ARTÍCULOS

Sedimentación lacustre glaci-dominada en la Formación Tarija (Carbonífero), Sierra de Aguaragüe, Noroeste Argentino

Cecilia Del Papa¹ y Lisandro Martínez²

¹ CONICET - Universidad Nacional de Salta. Buenos Aires 177, 4400 Salta. E-mail: delpapac@unsa.edu.ar
² Universidad Nacional de Salta, Buenos Aires 177, 4400 Salta.

Recibido: 8 de septiembre de 2000.
Aceptado: 18 de abril de 2001.

Resumen. La Formación Tarija (Grupo Macharetí) en la sierra de Aguaragüe (Sierras Subandinas orientales) es producto de la sedimentación glacial ocurrida durante el Carbonífero Superior en el paleocontinente de Gondwana y está formada principalmente por diamictitas grises. Se la ha dividido en tres secciones en función de las características y ocurrencia de las asociaciones de facies identificadas. La sección basal está caracterizada por pelitas laminadas y areniscas blancas, en arreglo grano y estratocrecientes. En la sección media predominan los niveles de diamictitas areno-limosas estratificadas y macizas con clastos líticos dispersos facetados y estriados. Intercalan en las diamictitas areniscas canalizadas, granodecrecientes, con estructuras de deformación, escapes de agua y deslizamientos y niveles limo-arcilíticos que presentan clastos fuera de tamaño interpretados como dropstones a partir de balsaje. El tramo cuspidal está formado por diamictitas macizas y estratificadas con frecuentes estructuras de retrabajo por corrientes, interestratificadas con lentes discontinuos de areniscas con estructuras de deslizamientos. En esta sección se ha observado pavimentos de bloques estriados residuales que cubren paleosurcos labrados en diamictitas.
Se interpreta que la Formación Tarija expuesta en la sierra de Aguaragüe representa depósitos lacustres con influencia glacial indirecta a lacustre en contacto con el hielo. La base de esta unidad constituye un sistema lacustre asociado con deltas, con influencia glacial esporádica e indirecta; mientras que a partir de la sección media las facies sedimentarias indican paulatino incremento del régimen glacial en la dinámica sedimentaria. La permanente evidencia de procesos de balsaje y la asociación de diamictitas macizas y resedimentadas indican condiciones subácueas. La presencia de pavimentos de bloques residuales sugeriría erosión por encallamiento del glaciar, que se transformó en forma temporaria en un lago en contacto con el hielo.

Palabras clave: Carbonífero Superior; Formación Tarija; Noroeste Argentino; Sedimentación glacial.

EXTENDED ABSTRACT

Glacio-dominated lacustrine sedimentation in the Tarija Formation (Carboniferous), Sierra de Aguaragüe, Nortwestern Argentina.

The Tarija Formation (Macharetí Group) is mainly composed by gray diamictites which have been deposited under the glacial sedimentation that took place during the Upper Carboniferous Period in Gondwanaland.
This paper describes the facies and facies associations of Itacuamí and Tarija Formations of five section located in the Aguaragüe Range, Sub-Andean Belt of Salta province, Argentina (Fig. 1). The Tarija Formation outcrops almost completely (620m thick) and consist of gray diamictites, interbedded with fine sandstone levels and laminated mudstones. The basal contact is transitional with the Itacuamí Formation and the upper contact is an erosive unconformity with Las Peñas Formation (Mandiyutí Group).
The Itacuamí-Tarija cycle can be divided into three sections, according to the facies associations considered.
The lowermost section is formed by the Facies Association I (FAI of Fig. 2), composed by laminated mudstones (Fl and Fm) and thin bedded sandstones (St and Sm). Towards the top of the basal section, 34 m of white coarse and thickening upward sandstones (St, Sh, Sr and Fl) intercalate. These also show a gentle downstream accretion structure (Figs. 2 and 3-A).
The middle section is formed by the facies association II (Fig. 2), which is composed by different levels of stratified and massive sandy muddy diamictites (Dms and Dmm) and mudstones (Fld). In these diamictite, it is quite common to find scattered faceted and striated clasts (Fig. 3-F and 4-C). There are two kinds of interbedded sandstones, coarsening - upward succesions and fining upward ones, both showing deformed, folded and dewatering structures (Figs. 3-D and 3-E). The Fl facies, composed by shale and siltstones have plenty of outsized clasts, which have been interpreted as dropstones (facies Fld).
The upper section (FA III, Fig. 2) is made up of massive diamictites (Dmm, Figs. 4-C and D) and stratified ones with frequent traction current structures (Sr). In this section, levels of lenticular sandstones with slumps structured interbedded. Two striated boulder pavements have also been found in Zanja Honda section. They cover paleosurfaces carved in diamictites and are overlain by fluvial sandstones (Fig.2). The clasts are in a single layer with flattened and striated surfaces (Fig. 4-E).
In order of occurrence, the clast composition is as follows: granites, sandstones, quartz, schists and vulcanites. The local paleoflows directions measurements in tabular cross-stratification and ripples structures indicates west, south, and southeast source area.
The permanent ice-rafting and slumping processes and the association of massive and resedimented diamictites indicate subaqueous sedimentation. The basal section (FAI) represents the progradation of constructive Gilbert type delta over mudstones of inner basin, from distal prodelta towards a delta front and upper delta. The glacial influence in this section was indirect and sporadic (Fig. 5). From the middle section upwards (FAII), the sedimentary facies and facies association shows a gradual increase of glacial influence in the sedimentary processes (Fig. 5). The abundance of Dms and Dmm facies indicate the constant supply of detritus of glacial origin, owed both to downslope resedimentation by debris flow and rain-out from ice masses. The sandstone levels represent subaqueous delta progradation and distributary channels fill.
Towards the upper section (FA III), the presence of boulder pavements suggest a grounding process by ice mass. The Dms and Dmm are the dominant facies and indicates the large volume of glacial sediment input due to ice retreat (Fig. 5).
As far as the facies and facies associations are concerned, the Tarija Formation in Aguaragüe Range was formed in a confine environment. The lacustrine system was a distal glacial fed lake type but it was at times an ice contact lake.

Key words: Upper Carboniferous; Tarija Formation; Northwestern Argentina; Glacial sedimentation.

INTRODUCCIÓN

El Carbonífero Tardío-Pérmico en el noroeste argentino (provincias geológicas de Cordillera Oriental y Sierras Subandinas) está representado por los depósitos más australes de la cuenca de Tarija y corresponden a la sedimentación marina y continental vinculada con las extensas glaciaciones ocurridas en el paleocontinente Gondwana (Crowell, 1978; Veveers y Powell, 1987; Gohrbandt, 1992; González Bonorino y Eyles, 1995).
Los depósitos de la cuenca de Tarija están formados por los Grupos Macharetí y Mandiyutí (Harrington, 1924), separados entre sí, por una discontinuidad de carácter erosivo (Ayaviri, 1972). El Grupo Macharetí en territorio argentino se compone de las Formaciones Tupambi, Itacuamí y Tarija (White, 1923).
En estas unidades se realizaron numerosos trabajos referidos a interpretaciones ambientales y estudios paleontológicos entre los que se citan Ayaviri (1972), Reyes, (1972), Helwig, (1972), Rocha Campos et al. (1977), Castaños y Rodrigo (1980), Azcuy y Laffitte (1981), Salfity et al. (1987), Starck et al. (1993), Isaacson y Díaz Martínez (1994).
López Gamundí (1982, 1986) describió las litofacies de la Formación Tarija en los perfiles de Zanja Honda, Iquira, Tuyunti y Capiazuti (Fig. 1) y explica el origen de las diamictitas a partir de flujos de detritos originados en sistemas deltaicos relacionados con ambiente marino.

Figura 1. Mapa de ubicación.
Figure 1. Location map.

En el presente trabajo se propone una nueva interpretación paleoambiental para la Formación Tarija en la sierra de Aguaragüe, mediante estudios sedimentológicos de detalle. De este modo se analiza la génesis glacial de los sedimentos vinculados a cuerpos de agua restringidos y se diferencian los mecanismos depositacionales que originaron las espesas acumulaciones de diamictitas. Asimismo se establecen las relaciones estratigráficas con la Formación Itacuamí y se delimitan ciclos estratigráficos menores en ambas unidades a fin de interpretar el esquema evolutivo de la cuenca.

ÁREA DE ESTUDIO

La sierra de Aguaragüe está ubicada en el extremo norte y oriental de las Sierras Subandinas Orientales y corresponde a una estructura anticlinal con el flanco oriental fallado (Fig. 1). La unidad más antigua corresponde a la Formación Itacuamí, la que pasa en concordancia a la Formación Tarija. El techo de la Formación Tarija está marcado por una discontinuidad (Salfity et al., 1987) que se evidencia por una superficie de meteorización con oxidación y brechamiento de los sedimentos. Este nivel ha sido observado en distintas localidades de la cuenca de Tarija tanto en territorio argentino (Tuyunti, Zanja Honda, Aguas Blancas, Fig. 1) como boliviano. Di Pasquo (1999) menciona palinomorfos carbonizados relacionados con este nivel en los perfiles de Balapuca y Tuyunti (Fig. 1).
La sucesión estratigráfica estudiada en este trabajo incluye a las Formaciones Itacuamí y Tarija, con un espesor promedio de 620 metros.
El estudio está basado en cinco perfiles estratigráficos de detalle realizados sobre la ladera oriental de la sierra de Aguaragüe: Aguas Blancas (1), Capiazuti (2), Iquira (3), Tuyunti (4) y Zanja Honda (5, Fig. 1). Se consideraron las características de los contactos estratigráficos entre las unidades afloradas y se identificaron las litologías y estructuras sedimentarias a fin de definir las facies y asociaciones de facies presentes.
Se midieron paleocorrientes en estratificaciones cruzadas tabulares y laminaciones ondulíticas. La alta deformación de muchos niveles de areniscas y la mala calidad de afloramientos no permitió efectuar un estudio estadístico de paleocorrientes en los perfiles. En la figura 2 se indican las paleocorrientes obtenidas para cada punto.

Figura 2. Secciones estratigráficas, asociaciones de facies y facies sedimentarias del ciclo Itacuamí-Tarija (véase ubicación en Fig. 1).
Figure 2. Stratigraphic sections, facies associations and sedimentary facies of Itacuamí-Tarija cycle (see Fig. 1 for location).

La denominación de las facies de diamictitas corresponde al código de facies propuesto por Eyles et al. (1983) y Miall (1978) para los niveles de areniscas. La petrografía se basó en la clasificación de Dott (1964) modificada por Pettijohn et al. (1972).

ASOCIACIONES DE FACIES

La tabla 1 resume cada una de las litofacies identificadas y procesos sedimentarios interpretados para su origen. Las litofacies reconocidas fueron agrupadas a su vez, en tres asociaciones de facies principales, cada una de las cuales caracteriza a determinados tramos de la columna sedimentaria. Así la Asociación de Facies I se reconoce en la base, la Asociación de Facies II en la parte media y la Asociación de Facies III en la parte superior.

Tabla 1. Facies sedimentarias de la Formación Tarija en la sierra de Aguaragüe.
Table 1. Sedimentary facies of Tarija Formation in the Aguaragüe range.

Asociación de Facies I

Se reconoce en la base de los perfiles en las quebradas Tuyunti e Iquira (Fig. 2). Está formada por arcilitas finamente estratificadas (Fl y Fm) y areniscas en bancos entre 5 y 10 cm de espesor (Sm). La facies Fl es de arcilita gris a gris oscura, con laminación paralela muy marcada, se intercalan niveles de arcilitas y limolitas macizas (Fm). En estas facies no se observaron trazas ni restos orgánicos.
Se interestratifican en forma esporádica niveles de arenisca fina a media (Sm), en estratos tanto tabulares como lenticulares.
En el perfil de Iquira aflora una sucesión de areniscas, estratigráficamente ubicada hacia el tope de la Formación Itacuamí, de 34 metros de espesor de areniscas finas a gruesas con arreglo granocreciente. La estratificación varía entre 20 y 40 cm de espesor y los estratos pueden tener forma tabular y suavemente lenticular. Los estratos tabulares se apilan cambiando débilmente de dirección y buzamiento, los que forman un complejo de acreción (Fig. 3-A ) y los bancos canalizados cortan y erosionan las sucesiones tabulares. Las areniscas están compuestas por las facies Sm, St, Sp, Sr, Fl, con bases desde muy canalizadas a suavemente erosivas. La facies Sp y St con laminación cruzada tabular y tangencial pasa gradualmente a facies Sr caracterizada por la agradación de microóndulas de tipo A y B (Jopling y Walker, 1968). Las facies Fl son lenticulares y se disponen sobre las óndulas descriptas. La dirección de paleocorrientes medida sobre microóndulas es este-nordeste (x = 94°- n=5 en Iquira y x= 58° - n=6, Tuyunti, Fig. 2), mientras que la dirección de acreción aparente observada varía entre 310° y 340°.

Figura 3. Facies sedimentarias. A) Areniscas granocrecientes con geometrías de clinoformas - AF I, estratificación desde la parte inferior derecha hacia superior izquierda de la fotografía, Iquira. B) Arenita feldespática, nótese el grano cuarzo con láminas de Boehm (fecha negra). C) Facies Fl y facies de arenisca con laminación hummocky (HCS) - AF II. D) Canales lenticulares (espesor 3metros), Aguas Blancas. E) Facies Dms con slumps, Aguas Blancas. F) Caída masiva de clastos en facies Dms, estratificación: parte inferior hacia la superior de la fotografía.
Figure 3. Sedimentary facies. A) Coarsening -upward sandy bedforms with accretion morphology - FA I, stratification from base right to top left of the photo, Iquira. B) Feldspathic arenite, arrow show a quartz grain with Boehm lamellae. C) Fl facies and sandstones with hummocky cross stratification (HCS) - FA II. D) Lenticular channel (thickness is 3 meters), Aguas Blancas. E) Dms with slumps, Aguas Blancas. F) Rain-out clasts in Dms facies, stratigraphic top to the top of the photo.

Las areniscas son subarcosas y arenitas arcósicas, con moderada selección y clastos subangulosos a subredondeados. Los cristales de cuarzo monocristalino presentan extinción normal y en menor porcentaje ondulosa con frecuentes láminas de Boehm (Fig. 3-B). Los feldespatos son tanto calcosódicos como potásicos, mientras que los fragmentos líticos en orden de abundancia son: metamórficos (esquistos), sedimentarios (areniscas) y plutónicos (granitos).
Los niveles pelíticos (Fl y Fm) representan procesos de decantación en un medio tranquilo por debajo del nivel de base de olas, sobre los que paulatinamente migra un sistema arenoso.
La secuencia estrato-granocreciente, en bancos tabulares con estructuras de acreción y el dominio procesos tractivos-suspensivos (microóndulas y recubrimientos pelíticos) marcan agradación y migración de cuerpos arenosos relacionados a lóbulos deltaicos.
Las intercalaciones de areniscas tabulares y arcilitas representan posiciones desde el prodelta distal a proximal. Mientras que la sucesión netamente arenosa corresponde al complejo frente deltaico-barra de desembocadura. Los cuerpos de arenas canalizadas con buen desarrollo de laminaciones cruzadas, asociadas con areniscas limosas y limo, representan el relleno de canales distributarios (Kanes, 1970). De este modo se observa un continuo pasaje desde facies de prodeltadistal - proximal -frente deltaico y canales distributarios. La asociación de facies y el diseño de la sucesión son característicos de deltas constructivos.

Asociación de Facies II

Esta asociación está caracterizada por la interrelación entre diamictitas macizas y estratificadas, paquetes de areniscas de 10 y 15 metros de espesor y pelitas laminadas. La asociación de facies II se desarrolla principalmente en la sección media de la columna sedimentaria (Fig. 2).
Pelitas laminadas. En la base de la sección predominan los niveles de pelitas laminadas (Fl) y en menor porcentaje macizas (Fm) con intercalaciones de areniscas finas y diamictitas (Fig. 3-C ).
Los niveles pelíticos corresponden a arcilitas laminadas las que presentan frecuentes clastos fuera de tamaño (desde arena muy gruesa a guijarros), los que provocan la flexión de las láminas (Fld). Se encuentra clastos aislados o concentrados en un mismo nivel estratigráfico. Se reconocieron trazas fósiles en las facies Fl, las que se encuentran en estudio.
En las facies Fl intercalan estratos aislados, de 8 a 15 cm de espesor, compuestos por areniscas finas. Se ha observado un nivel con laminaciones tipo hummocky (HCS, Fig. 3-C), mientras que con mayor frecuencia intercalan areniscas con laminación paralela de alto régimen (Sh) que hacia el techo presentan ondulitas débilmente asimétricas con retrabajo por oleaje (Sr).
En el perfil de Aguas Blancas (Fig. 2) intercala un nivel de 5 m de espesor, de aspecto varviforme constituido por láminas milimétricas de arena fina que pasan gradualmente a limo y arcilla. El espesor de la pareja arena- pelita varía entre 5 y 8 mm, el cual se mantiene constante lateral y verticalmente. Intercalan estratos entre 3 y 5 cm de areniscas finas con ondulitas asimétricas, modificadas por olas.
Las facies Fl y Fld representan la decantación de material fino por debajo del nivel de olas, mientras que la presencia de clastos mayores que deforman las láminas han sido interpretados como dropstones (Fld, cf. Thomas y Connell, 1985). La decantación puede ocurrir tanto a partir de la columna de agua, como de hielos flotantes (rain-out) como lo evidencian los numerosos dropstones observados. La presencia de bioturbaciones indica fondos óxicos favorables para el desarrollo de organismos.
La sucesión varviforme del perfil de Aguas Blancas constituye ritmitas formadas por corrientes de fondo cuasi - continuas originadas a partir del ingreso de corrientes fluviales a la cuenca. La alta concentración de sedimentos en suspensión favorece el incremento de densidad, y las corrientes de fondo son parte de los mecanismos de ingreso de sedimentos más efectivo (Lambert y Hsü, 1979; Smith y Ashley, 1985).
Por su parte, las facies Sh y Sr intercaladas en Fl representan ingresos esporádicos de flujos de fondo episódicos originados durante períodos de mayor descarga, posiblemente como consecuencia de tormentas.

Areniscas canalizadas. Forman sucesiones de espesores variables entre 10 y 25 metros y presentan dos tipos de diseños: sucesiones granocrecientes y sucesiones granodecrecientes.
Las sucesiones granocrecientes están formadas por arenitas arcósicas. En la base son de grano fino, con ondulitas agradantes y delgadas particiones pelíticas (Sr, Fl) que hacia el techo pasan a areniscas medianas, gruesas hasta conglomerádicas, en estratos medianos con estratificación cruzada tabular y laminación paralela (Sp, St, Sh). Esta sucesión, en el perfil Iquira presenta una dirección de paleocorrientes hacia el este (x= 95°, n=7; Fig. 2).
Las arenitas presentan 10% de matriz limolítica. La fábrica es moderadamente cerrada y en los escasos espacios intersticiales y a modo de parches, se observa cemento esparítico microcristalino. En los granos de cuarzo monocristalinos se observan láminas de Boehm.
El arreglo grano-estratocreciente en estratos tabulares marcan la progradación de cuerpos arenosos asignados a sistemas deltaicos, con buen desarrollo de las facies de prodelta y frente deltaico.
Las sucesiones granodecrecientes están formadas por las facies Sm, St, Sh y Sr , integradas por areniscas gruesas, medianas y finas. Los estratos son lenticulares y tabulares, medios a gruesos, con bases canalizadas desde muy suaves (Fig. 3-D) a fuertemente erosivas. Cada estrato presenta la base maciza o con laminación paralela, intraclastos pelíticos y conglomerados. Hacia el tope se observa estratificación cruzada tangencial de bajo ángulo, tabular y óndulas de corrientes agradantes con particiones pelíticas.
Es frecuente que en la base de las sucesiones, las areniscas presenten deformación por carga, microslumps y escapes de agua. Las direcciones de paleocorrientes obtenidas partir de estratificaciones cruzadas y óndulas de corrientes, son variables: se midieron direcciones hacia el noroeste (x= 288° , n=5; Iquira), norte (x= 9°, n= 5, Iquira) y nordeste (x=58°, n =6, Iquira, Fig. 2).
Las areniscas son arenitas arcósicas y líticas con granos subangulosos a angulosos, selección moderada y fábrica cerrada; la matriz es tamaño limo en porcentajes entre un 5% y 10%. Los fragmentos líticos corresponden a arenitas cuarzosas, esquistos y granitos.
La geometría y estructuras sedimentarias indican el relleno de canales subácueos (desarrollo de slumps, escapes de agua y deformación por carga). Asimismo las estructuras sedimentarias sugieren condiciones de retrabajo, lavado y selección por corrientes. La sucesión presenta geometría suavemente lenticular y el relleno está conformado por estratos superpuestos de arena con dominio de agradación, interpretados como canales distributarios subácueos relacionados con los sistemas deltaicos.

Diamictitas estratificadas. Se caracterizan por diamictitas finas, matriz soporte, compuestas por detritos tamaño arena y limo, con clastos conglomerádicos dispersos, con espesor promedio de 10 metros, que definen las facies Dms, Dmg, Sd. Se observaron dos tipos de diamictitas estratificadas: a) Niveles con estratificación cruda que resulta de mezclas discontinuas de arena y limo y b) Niveles de diamictitas finamente estratificadas, tabulares que consisten en areniscas finas interestratificadas con fangolitas arenosas con intraclastos diamictíticos.
a) Diamictitas con estratifiación cruda: están formadas por estratos tabulares, con espesores que varían entre 10 y 40 cm, macizas o con gradación normal débil. La matriz está compuesta por una mezcla de arena muy fina, limo y arcilla. Los clastos mayores (gránulos y guijarros) inmersos en la matriz están compuestos principalmente por cuarzo y fragmentos líticos de cuarzo arenitas, arenitas feldespáticas y granitos rosados, son frecuentes los clastos que presentan caras perfectamente pulidas, facetadas y estriadas. El diámetro mayor varía entre 2 a 4 cm y los ejes están dispuestos sin dirección preferencial o paralelos a la estratificación, sólo en dos niveles se observó imbricación. Se lentes de areniscas, con estructuras de deformación por carga y slumps (Sd, Fig. 3- E).
Las diamictitas estratificadas se originan por removilización de sedimentos hacia la cuenca interna por flujos de detritos que en ocasiones producen la deformación de los niveles arenosos asociados (Eyles et al., 1985). Resultan del apilamiento de repetidos flujos de detritos subácueos originados a partir de sedimentos heterogéneos (Eyles et al., 1993; Eyles y Eyles, 2000). La presencia de clastos con los ejes mayores (eje a) perpendiculares a la estratificación sugiere además, que parte del material resulta del aporte directo a partir de caída masiva de hielos flotantes (Fig. 3-F).
b) Diamictitas finamente estratificadas: se observa en la quebrada de Iquira (Fig. 2) donde forma una sucesión de 5 metros de espesor de fangolitas arenosas intercalada con grauvacas finas con clastos mayores dispersos, estratos tabulares finos con contactos de base y techo nítido no-erosivos (Fig. 4-A). En ambas litologías se observan clastos mayores que producen la inflexión de las láminas.

Figura 4. Facies sedimentarias. A) Facies Dms con dropstones, estratificación fina tabular. B) Microfotografía de facies Dms, grauvaca feldespática, en el centro intraclasto diamictítico (flecha). C) Facies Dmm con clastos facetados. D) Microfotografía de las facies Dmm, nótese la diferencia de madurez textural entre los granos de cuarzo. E) Aspecto del pavimento de bloques en el perfil Zanja Honda. F) Areniscas tectonizadas, obsérvese las fallas normales, Aguas Blancas.
Figure 4. Sedimentary facies. A) Thin-bedded Dms facies with dropstones. B) Photomicrograph of Dms facies, feldesphatic wacke, note the diamictitic clots in the center (arrow). C) Dmm facies with facetted outsize clast. D) Photomicrograph of Dmm facies, note the difference in roundness of detrital grains. E) Boulder pavement in Zanja Honda. F) Tectonized sandstones, note the normal fault, Aguas Blancas.

Las fangolitas arenosas constituyen niveles fango-soportados, de espesores entre 2 mm y 1 cm, macizos o con gradación inversa - normal. Los clastos presentan leve orientación paralela a la estratificación.
Los niveles de grauvacas, de 2 y 1 cm de espesor, presentan gradación inversa o sin gradación. Los contactos de base y techo con las fangolitas arenosas son netos. Los granos son angulosos a subangulosos y en algunos casos presentan leve imbricación. Son comunes los intraclastos pelíticos y diamictíticos en la parte media y superior (Fig. 4-B).
Los bancos están formados por sucesivos y discretos flujos de detritos. La alternancia de capas matriz soportadas con capas grano-soporte sugiere procesos sedimentarios episódicos diferentes. Aunque la presencia de capas inversamente gradadas o macizas, bases netas no erosivas y la ausencia de estructuras sedimentarias sugieren que ambos flujos tenían comportamiento laminar.
Las fangolitas arenosas son interpretadas como flujos de detritos subácueos cohesivos (Cf. Lowe, 1982) y su depósito posiblemente se produjo por congelamiento cohesivo. Una sucesión similar se describió en los depósitos glacigénicos de la Formación Hoyada Verde en el Carbonífero de la cuenca de Calingasta - Uspallata (López Gamundí, 1991).
Los niveles de arenosos, en cambio, debido a sus características (gradación inversa o sin gradación y presencia de intraclastos hacia la parte superior) son interpretados como flujos de detritos arenosos (sandy debris flow; Shanmugam y Moiola, 1995; Shanmugam, 1997).

Asociación de Facies III

Esta asociación está formada por diamictitas macizas (Dmm) y estratificadas (Dms) y caracteriza los tramos superiores de las secciones relevadas (Fig. 2). Se intercalan areniscas en lentes discontinuos, con estructuras de deslizamientos y slumps. En el perfil Zanja Honda son llamativas las frecuentes estructuras de retrabajo (Dms(c)) y cuñas clásticas (Fig. 2).
Las facies de diamictitas macizas (Dmm) está compuesta por fangolitas guijarrosas y grauvacas finas, de color gris. Forman paquetes macizos, de espesor variable entre 7 y 12 metros. Los niveles de diamictitas pueden ser clasificados como pobremente seleccionados y pobremente organizados, consisten en una mezcla de grava, arena y pelita completamente homogeneizados (Fig. 4-C). Las facies Dmm corresponden a grauvacas feldespáticas (Fig. 4-D) y en menor proporción grauvacas líticas, las que poseen dos poblaciones de granos: 1) granos angulares a subangulares; incluye cuarzo, feldespato y fragmentos líticos, y representan materiales de un primer ciclo sedimentario, y 2) granos redondeados a muy bien redondeados con alta a moderada circularidad; constituidos por cristales de cuarzo monocristalino y corresponderían a materiales de segundo ciclo sedimentario retrabajados por corrientes.
El porcentaje de matriz varía entre 40 y 50%. Los clastos mayores (desde sábulo a bloque) son angulares a subredondeados. El diámetro mayor observado es de 25 cm pero generalmente oscila diámetros entre 4 y 7 cm, con caras facetadas y frecuentemente estriadas (Fig. 4-C). Los clastos están compuestos por cuarzo y fragmentos líticos de areniscas cuarzosas y cuarzo arenitas rosadas y grises, granito rosado y en menor proporción blanco; en menor frecuencia se observaron esquistos grises, volcanitas y ópalo. En estas facies se observó la presencia de restos de materia orgánica diseminada, los que probablemente correspondan a fragmentos leñosos.
En el perfil Zanja Honda, el tope de las facies Dmm y Dms presenta leve estratificación marcada por niveles de diamictitas y areniscas medianas a gruesas con óndulas (Dms(c)).
Intercalan, además, niveles de areniscas (facies St y Sr) fuertemente lenticulares en sucesiones granodecrecientes de 3 a 6 metros de espesor.
La formación de niveles de diamictitas macizas ha sido descripta a partir de numerosos mecanismos y ambientes sedimentarios (Eyles et al., 1985; Dowdeswell y Scourse, 1990; Eyles et al., 1993; Eyles y Eyles, 2000, entre otros). La presencia de clastos facetados y con estrías indica aporte a partir de glaciares, ya sea por resedimentación de till o bien a partir de la caída directa desde el hielo. Es probable que esta facies sea el resultado de procesos combinados, resedimentación de material diamictítico (till y/o tilloide) por flujos de detritos y caída de sedimentos a partir de hielos flotantes o del frente glacial.
La presencia de facies Dms(c) hacia el tope de los bancos sugiere períodos de menor descarga desde el glaciar con el consiguiente retrabajo de las diamictitas por corrientes tractivas, que produce la segregación granulométrica observada.
Las sucesiones de areniscas lenticulares representan el relleno de canales por corrientes tractivas y son interpretados como canales proglaciares.

Superficies de pavimento de bloques. En el perfil Zanja Honda (Fig. 2) se reconocieron dos superficies irregulares, de varias decenas de metros de extensión (50 metros aflorados) que forman surcos labrados en diamictitas.
Las superficies están tapizadas por clastos dispuestos en un único nivel, con los ejes a paralelos al plano. El tamaño de los clastos varía desde guijones hasta bloques, son subredondeados a subangulosos y presentan estrías en las caras inferiores (Fig. 4-E). En algunos casos se comprobó que los individuos presentaban estrías en las caras inferiores y superiores.
Por encima de la superficie de bloques, el paleorelieve está relleno por areniscas gruesas y medianas con estructuras de corrientes (St, Sr).
De acuerdo con las características observadas se ha interpretado a estos niveles como pavimentos de bloques residuales formados en posición subglacial. La presencia de clastos con las caras inferiores y superiores facetadas y estriadas dispuestos paralelos a la superficie resultan de la intensa abrasión in-situ del sedimento por el material subyacente y por el movimiento del till o hielo suprayacente rico en detritos (Benn, 1995). Este tipo de estructuras se producen como consecuencia de la deformación frágil y frágil-dúctil de un sedimento saturado en agua, característico del till inferior (horizonte B, de Boulton y Hindmarsh, 1987).
La mayoría de los pavimentos de bloques de origen glacial descriptos, están en contacto con facies de diamictitas tanto macizas como estratificadas (Eyles et al., 1993; Clark, 1991; López Gamundí y Martínez, 2000, entre otros). El caso de la Formación Tarija, constituye un pavimento labrado en diamictitas y el que con posterioridad fue erosionado por corrientes fluviales, esta superficie constituye un relicto del pavimento original. Existen ejemplos de pavimentos formados en diamictitas y rellenos por arenas fluviales. La Formación Oak Creek (Cuaternario) de Wisconsin, presenta una superficie de bloques residuales que define la base de un canal el cual fue relleno por areniscas con estratificación cruzada (Rovey y Borucki, 1995), un esquema similar al encontrado en la Formación Tarija.
En esta unidad, Starck, et al. (1993) describen la presencia de un pavimento hallado en las localidades de Cerro Piedras y Pluma Verde sobre las serranías de Abra de Zenta (límite entre Cordillera Oriental y Sierras Subandinas Occidentales). Esta superficie está labrada sobre la Formación Tupambi (base del Grupo Machatetí), en tanto que el pavimento de bloques descrito en este trabajo, se ubica en la sección media de la unidad. El pavimento en la serranía de Abra de Zenta marca la discordancia con la Formación Tupambi, mientras que el hallado en Zanja Honda indicaría una discontinuidad estratigráfica interna en esta unidad.
En Zanja Honda, por debajo de la superficie de pavimentos de bloques, las facies Dmm y areniscas incluidas en ella (Sm) presentan una red de fracturas decimétricas que afecta ambas rocas, mientras que en Aguas Blancas se han observado fallas normales decimétricas (Fig. 4-F) restringidas sólo a dos bancos de areniscas ubicados en la sección media (Fig. 2).
La presencia de fallas concentradas en un único nivel estratigráfico, vinculados a pavimentos y a un aumento en la granulometría de los clastos (predominio de bloques) sugiere proximidad de las masas de hielo y podrían indicar procesos de glaciotectonización (Benn, 1995). Cabe aclarar que la falta de estudios de polaridad en las estructuras no permite discernir entre su origen sinsedimentario o posterior, especialmente debido a la tectónica andina.

INTERPRETACIÓN PALEOAMBIENTAL

El pasaje transicional entre las Formaciones Itacuamí y Tarija en la sierra de Aguaragüe sugiere que ambas constituyen un único ciclo depositacional, como propusieron Mingramm et al. (1972) y López Gamundí (1986). Esta relación estratigráfica también fue observada por Starck et al., (1993) en Sierras Subandinas Occidentales ubicadas al oeste del área de estudio (Fig. 1).
Las facies sedimentarias con estructuras de retrabajo por oleaje, las evidencias de mecanismos de resedimentación en masa (flujos de detritos y turbidíticos) y de procesos de balsaje indican condiciones subácueas de sedimentación.
La complejidad del ambiente glacial y la similitud entre los procesos subácueos marino y lacustre dificulta muchas veces discernir entre ambos ambientes sedimentarios. Sin embargo, en la sierra de Aguaragüe, la escala de los procesos sedimentarios analizados (ondulitas con acción de oleaje, sucesiones de turbiditas discretas, deltas de mediana envergadura), las rápidas variaciones verticales y laterales de facies (especialmente en las secciones inferior y media de la columna) indican que el ambiente de sedimentación era restringido.
Además se destaca que en la sección relevada no se reconocieron facies sedimentarias que indiquen condiciones marinas, ni fósiles marinos. En cambio, Di Pasquo (1999) menciona la presencia del alga Botryoccocus Braunii a lo largo de la columna sedimentaria, tanto en las facies pelíticas como de diamictitas. El género Botryoccocus pertenece a la familia Botryococcaceae y es un alga frecuente en las asociaciones palinológicas del Paleozoico Superior. Se la asocia con lagos permanentes o temporarios de aguas dulces o débilmente salobres y se ha observado que soporta un alto rango de temperaturas (Batten y Grenfell, 1996). Estos autores sugieren que la presencia recurrente de este alga puede ser utilizada como indicador de medios continentales ya que no se la ha reconocido en rocas de origen marino.
Las asociaciones de facies I, II y III definidas sugieren que la cuenca evolucionó de manera compleja desde condiciones de sedimentación sin influencia glacial o con influencia esporádica a sedimentación dominada por la acción de glaciares.
La asociación I representa un sistema lacustre con depósito de pelitas de cuenca interna sobre las que progradan areniscas litorales (Fig. 5). En la zona litoral se formaron deltas tipo Gilbert, de mediana envergadura. La superposición de lóbulos deltaicos implica bajas tasas de acomodación, relacionadas en este caso con períodos de aporte constante de sedimentos y estabilidad del nivel de agua en la cuenca.

Figura 5. Cuadro de correlación de la Formación Tarija en la Sierra de Aguaragüe, se diferencian los tres estadios evolutivos de la cuenca en función de las asociaciones de facies.
Figure 5. Correlation sketch of Tarija Formation in the Aguaragüe Range, three evolutionary stages are shown according with the facies associations.

A partir de la sección media, las facies sedimentarias (asociación de facies II) indican profundización de la cuenca con el paulatino incremento de la influencia glacial en los procesos sedimentarios. Los niveles de diamictitas resedimentadas producto de flujos gravitacionales, el desarrollo de canales arenosos subácueos y la presencia de dropstones a partir de balsaje son característicos de estos niveles (Fig. 5) e indican el establecimiento de un cuerpo de agua permanente alimentado por glaciares (distal glacial fed lake).
La identificación de niveles turbidíticos y facies de decantación asociadas sugieren que la pluma de dispersión de sedimentos en la cuenca se producía por flujos de fondo (underflows) e interflujos-supraflujos (interflows-overflows), comunes en lagos estratificados (Smith y Ashley, 1985).
La Asociación de Facies III representa depósitos con dominio de detritos de origen glacial. La presencia de pavimento de bloques residuales en el área sur de la sierra Aguaragüe (Fig. 5) y niveles fallados en el perfil de Aguas Blancas al norte (Fig. 5), sugieren que en estas posiciones el lago estaba temporalmente en contacto con el hielo (icecontact lake).
Se ha observado además que en estas localidades aumenta considerablemente la granulometría y el porcentaje de clastos facetados y estriados, lo que sugiere proximidad al glaciar (Visser et al., 1987).
La acumulación de diamictitas macizas asociadas con diamictitas resedimentadas, los procesos de balsaje y las corrientes tractivas son comunes en proximidad al frente glacial donde forman cinturones alrededor de abanicos subácueos (Eyles et al., 1985). Posiblemente los niveles de Dmm en Zanja Honda relacionados con el pavimento correspondan a till subglacial (Shaw, 1985). Esta posición marca el máximo avance de los bloques de hielo con el posterior retraimiento (Fig. 5).
A partir de este punto el dominio y expansión de las facies diamictíticas, sugiere un arreglo retrogradante de las sedimentitas, producto del desplazamiento del nivel de base hacia el continente como consecuencia del derretimiento de los hielos. No se descarta que, en la sección superior (AF III) haya existido una conexión con el mar.
La posición de avance glacial sumada a la composición de los clastos (especialmente los graníticos y metamórficos) indican áreas de aporte ubicadas hacia el oeste y sur. Las paleocorrientes, aunque puntuales, también sugieren paleocorrientes desde el sur, sudeste, sudoeste y oeste. En esta dirección el arco de la Puna (Salfity et al., 1987) o Protopuna (Bonarelli, 1921) formaba un área positiva que junto con el cratón de Arequipa, ubicado al norte (Isaacson, 1975), aportaron sedimentos a la cuenca de Tarija (Starck et al., 1993; Isaacson y Díaz, 1994; Giusiano et al., 1998).
Asimismo los clastos de arenitas cuarzosas provienen de las unidades devónicas plegadas durante la fase Chánica (fase Chiriguana en Bolivia; Suarez Soruco, 1989). El aporte de sedimentos de la cuenca devónica está evidenciado tanto por las características petrológicas (López Gamundí, 1986) como por el material palinológico redepositado (Azcuy y Laffitte, 1981; Di Pasquo y Azcuy, 1997).
La ausencia de evidencias de una tectónica activa durante el depósito en la cuenca de Tarija sugiere que el dominio de diamictitas resedimentadas -Dms - producto de procesos de remoción en masa fueron consecuencia de altas tasas de sedimentación, propio de ambientes glaciarios, sumado al aumento paulatino del nivel de agua que produjo una buena acomodación en la cuenca.

Agradecimientos. Se agradece las sugerencias realizadas por Dr. José Salfity y Dra. Rosa Marquillas. Al Dr. Ricardo Astini los comentarios sobre las sucesiones de flujos gravitacionales y el material facilitado. Un especial agradecimiento a los árbitros Dr. López Gamundí, Dr. Mauricio Martínez y Dr. Daniel Poiré cuyos comentarios ayudaron a mejorar indudablemente el manuscrito. El trabajo fue en parte financiado por el CONICET (PEI N°0145/98) y el Consejo de Investigación de la Universidad Nacional de Salta.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. Ayaviri, A., 1972. El Sistema Carbónico en el sureste boliviano. Annais de la Academia Brasileira de Ciências 44: 52-60, Río de Janeiro.         [ Links ]

2. Azcuy, C. L. y G. Laffitte, 1981. Palinología de la Cuenca Noroeste Argentina. Octavo Congreso Geológico Argentino, Actas IV: 823-838, San Luis.         [ Links ]

3. Batten, D. J. y H. R. Grenfell, 1996. Green and Blue-Green Algae. Botryococcus. En J. Jansonius y D. C. McGregor (Eds.), Palynology: principles and applications. American Association of Stratigraphic Palynologists Foundation, vol.1: 205-214.         [ Links ]

4. Benn, D. I., 1995. Fabric signature of subglacial till deformation, Breidamerkurjökull, Iceland. Sedimentology 42: 735-747.         [ Links ]

5. Bonarelli, G., 1921. Tercera contribución al conocimiento geológico de las regiones petrolíferas subandinas del norte (provincias de Salta y Jujuy). Anales del Ministerio de Agricultura, Geología Mineralógica y Minería 14 (1): 1-96, Buenos Aires.         [ Links ]

6. Boulton, G.S. y R.C.A. Hindmarsh, 1987. Sediment deformation beneath glaciers: rheology and sedimentological consequences. Journal of Geophysics Research 92 (B9): 9059-9082.         [ Links ]

7. Castaños, A. y L. A. Rodrigo, 1980. Paleozoico Superior de Bolivia. Annais de la Academia Brasileira de Ciências 52 (4): 851-866, Rio de Janeiro.         [ Links ]

8. Clark, P.U., 1991. Striated clast pavements: Products of deforming subglacial sediment? Geology 19: 530-533.         [ Links ]

9. Crowell, J. C., 1978. Gondwanan glaciation, cyclothems, continental positioning and climatic changes. American Journal of Science 278: 1345-1372.         [ Links ]

10. Di Pasquo, M., 1999. Palinología, Bioestratigrafía y Correlación de las Asociaciones presentes en los Grupos Macharetí y Mandiyutí, Neopaleozoico de la Cuenca Tarija, Provincia de Salta, Argentina. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, 427pp. (inédito).         [ Links ]

11. Di Pasquo, M. y C. L. Azcuy, 1997. Palinomorfos retrabajados en el Carbonífero Tardío de la cuenca Tarija (Argentina) y su aplicación a la datación de eventos diastróficos. Revista Brasilera Geociencias II (N°especial): 28-42.         [ Links ]

12. Dott, R. H., 1964. Wacke, graywacke and matrix- what approach to inmature sandstone classification? Journal of Sedimentary Petrology 34: 625-632.         [ Links ]

13. Dowdeswell, J.D. y J.D. Scourse, 1990. Glacimarine environments: process and sediments. Geological Society of London, Special Publication 53, 423pp.         [ Links ]

14. Eyles, C.H. y N. Eyles, 2000. Subaqueous mass flow origin for Lower Permian diamictites and associated facies of the Grant Group, Barbwire Terrace, Canning Basin, Western Australia. Sedimentology 47: 343-356.         [ Links ]

15. Eyles, C.H., N. Eyles y A.D. Miall, 1985. Models of glaciomarine sedimentation and their application to the interpretation of ancient glacial sequences. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 51: 15-84.         [ Links ]

16. Eyles, C.H., N. Eyles y A.B. Franca, 1993. Glaciation and tectonics in an active intracratonic basin: the Late Paleozoic Itararé Group, Paraná Basin, Brazil. Sedimentology 40(1): 1-25.         [ Links ]

17. Eyles, N., C.H. Eyles y A.D. Miall, 1983. Lithofacies types and vertical profile models; an alternative approach to the description and environmental interpretation of glacial diamict and diamictite sequences. Sedimentology 30: 393-410.         [ Links ]

18. Giusiano, A., E. Martinez y P. Isaacson, 1998. Composición y procedencia de areniscas del Devónico medio- Carbonífero superior de la cuenca Madre de Dios, Bolivia: Pozo Manuripi x-1. AAS Revista 5(1): 1-8.         [ Links ]

19. Gohrbandt, K. H. A., 1992. Paleozoic paleogeographic and depositional developments on the central proto-Pacific margin of Gondwana: Their importance to hydrocarbon accumulation. Primera Conferencia Internacional sobre las cuencas Fanerozoicas del Gondwana Sudoccidental, Actas p.12-16, Santa Cruz, Bolivia.         [ Links ]

20. Gonzalez Bonorino, G. y N. Eyles, 1995. Inverse relation between ice extent and the late Paleozoic glacial record of Gondwana. Geology 23(11): 1015-1018.         [ Links ]

21. Helwing, J., 1972. Stratigraphy, sedimentation, paleogeography and paleoclimates of Carboniferous ("Gondwana") and Permian of Bolivia. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 56 (6): 1008- 1033.         [ Links ]

22. Harrington, G.L., 1924. Location report Buena Vista Nro. 1. Informe Interno Standard Oil Co., N°25, Bolivia.         [ Links ]

23. Isaacson, P. E., 1975. Evidence for a western extracontinental land source during the Devonian Period in the central Andes. Geological Society of America Bulletin 86: 39-46.         [ Links ]

24. Isaacson, P. E. y E. Diaz Martinez, 1994. Evolución paleogeográfica del Paleozoico medio y superior de los Andes Centrales (14 a 18°S) en Bolivia: evidencia del desplazamiento latitudinal de una cuenca de antepais. Revista Técnica de Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos 15 (3-4): 265-282.         [ Links ]

25. Jopling, A.V. y R.G. Walker, 1968. Morphology and origin of ripple-drift cross-lamination, with examples from the Pleistocene of Massachusetts. Journal of Sedimentary Petrology 38 (4): 971-984.         [ Links ]

26. Kanes, W. H., 1970. Facies and development of the Colorado River delta in Texas. En J.P. Morgan (Ed.), Deltaic Sedimentation, modern and ancient. Society of Economic Paleontologists y Mineralogists, Special Publication 15: 78-106.         [ Links ]

27. Lambert, A. y K. J. Hsü, 1979. Non-annual cycles of varvelike sedimentation in Walensee, Switzerland. Sedimentology 26 (3): 453-461.         [ Links ]

28. López Gamundí, O.R., 1982. Carácter cratónico de la sedimentitas de la Formación Tarija (Carbónico Superior), sierra de Aguaragüe, República Argentina. Revista de la Asociación Argentina de Mineralogía, Petrología y Sedimentología 13 (1-2): 17-24.         [ Links ]

29. López Gamundí, O.R., 1986. Sedimentología de la Formación Tarija, Carbonífero de la sierra de Aguaragüe, provincia de Salta. Revista de la Asociación Geológica Argentina 41 (3-4): 334-355.         [ Links ]

30. López Gamundí, O.R., 1991. Thin-bedded diamictites in the glaciomarine Hoyada Verde Formation (Carboniferous), Calingasta - Uspallata Basin, western Argentina: a discusión on the emplacement conditions of subaqueous cohesive debris flows. Sedimentary Geology 73: 247- 256.         [ Links ]

31. López Gamundí, O.R. y M. Martinez, 2000. Evidence of glacial abrasión in the Calingasta-Uspallata and western Paganzo basins, mid-Carboniferous of western Argentina. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 159: 145-165.         [ Links ]

32. Lowe, D.R., 1982. Sediment gravity flows, II. Depositional models with special reference to the deposits of highdensity turbidity currents. Journal of Sedimentary Petrology 52: 279-297.         [ Links ]

33. Miall, A.D., 1978. Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. En A. D. Miall (Ed.), Fluvial Sedimentology. Canadian Society of Petroleum Geology, Memoir 5: 597-604.         [ Links ]

34. Mingramm, A., A. Russo, A. Pozzo y L. Cazau, 1972. Sierras Subandinas. Segundo Simposio de Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias, Córdoba, v.1: 95:137.         [ Links ]

35. Mombrú, C. y F. Aramayo Flores, 1986. Geología del Yacimiento Aguaragüe. Boletín de Informaciones Petroleras, Tercera Epoca, Año III 6: 53-64.         [ Links ]

36. Pettijohn, F.J., P.E. Potter y R. Siever, 1972. Sand and Sandstones. First Edition, Springer-Verlag, New York.         [ Links ]

37. Reyes, F.C., 1972. On the Carboniferous and Permian of Bolivia and Northwestern Argentina. Annais de la Academia Brasileira de Ciências 44: 261-277, Rio de Janeiro.         [ Links ]

38. Rocha Campos, A.C., R.G. De Carvalho y A.J. Amos, 1977. A Carboniferous (Gondwana) fauna from Subandean Bolivia. Revista Brasileira de Geociencias 7: 287-303.         [ Links ]

39. Rovey, C.W. y M.K. Borucki, 1995. Subglacial to proglacial sediment transition in a shallow ice-contact lake. Boreas 24: 117-127.         [ Links ]

40. Salfity, J., C.L. Azcuy, O. López Gamundí, D.A. Valencio, J.F. Vilas, A. Cuerda y G. Laffitte, 1987. Cuenca Tarija. En S. Archangelsky (Ed.), El sistema Carbonífero en la República Argentina. Academia Nacional de Ciencias Córdoba: 15-37, Córdoba.         [ Links ]

41. Shanmugan, G., 1997. The Bouma séquense and the turbidite mind set. Earth Science Reviews 42: 201-229.         [ Links ]

42. Shanmugan, G. y R.J. Moiola, 1995. Reinterpretation of depositional proceses in a classic flysch sequences (Pennsylvanian Jackfork Group), Quachita Mountains, Arkansas and Oklahoma. American Association Petroleum Geologist Bulletin 79: 672-695.         [ Links ]

43. Shaw, J., 1985. Subglacial and ice marginal environments. En G. M. Ashley, J. Shaw y N. D. Smith (Eds.), Glacial sedimentary environments. Society of Paleontologists and Mineralogists, Short Course 16:7-76, Tulsa.         [ Links ]

44. Smith, N.D. y G. Ashley, 1985. Proglacial lacustrine environment. En G. M. Ashley, J. Shaw y N. D. Smith (Eds.), Glacial sedimentary environments. Society of Paleontologists and Mineralogists, Short Course 16: 135- 215, Tulsa.         [ Links ]

45. Starck, D., E. Gallardo y A. Schulz, 1993. Neopaleozoic stratighaphy of the Sierras Subandinas Occidentales and Cordillera Oriental Argentina. With comments on the southern border of the Tarija basin. Comptes Rendus XII Congres International Stratigraphie et Geologie du Carbonifere et Permien 2: 353-372, Buenos Aires.         [ Links ]

46. Suarez Soruco, R., 1989. El ciclo Cordillerano (Silúrico- Carbonífero Inferior) en Bolivia y su relación con países limítrofes. Revista Técnica de Yacimientos Petrolíferos Fiscales Bolivianos 10(3-4): 233-243.         [ Links ]

47. Thomas, G.S.P. y R.J. Connell, 1985. Iceberg drop, dump, and grounding structures from Pleistocene glaciolacustrine sediments, Scotland. Journal of Sedimentary Petrology 55 (2): 243-249.         [ Links ]

48. Veevers, J.J. y C.M. Powell, 1987. Late Paleozoic glacial episodes in Gondwanaland reflected in transgressiveregressive depositional sequences in Euroamerica. Geological Society of America Bulletin 98: 475-487.         [ Links ]

49. Visser, J.N.J., J.C. Loock y P. Colliston, 1987. Subaqueos outwash fan and esker sandstones in the Permo- Carboniferous Dwyka Formation of South Africa. Journal of Sedimentary Petrology 57(3): 467-478.         [ Links ]

50. White, K.D., 1923. Detailed reconnaissance of the Candado range and the Tarija valley between the Pescado river and the mouth of the Itau river with suplementary data on the San Telmo range, SE Bolivia y NO Argentina. Informe Interno Sandard Oil Company Bolivia, Informe N°16.         [ Links ]