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7/24/2019 formacion cangalli
1/10
,
LA
EDAD
DE LA FORMAC ION CANGALLI:
NUEVOS DATOS GEOCRONOLOGICOS
Y SU SIGNIFICADO GEOLO GICO
GRARD
HERAIL ,
WARREN SHARP , GIOVANNI VISCARRA***
& MICHEL FORNARI****
* ORSTOM . Casilla 53390 - Correo Central - Santiago, Chile.
**Berkeley Geochronology Center, 2453 Ridge Rd. Berkeley,
EE.UU.
**+C alle Inca Sebastian Acosta 1119. La Paz, Bo livia.
***ORSTOM,
CP. 214,
La Paz olivia.
1.-
OS
EDIMENTOS CONSERVADOS EN
LA
CUENCA
DE TIPUANI-MAPIRI.
S610
se consideran las formaciones sedimentarias depositadas con
anterioridad al encajonamiento de la red hidrogrfica cuatemaria.
1.1. a Formaci611 Cangalll.
Est constituda esencialmente por conglomerados depositados en
ambiente fluviati l (Frochot, 1901; Ahlfeld, 1946; Stoll, 1961;
F r e y d a n c k , 1 9 6 5 ) . E s t o s s e d i m e n t o s r e l l e n a n u n a p a l e o r ed
hidrogrfica. lo que controla importantes variaciones de espesores
(de
O
hasta aproximadamente 1.ooO metros) y num erosos cambios de
facies (Hrail et al. 1986; Viscarra, 1986; Hrail
el
al. 1989).
En la par te axia l de
los
paleovalles estn conservadas facies
fluviales. Aguas arriba, a la salida de las gargantas procedentes de la
Cordi l le ra , e l sedimento est conformado por conglomerados
fluviotorrenciales que contienen bloques que pueden alcanzar varios
m3. Hacia aguas abajo, estos materiales pasan a conglomerados
mejor calibrados y paulatinamente aparecen facies distales de llanura
de inundacin.
Sin
embargo, no hay facies lacustres, aguas abajo,
ent rampadas de t rs de
los
relieves que cierran la cuenca: esto
significa que la cuenca de Tipuani-Mapiri nunca fue endoreica.
Hacia los bordes d el paleovaile, aparecen facies especficas.
- Fac i e s co luv i a l e s confo rmadas por b loques y cantos poco
desgastados de pizarras ordovcicas contenidas en una matriz areno-
arcillosa de color rojo.
-
Facies de represamiento conformadas por capas de arena y
arcillas (a veces, con gravas flotantes) de color gris-azulado. que
contienen restos vegetales, a veces, en posicin de vida. Pueden
observarse capitas d e lignito. Hacia el eje del vajle. estos seditnentos
se interestratifican con conglomerados fluviatiles mientras que, del
lado de la orilla, se interestratifican con facies coluviales. En el
val le de l
ro
Tipuani. tales facies, esten particularmen te bien
desarrolladas
en los
alrededores de Carhuarani y aguas abajo del rio
Iscua, frente al pueblo d e Tipuani. En este
lugar
las medidas de las
direcciones de corriente indican claramente que el sedimento, y las
a g u a s q u e lo t r a n s p o r t a h . p r oc e d a n m a y o r it a ri a m en t e d e l
Paleotipuani y
no
de quebradas afluentes ( Hfrail et
al.
1988).
1.2.- La
Formaci6n Chimate.
EI tope de la Formaci6n Cangall actualmente observable esta
cortado por una superficie de erosin cuya altitud oscila entre 1.100
y 1.300 metros. En los alrededores de la cuenca, esta superficie
erosiona e l subst ra t0 pa leozoico
(Fig.- 1).
mientras
que
cuenca
adentro est cubier ta , ya sea por
los
aluviones de las te rrazas
fluviatiles mQs altas d e
los
r'os principales.
o
por depsi tos de
al., 1988).
abanicos aluviales que confa
r L
n la Formacin Chiinate (Hrail et
Esta formacin aflora sobre un rea de unos 180 kin* entre
los
valles del Merke, Mapiri y Chimate (Fig. 2). Su potencia es de unos
70 a 80 met ros . Es t cons t i t u ida por un cong lomerado muy
heteromtrico, con bloques de cerca d e 1 in3. Todos los clastos
con ten idos en e s t e sed im en to p roceden de l a eros i611 de
los
afloramientos del Ordovcico, que colindan la zona sin que haya
aportes ms lejanos. A diferencia de la Formacin Cangall . los
sedimentos que const i tuyen la Formaci611 Chimate estn mal
clasificados y distribudos en canales ancho s y poco profundos.
Tanto la estructura sedimentaria conio la morfologa de la zona y
l n
distribucin radial de la red de drenaje. hacen que se interprete In
Formacin Chimate como undepsito de abanico aluvial;
el
Ppice de
este abanico estaba ubicado en los alrededores de la salida de los
actuales valles dcl Korijahuira o del Chiiijo.
AI norte del valle del
Mapiri,
en la niisiiia posici6n estratigrfica y
geomorfol6gica que la Forinacin Chimate, estirn conservados los
sedimentos de la Altiplanicie de los Guwayos (Freydanck. 1965;
Miranda. 1988).
Son
conglomerados gruesos potentes dc 15 a
30
metros. depositados en ambiente
fluvi;itil
o en ambiente de abanico
aluvial.
A pnrtir del tope de la Forinacin Chiinate y de la Altiplanice de
los
Guarayos se discctaron los valles cuatermrio s de los ros,
a
lo
largo de
los
cuales se form aron varios niveles de terrazas aluviales.
361
-
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GBRARD
BfiRAIL,
WARREN SHARP, GIOVANNI VIsCAkRA & MICHEL FORNARI
/ '
- La deformaci611 de los sed imentos con tenidos en la
a CangalU.
deformaci6n se puede apreciar a escala del conjunto de Ia
Ia
geometria actual de
los
paleocauces que
Ia
Formaci6n Cangall con
Ia geometrfa
d e
los
cauces
En el caso del Tipuani, el lecho actual es t4 aguas arriba de
unos
300 metros
m&
bajo
que
el
fondo del paleocauce en
se deposit6
la
Formaci6n Cangall.
MAS
aguas
abajo, en
la
Tipuani,
el
fondo del paleocauce
se
sita
en los
alrededores
os d e profundidad y a 225 metros d e profundidad en
(VisCarra,
1990).
Para
este
tramo del valle la pendiente de l
es de1 orden de
0 3
%, mientras que la pendiente del
4,5 %, lo
que
no
corresponde a una
La
diferencia en tre
la
pendiente del
y
la
d e l c a u c e a c t u a l a t e s t i g u a
la
e x i s te n c i a d e
y un fuerte solevantamiento de la Cordillera
eformaci6n
se
marca tambin
a
escala del aflbramiento
por
Consideraciones geol6gicas region
estudio de
la
estructura
tectijnica d e la Formaci611 Cang all
n
que
es
de edad Mioceno
(Viscarra. 1986; Fornari
et
al. El descubrimiento de un
n iv e l d e to b a . ( to b a Ch o n ta l
SU
dataci611 nos permite
solucionar el problema.
2.2. La
toba
Chon
tificada en la Formaci6n Cangall. Aflora
potencia que presenta vitrificnciones
en
subnse
de espesor), mientras que en el tope afloran
,
urante levantamientos d e terreno hechos en
el
marco
o ORSTOM-UMSA. Dataciones
WAr
sobre biotitas
y
Idespatos, dieron edades incompatibles
(8,3 0,5 Ma
sobre
tas y 17,7f0,9 Ma sobre plagioclasa). lo que nos llev6 a
prender
el
estudio.
Uno
d e
los
trabajos que
se
hicieron fue
ealizar dataci6nes 40
Ar/
39
Ar
por
el
mCtodo de fusion
al
laser
obre
u n s6Io
cr is tal ; se h icieron m edidas sucesivainente sobre
y fallas inversas orientados N120-Nl30E (Viscaria 1986)
en los
alrededores
A EDAD D E LA FORMACION CAN
Antecedentes.
Formaci6n Cangall se
le
muestras de maderas
ontenidas en
los
aluviones del
es
C I 4
de 9 .810k190 BP y
ail el al.
1991).
En la
base de
aiios
BP en
el cuadro Saiyuani y d e
600
aos B
adro ubicado
a
l a altura
de Unutuluni.
m b antigua. Sobre todo, esta forinaci61i es
ella
sobreyacen
la
Formaci6n Chimate y todos
aternarios de
las terrazas
fluviales,
lo que
indica que
es
diferentes cristales de biotitas y diferentes criktalcs de feldespatos.
Las
medidas sobre
los
feldespatos dieron
una
edad-plateau de
7.79ffl.03
Ma
y las medidas sobre biotitas dieron
una
edad-plateau
de
7 96f0 058
Ma, ambas
son
coherentes.
3.
Conclusin
y
discusibn.
La toba Chontaloruni tiene una edad coinpreiidida entre 7,79f0.03
Ma
y 7,96
f 0 58 Ma;
esta edad
es la
de. aproxirnadaineiik,
In
base
del tercio superior de
la
Formacin Cangall.
Se
puede considerar,
en el estado actual de
los
datos. que esta fomiaci6n tiene
una
edad
manifero Huayqucriense.
Es
correlacionable con las Formaciones
Quehua, Mauri
6, Rosa
Pata, Pomota. conservadas
en
el Altiplano,
en
las
que se fecharon tobas de edad parecida y que contienen
faunas
Huayquerienses (Marshall
ef al.
1991; Sain t Andr, 1994).Se puede
.
correlacionar con
la
Fo r inac id n Ch arq u i q u e
aflora
en
la zona
Subandina Norte (Fig.1). Podra representar
las
facies proximales de
la
Formaci611 Charqui.
En
este
caso la
Formaci6n Tutunio
sera
p r o b l a b l e m e n t e m l s r e c i e n t e q u e l a F o r m a c i o n C a n g a l l f
y
atestiguara de una progradaci6n de facies sintect6nicas groseras
durante la deformaci6n de
la
cuenca de antepns.
La Formacin Cangall se deposit despues de
que
empez
una
importante
fase
de levantamiento de
la
Cordillera Oriental que
p r o v o c e l p ro f u n d o e n c a j o n a m i e n t o d e
los
p a leo v a l les q u c
contienen
los
sedimentos.
La
cronologa
de este
lcvantainicnto est6
documentada sobre
la
vertiente altipljnica de la Cordillera
Real
d o n d e e m p i e z a d e s p u e s d e
-11
M a ( H r a i l
ef
a l . 1 9 9 3 ) . EI
r e p r e s a m i e n t o d e
l a
c u e n c a q u e p r o v o c a el c o l a p s o d e los
paleovalles se debe a la activaci6n del CFP
y
de
los
cabalgamicn~os
del Subandino. Esta activaci6n
se
produce
en los alrededores
dc
10
Ma (
Marshall
et
al.
1992) y
los
cabalgamientos siguen activos
despus de los 7 Ma.
.
,
362
. .-. . _
-
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L
GBR ARD HERAIL, WAR REN SHARP, GIOVANNI
VISCARRA r
MICHEL
FQRNARI
1.3. La deformaci611 de los sedimen tos contenidos en la
cuenca Canga llf.
La deformacin se puede apreciar a escala del conjunto de la
cuenca, comparando la geometria actual de los paleocauces que
contienen la Formacin Cangall con la geometria de los cauces
actuales, En el caso del Tipuani, el lecho actual est& aguas arriba de
Unutuluni, unos 300 metros ms bajo que e l fondo de l paleocauce en
el cual se deposit la Formacin Cangall. Ms aguas abajo, en
la
zona de Tipuani, el fondo del paleocauce se sita en
los
alrededores
de 190 metros d e profundidad y a 225 metros de profundidad en
Cangall (Viscma, 1990). Para este tramo del valle la pendiente del
cauce actual es del orden de 0,3 %, mientras que la pendiente del
paleocauce es del orden d e 4,5 %. lo que no corresponde
a
una
pendiente de deposicin. La diferencia entre la pendiente del
pa l eocauce y l a d e l c auce ac tua l a t e s t i gua la ex i s t enc i a de
movimientos orognicos y
un
fuerte solevantamiento de la C ordillera
Real.
La
deformacin se marca tambin
a
escala del afloramiento por
pliegues y fallas inversas orientados N120-Nl30E (Viscaria 1986).
La
computacin de datos obtenidos sobre planos de falla estriados y
de d atos de microtectnica (clastos fracturadoso punzonados) indica
que e s tos cong lomerados fue ron some t idos a
un
esfue rzo
compresional subho rizontal orientado en los alrededores de N050E
(Hrail t al., 1986, 1988 a; Fornari
et
al. 1987).
Las
formaciones
aluviales posteriores a
la
Formacin Cangall (terrazas altas,
Formacin Chimate, Altiplanicie de los Guarayos), no han sufrido
esta compresin; en muy pocos casos se han observado fallas
normales (Fornari
et
al 1987).
2. LA EDAD DE LA FORMACION CAN CALLI.
2.1. Antecedentes.
A la Formacin Cangall se le atribuyeron diferentes edades pero,
generalmente, se asuma que era cuatemaria (Ruiz, 1972),
a la
luz
de edades CI4 obtenidas sobre troncos fsiles que dieron 25.000
aos
BP (Freydanck, 1965 ), sin que se tengan datos del lugar donde
se m uestre6 el material fechado.
Varias muestras de m aderas fsiles contenidas en los aluviones del
lecho del Tipuani nos proporcionaron edades del mism o rango o ms
antiguas. En Cangall y M erma (Gu anay) el material muestreado en
las te rrazas ms ba jas dieron edades C 14 de 9 .810+190 BP y
10.5oM150 BP, respectivamente (Hrail et al., 1991). En la base de
la secuencia fluvial contenida en el lecho de Tipuani. hemos
obtenido edades C14 superiores a 33.800
aos
BP en el cuadro
Llippi, de 31.99Ok2250/1760
aos BP
en el cuadro Saiyuani y de
28.000
f 00 aos BP en un cuadro ubicado a la altura de Unutuluni.
As es que
la
Formacin Cangalli, sobre la que descansan estos
sedimentos, tiene que ser m8s antigua. Sobre todo, esta forinacin es
muy potente y sobre ella sobreyacen la Formaci6n Chimate y todos
los niveles cuaternarios de las
terrazas
fluviales, lo q ue indica que es
precuaternaria.
362
Consideraciones geolgicas regionales y el estudio de la estructura
tect6nica de la Formacin Cangall sugieren que
es
de edad
Miocena
(Viscarm. 1986; Fornari et al. 1987). El descubrimiento de un
nivel de toba .( toba Chon ta loruni) y su datac in nos permite
solucionar el problema.
2.2. La toba Chontaloruni
Esta toba est& nterestratificada en la Formacin Cangalli. Aflora
en una pequea quebrada afluente de la oril la izquierda de la
quebrada Chontaloruni y tambin en el ro Vilaque (Fig.2). Es un
nivel de 4 metros de potencia que presenta vitrificaciones en subase
(sobre unos 20 cm de espesor), mientras que en el tope afloran
niveles de toba retrabajados. Este nivel de toba fue descubierto en
julio de 1985. durante levantamientos de terreno hechos en el marco
del Convenio ORSTOM-UMSA. Dataciones
W r
sobre biotitas y
sobre feldespatos, dieron edades incompatibles (8.3k0.5 Ma sobre
las biotitas y 17.7M.9 Ma sobre plagioclasa), lo que nos llev a
reemprender el estudio. Uno de
los
trabajos que se hicieron fue
realizar datacines 40
Ar/
9 Ar por el mtodo de fusion al laser
sobre
un
slo cristal; se hicieron medidas sucesivamente sobre
diferentes cristales de biotitas y diferentes cristales d e feldespatos.
L a s medidas sobre los feldespatos dieron
una
edad-plateau de
7.79M,03 Ma y las medidas sobre biotitas dieron una edad-plateau
de 7.96M.058
Ma.
ambas son coherentes.
3. Conclusidn
y
discusidn.
La toba Ch ontaloruni tiene
una
edad com prendida entre 7.79f0.03
Ma y 7,96 f .58 Ma; esta edad es la de, aproximadamente, la base
del tercio superior de la Formacin Cangall. Se puede considerar,
en el estado actual de los datos, que esta formacin tiene
una
edad
mamfero Huayqueriense. Es correlacionable con las Formaciones
Quehua, Mauri 6, Rosa Pata Pomota. conservadas en el Altiplano,
en las que se fecharon tobas de edad parecida y que contienen faunas
Huayquerienses (Marshall et al. 1991; Saint Andr, 1994). Se puede
correlacionar con la Formacin Charqui que aflora en la zona
Subandina Norte
(Fig.1).
Podra representar las facies proximales de
la Formacin Charqui. En este
caso
la Formacin Tutumo sera
p rob l ab l emente ms r ec i en t e que
la
Formac ion Canga l l y
atestiguara de una progradacin de facies sintectnicas groseras
durante la deformacin de
la
cuenca de antepas.
La Formacin Cangall se deposit despues de que empez una
importante fase de levantamiento de la Cordillera Oriental que
provoc e l profundo encajonamiento de los paleoval les que
contienen
los
sedimentos.
La
cronologa de este levantamiento est
documentada sobre la vertiente altiplnica de la Cordillera Real
donde empieza de spus de =11 Ma (Hra i l ef ~ 1 . 1 9 9 3 ) . l
r ep re samien to de la cuenca que p rovoca e l co l apso de l os
paleovalles se debe a la activacin del CF P y
de
los cabalgamientos
del Suband ino. Esta activacin se prod uce en los alrededores de 10
Ma
(
Marshall et of. 1992) y los cabalgamientos siguen activos
despu s de los 7 Ma.
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l
w
-
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. I
MEMORIAS DEL XI CONGRESO GEOLOGICO
DE DOLIVIA
~
., .:,.....:..
. .:.
Llanura del Beni
I
.' I
Formacibn Tutumu
(principales afloramientos)
Formacidn Charqui
Formaclones Pre-Charqui
del Subandino
,& &s
-
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6/10
. .
GkR ARD IIERAIL, WARREN SHARP, GIOVANNI VISCARRA MICllEL FORNARI
Fig.
2. Mapa
geolgico de la regidn de
Mapiri.
364
...
-
-
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7/10
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8/10
-
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9/10
.-
SANTA CRUZ, 6 Y
DE OCTULIRE D E
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7/24/2019 formacion cangalli
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