los granitoides expuestosdisminuye c<tracteristicamente al norte de 60 S. dondepracticamente desap<trecen. Esto sugiere que en el Peru elacortamiento en la Cordillera Oriental disminuyeconsiderablemente al norte de 60 S.

El acortamiento y/o la profundidad de la inversiondei rift en la Cordillera Oriental aparentemente tambiéndisminuyen al sureste de 17-18°S; los granitoides expuestosdesaparecen <t partir de esta latitud y hacia el sur s610atloran enjambres de diques basicos (Figs. 3.4). Es denotaI' que, desde el punto de visl<t geomorfol6gico. estesegmento de la Cordillera Oriental no es alto y estrechocamo una verdadera cordillera, sino conforma una extensaregion elevada afectada pOl' superficies erosivas de granescala.

Caracteristicas paleotectonicas deI Altiplano

El Altiplano. el segundo mas extenso alto plateauen el mundo (después de Tibet), forma uno de los rasgosmas caracteristicos de' '"0rocli no Boliviano". Bajo un puntode vista geomoIfol6gico, el Altiplano es una extensa cuencaendorreica ampliamente cubierta (y llenada) pOl' dep6sitossedimentarios y volcanicos cenozoicos. Es limitado pOl' laCordillera Occidental, que es una faja elevada conformadapOl' voleanes ne6genos, y pOl' la Cordillera Oriental. Elorigen geologico dei Altiplano no esta claro y esactualmente un tema de intenso debate.

Aunque existen pacos afloramientos de rocas precenozoicas sobre el Altiplano s.s. (excluyendo la parteperu<tna de esta regi6n), este bloque incluye aparentementeroc<ts precambricas, una cobertura paleozoica pococonocida, y, en su parte mas oriental, delgados relictos dela Formaci6n jurasica Ravelo (la cual se vuel ve mas espes<thacia el este, es decir hacia el eje dei rift triasico-jurasico).El bloque dei Altiplano fue el Silio de onlaps sedimentariosrecién a partir dei Cretaceo superior (Sempere, 1994), mas

Estiramiento litosférico, Paleozoico superior aCretaceo media, Pen'i y Bolivia 73

probablemente desde el esle. Dado que no existenevidencias de erosiones anteriores al Cretaceo superiorde supuestas acumulaciones mesozoicas en el Altiplano,estas relaciones indican que el dominio dei Altiplano fuesometido a ninguna (0 poca) subsidencia durante elintervalo Triasico-l urasico.

El Altiplano actual es limitado al este por laCordillera Oriental, que resulta de la inversion dei sistemade rift triasico-jurasico, que a su vez debe haber limitado elbloque dei Altiplano antes de la orogenia andina. AI oeste,el bloque dei Altiplano estaba limitado pOl' la cuenca deArequipa, la cual aparentemente continuaba en el norte deChile (Munoz et al., 1988; Munoz y Charrier, 1993; J.-c.Vicente. corn. pers.). Aunque se necesitan mas estudios.cabe mencionar que un rifting de edad Dogger estareconocido en la Precordillera dei norte de Chile (22°S:Günther et al., 1997), mientras que un rifting triasicojurasico esta documentado en la Cordillera de Domeyko(25°-26°S; Mpodozis y Cornejo. 1997); y que ellevantamiento rapido y la exhumacion dei bloque de LimonVerde en el Triasico inferior a media (-23°S; Franz yLucassen. 1997) refleja probablemente un rifting coetaneoal oeste de esta area. Par 10 tanto proponemos que unestiramiento lilosférico se desarroJl6 al oeste de todo elAltiplano actual durante el Triasico-lurasico (Figs. 3.4).

Una consecuencia importante de este analisis esque, antes de la orogenia andina, el bloque litosférico quehoy dia corresponde al Altiplano era limitado a amboslados (este como oeste) por areas donde la litôsfera habiasido adelgazada. La litosfera bajo el Altiplano debio par 10tanto poseer un cspesor "normal" antes de la orogeniaandina. Encontramos particularmente interesante que,seglin estudios recientes de tomogratla sismica, unalitosfera manlélica espesa de65-80 km existe todavia bajola corteza dei Altiplano (Myers et al., 1998; Schmitz et al.,1999). Sin embargo, el espesor cortical actual bajo elAltiplano varia de -55-60 km en -16°S a 70-74 km en 200 S(Beck et al., 1996) y, dado que estos valores sobrepasanconsiderablemente el espesor cortical "normal", la cortezabajo el Altiplano debe haberse engrosado durante laorogenia andina (por procesos que estün debatidos). Aeste respecta, es particularmente interesante que la cortezasuperior dei Altiplano solo sufrio un débil acortamientoen el Cenozoico(-15 km,esdecir=1O-14 91': Rochat et al.,1999), porque confirma que se ha comportado coma algorigidamente desde al menos el Pérmico.

La propagacion de la orogenia "salto"aparentemente a través dei bloque rigido dei Altiplano enel Oligoceno, de un area al oeste dei Altiplano a un areaque, por 10 menos en parte, coincide con la CordilleraOriental (Sempere et al., 1990). Este hecho corroboraclaramente que la Cordillera Oriental ha resultado de unfallo tectonico dei sistema de rift hom6nimo, querepresentaba una zona de fragilidad, y no de una supuestapropagaci6n progresiva de la deformacion hacia el este(Sempere, 2000; Sempere et al., 2(02).

Dado el débil acortamiento de la corteza superior(fragil) dei Altiplano, el engrosamiento cortical afecto

principal mente la parte inferior (dlicti 1) de su corteza. Estedesacoplamiento (decollpfing; Yuan et al., 2000) entre lasevoluciones de Jas cortezas superior e inferior dei Altiplanopudo ser causado por una transferencia de materia dlictildesde la corteza inferior sobre-engrosada de las cordillerasOccidental y Oriental, que pudo "inflar" la corteza inferiordei Altiplano (Sempere et al., 2000b; Husson y Sempere,2003). Es probable que este tema importante permaneceradebatido por cicrto tiempo.

Inversion de otras cuencas

En el Perli central, los principales cabalgamientosde edad andina coinciden con limites paleogeograficos(J anjou et al., J981: Mourier, 1988), 10 que sugierefuertemente que provienen de la inversi6n de estructurasmesozoicas producidas por adelgazamiento 1itosférico(lai liard, 1990). Este ultimo autor afirmo que « en el nortedei Peru, la inversiôn de las estructuras corticalesextensionales y el ligado acortamiento deI prismasedimentario superimpuesto puede explicar enteramenteel espesor cortical observado, mientras en el sur dei Peru.actuo coma un parametro menor pero no desdenabJc. »

Sin embargo, en el sur dei Peru, estudios mas detalladosparecen necesarios para evaluar la influencia de lasestructuras preexistentes sobre el engrosamiento corticalandino

Mas al este, en el Oriente central y septentrionaldei PerU. las estructuras cenozoicas provienenaparentemente de la reactivaciôn de l'allas preexistentes(Laurent, 1985).

CONCLUSIONES

La identificacion de un adelgazamiento 1itosféricopre-orogénico en los Andes de Peru y Bolivia ayuda aentender mejor la estructura y la historia tectonica de losAndes a estas latitudes. Aunque la informaci6n usadapara reconstruir cuencas subsidentes y regiones conlitosfera adelgazada no proviene necesariamente de lasareas que sufrieron el adelgazamiento litosférico masintenso, subrayamos que contribuye a demostrar que estosprocesos actuaron en los Andes Centrales en varias épocasdei Paleozoico superior - Mesozoico. En particular, lasevidencias disponibles demuestran coherentemente quela actual Cordillera Oriental de Peru y Bolivia sufrio unnotable adelgazamiento litosférico durante el intervaloPérmico superior - Cretaceo medio.

Los episodios de estiramiento litosféricodescritos en el presente trabajo resultaron probablementede la evoluci6n dei patron de circulaci6n astenosféricaprovocado a gran escala por la convecci6n mantélica. Elcambio mayor registrado a -93-89 Ma, de adelgazamientoa engrosamiento de la litosfera andina, podria por 10 tantoreflejar un cambio mayor en el patron regional de circulacionastenosférica aproximadamente en esta época.

En las areas que sufrieron un estiramientoIitosférico, es obvio que la corteza pre-orogénica

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permaneci6 delgada hasta el inicio dei desarrollo de laorogenia andina, la cual produjo su engrosamiento. POl'otra parte, no esta claro si la lit6sfera mantélica sereconstituy6 parcialmente a partir de la asten6sfera cuandobajaron el flujo térmico y las temperaturas. De todas formas,sin embargo, el engrosamiento y/a acortamiento de lalit6sfera mantélica durante la orogenia andina debe habergenerado fen6menos de delaminaci6n cuando su crecienteespesor alcanz6 un umbral de estabilidad (Kay et al., 1994;Carlolto et al., 1999).

Sugerimos que el adelgazamiento progresi vo 0

peri6d ico de la 1it6sfera durante un intervala de -180 Mafue una condici6n necesaria para la posterior orogenia delos Andes Cenlrales y especialmente dei Oroclino, quefue considerable a pesaI' de no sel' col isiona1. Es unprincipio trivial que el acortamiento de un area continentales menos diffcil cuando su corteza ha sido anteriormenteadelgazada, coma 10 ilustran muchos antiguos margenescontinentales pasivos que han sida acortadosconsiderablemente (pOl' ejemplo en los bordes de la Tethys).Es otro principio trivial que el esfuerzo requerido parareactivar una falla preexistente es menos que el esfuerzorequerido para creaI' una nueva falla. Una consecuenciade este principio es que fallas preexistentes y otrasheterogeneidades tect6nicas influencian generalmente, yhasta pueden controlar, la propagaci6n de la deformaci6nen areas sometidas a acortamiento. En particular, elconocimiento de las heterogeneidades litosféricas preandinas es crucial para entender porqué y c6mo se form6el Oroclino. El hechoque la Cordillera Oriental correspondea un sistema de paleo-rift y el Altiplano a un bloque

REFERENOAS


paleotectônico algo rigido sugiere que la estructura preorogénica regional fue un factor clave en la formaci6n deiOroclino.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es una versi6n actual izada, corregiday ampl iamente extendida, de un articulo redactado en 2000y publicado en la revista Tectol/opflysics (Sempere et al.,2002). El estudio fue financiado par el IRD (anteriormenteOrstom) y realizado, en varias etapas, en colaboraci6ncon geôlogos de la Gerencia de Explaraci6n de YacimientosPetrolfferos Fiscales Bolivianos (YPFB, Santa Cruz,Bolivia; 1984-1995), de la Universidad Nacional SanAntonio Abad deI Cusco (UNSAAC, Cusco. Peru; 19972(01), de la Universidad Mayor de San Andrés (UMSA.La Paz, Bolivia; desde 1998), de la Universidad NacionalJorge Basadre Grohmann (UNJBG, Tacna, Peru; desde20(0), y de la Universidad Nacional Mayor de San Marcos(UNMSM, Lima, Peru; desde 2000). Agradecemos amuchos colegas 0 estudiantes de estas instituciones pOl'su participaci6n en operaciones de campo. Agradecemosespecialmente al Doubinger. R. lannuzzi, E. Robert, y le. Vicente pOl' proporcionarnos informaciones importantes,y a José Berrospi, Abdul Castillo, Elsa Choque, MarceloClaure. Félix Garda, y Julio-César Salinas pOl' su invaluableayuda logistica. También agradecemos a G. Cm'Iier y E.Jaillard pOl' intercambios fructfferos, y a G. Hérail pOl'informaciones sobre el norte de Chi le. Las improntastriasicas de Uyuni dei Pilcomayo fueron descubiertasconjuntamente con 1. Sabino.

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