Interpretacion del corte Rio La Paz - Sapahaqui : ejemplo ...
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Por : Ben6 Cornejo y José Lizarazu (U.M,S.A,), Claude Yïrtinez y Pierre Tomasi
(o .R, s.T.o.,rwz)
E l cor te que presentamcs es e l resul tado d e las investigaciones hechas
a f i n e s d e l año 1968, durante l a elaboración de l mapa geológico de l a Hoja
' Sapahagui (Ho j a 60h.3)
E1 relevanliento geoldgico fu6 x-edizarlo eli colahoraci6n mutua en t re e l
Servicio Geológico Boliviano y la Nisidn Geológica O.X.S.T.O.M., oportunidad que ha permitido a José Ezarazu y Rei?& Cornejo presentar l a Tésis de Grado
a l a U.M.S.A.
. En e s t e t rabajo se t r a t a de mostrar el esquema y e l cor te e s t ruc tu ra l
(Tab& 141) d e l área que e s t6 a 50-70 Km. al S.E. de l a ciudad de La Paz;
re,$Ón est:, ubicada a l sur d e l Macizo del Illitrani, es dec i r la Hoja d e l Reo La Paz y sus afluentes Lurihay, Sapahaqui y Caracato,
Nuestro objetivo es presentar e l e s t i l o de las deformaciones que se
observa eil l a zona, apoy5ndonos en l a e s t r a t i g r a f h y e l mapeo geológico,
La nlayorfa de las formaciones encontradas son de edad paleozoica.
Después de lo s excelentes t r aba jos de AHLFdLD Y fiiVLXSA (1) y l a I!EsiÓn
Geológica Alemana ( 2 ) , l a sucesión esfxatigráfica de la zona es bien conocidao
1.- &Jl-.O~dg~~~~g~ e s t á representado por u n f lych cuarcí t ico probablemente
de edad C a r a d p a g . (Ordovicico superior).
2,- Silur& empieza con e l Wenlockiano representado por l a t i l l i t a
glacj-al de la Formci6n Cancaz r i (Zapla), cuyo espesor var& de 10 a 150 m, Por encima de la Formación Cwlcañiri se desarrollan' l.as/siguientes formaciones:
- &reniscas _I L1a l l lgg . - Con 200 a 500 m. de potencia. -- Lut i tas Pampa,- Aproximadamilte 2000 m, de espesor. I- Formación Catavi.- Areniscas y l u t i t a s de 500 -_I
a 1000 m.
Las Areniscas- V i l a Vila t i e n m un espesor de 500 a 2000 m. ; l a edad de - es t a s s e a e n t i t a s e s a&i discut ida (3) . unidad como Siluro-DevÓnica (SDL w) .
Nosubros por ahora b m a r e m o s a e s t a
0. R. S.T. O. M. F ~ n d s Deeumentaire No i 8 9 sf,, ex\
CPte 5 8 J
L
2 3
4
M A P A' S
CONSULTADOS
Corne¡o Rene , Tesis de Grodo . . U M S A · 1969
~'2 ; l1zarazu José, Tesis de Grado U M S A · 1969
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5. Suarez Mario , Tesis de Gro<to . 1969
ESQUEMA ESTRUCTURAL DE LA REGION
RIO LA PAZ-SAPAHAQUl-LURIBAY (Corne10 R. y Lizarozu J. -U M S.A . - Marfinez C y Tomasí P· M1s1ón ORS.TO.M.).
eo,,,~ .. JIO '.~
68°001
ESCALA 1 · 200 000 o 2 3 4 ~ 'º '~
• • • • + • • • • • • •
• •
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COllOta
U. M. S. A.
FACUL TAO DE CIENC 1 AS GEOLOGICAS
MISION O.RS.T.O.M. BOLIVIA
~ J969
. LEYENDA
Ant1c linales
S1ncl1nales
rectas. 0
0Qochodos: volcadas, recumbentes
-+- ---'- -+ 8uzom 1ent~ : vert1col, normal, volcodo + tiorizontal
Frente de esquistosido<l E'qu1stos1dad -A- Rumbo 't buz. --------
Falla a
• • • • Fallas inversas
t-allas normales
Junturas
DISCORDANCIAS
Cuo ternario
••• e e e e 1 Cenozoico (Oligoceno 1nf. ?)
ts e••: • , e• Mesozoico (Cretac1co 'up. ?l
Paleozo ico (Permo carbonífero)
NIVELES GUIAS
Dentro del Poleozoteo mercando las estructures
~) ~ •tt<> ~-, J"'O ~-7:0>Ut • • t)\:.=.1..;:::
Devónico
.... , - Silurico S
- • Wenlock (Canroñ1r1 o Zapla ) S2Z
o Ordov1c1co
ROCAS MAGMATICAS
Vo•can ismo de Cohoni
Granito intrus1vo del l ll1mon1 'f
Ou1mzo Cruz
0 18 Juon e '-odrlouu
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Cerro 1<1I0ro Potoc.nv L .u'tllo Jo~~e
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(ConCOlÍorl o ZOPIO)
Cerro Con<lor S4tJnOro
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U. M. S. A.Facultad de Ciencias Geoló;icas Mision ORSTOM - Bolivió
CORTE ESTRUCTURAL SAPAHAQUI-RIO LA PAZ
{ HOJo 6043· 1 G M 1
Esco lo . 1: 100 000o 1000 '000 10000 m
Oltl J"O" (' Ro"rl/~iJ"
- 2 - 3.- E l hvónico i n f e r i g ;y medio est5 consti tuido por l u t i t a s con canadas
Ellas representan las formaciones I c h , Sica Sica de areniscas hacia e l tope.
y Collpacuckiu que en t o t a l sunan apmximadamnte 4.000 m. de espesor,
4,- h x z E - - C a r b o n i f e r o : 2% lm encontre do " e n t e un peque50 aflora- miento d e l Carbonifero (Facies Gondwma), s e m jante a los es t r a tos de Calamarca
(4). Estas mcas suprayacen con l igera . -.-- discordanci9 angular a l Devdnico medio. A l sur del &ea, e l mapa de l a Misi.51; Geológica Alemana presenta a l PQrmico
marino (Facies Copacabana ) .
- Sisterna Cret$cico.- --.-l_l_ (5) EL complejo sediaentar io e s tg conformado por e s t r a t o s de conglomerados, de areniscas y de l u t i t a s rojas, con intercalación
de ca l izas marims (Formación Miraflores de edad Cenomaniana) que en t o t a l
l l egan a 500 m.
Los afloramientos Cret&icos e s t án alineados dentro de una u s i n c l i n a l I.-.-_Y
que descansa sobre e l Paleozoico en f u e r t e discordancia anmlz,
C E ~ Z O I C O .- 31 Terciario de l a región de Luribay se encuentra a l Sur d e l &ea que
--
lios ocupa; e s t a s s e d i m n t i t a s fueron estudiadas por l a Misión Geológica
Alemana . llelgando a d i fe renc iar un Conglomerado Basal de Luribay, discordante
a las rocas CretAcicas y Paleozoicas.
----.--.-.- Oligocene inferior.- c.- Los .Estrabos d e &C+- suprayacen a l Conglomerado de
Luribay. est8.s sedimentitas en eL Oligoceiio i n f e r i o r (5).
Los mainiferos que se ha encontr2do en e l l o s nos perrniten ubicar a
IVIAC~ATI Srxo --- Los macizos del- I l l k n i y Quimza Cruz. son in~rus ivos , consti tuídos por
rocas de composición grani t ica y granodiorít ica (7).
3- s bock survolcánico de Cobciii t i ene una composicibn Andesítica-Dacftica 8
con brechas j ; j i roclkt icas (y parece intercalado con e s t r a t o s Cretadcos) .
HIPOTESIS 33BRí3 LA BVOLUCXON TECTONICA DE LA FLEGION
a.- 131 ;ran espesor que observamos en 1s rocas paleozoicas y que f s c i l -
mnCe podría l l e g a r hasta los 15.000 IL nos indica una cuenca en subsidencia.
21 perfodo largo de subsidencia se ve interrumpido por enlersionzs a f ines de l Ordovícico y d e l Devónico, Por aliora no podríaiiLos dec i r la naturaleza de los movimientos responsables de e s t a s emersiones.
- 3 - b.- La discordancia Post-DevÓnica y Pre-Carhonffera podría ser uno de los
efectos d e una 'Tectbica @- Hercinica.
11- Hercínica "_1 tardTa, posterior al. Grupo Copacabana . AdemiGs podríamos imaginar una Tect6nica
De todas maneras f i n a l i z a r e l Paleozoico, se tiene ma fase, compresión - que se m n i f i e s t a por un intenso plegamiento (Hercínico) y cuyo e s t i l o es dife-
rente de las defoi-maciones posteriores.
c,- Después de estos acontecimientos tectónicos, el %rea que nos ocupa queda
ermrgida hasta e l CretQ.Cico.
La deposición del Cretscico (continental) ocurre en cuencas menores y Sub-
sidentes, con movimientos & c i s t e n 3 í los nlisnios que se r e f l e j a n con fallas normales y ascenso de lavas de composiciÓn b6sica.
d.- A f i nes del CreiScico . o principios d e l Terciario, una f a s e -- de ' plegamiento ...
se manifies-La con pliegues y f a l l a s inversas.
Sobre l a s rocas plegadas, e l conglomerado de Luribay s e acumula en franca
d is cor daiicia angula. r.
e.-. LJn, tercera f a s e tectónica afecta los e s h t o s del Oligoceno in fe r io r ;
y su edad puede ser Mioceiio 6 Flioceiio in fe r io r . -.-- -- f a - l?inLdrmite2 durante el Plioceiio super iw y Pleistoceno i n f e r i o r hay
movimientcs de disten.lsiÓii con volcanisnio.. El sole-mnbllriento de la "Cordillera
de los Andes" es acompañado por f a l l a s norndes.
En l a evolución tectónica hipot8tica que he11i0~ propuesto para e s t a zona, indicamas l a , existencia de va r i a s fases tectdii icas swperpuestas y con edades
diferentes (Herciiiica, Andinas) y f a ses de distensión,
El aspecto geométrico ac'iual de las estruc-Luras es la. resu l tan te de l a acción d e las di feren tes fzses de compresión y distensión,
Presentanm e l e s t i l o tectóiiico de la fase de nlayor compresión que nos _I. -
p.re ce Hercinsi. se pueden notar a l es tudiar l a s micmestmctma s (NicrotectÓnica) relacionando
és'cas con las macmestructuras.
El plegm&nto H w c h i c o t i ene rasgos carac te r í s t icos que
Las deformaciones Herchicas son carac te r í s t icas y diferentes a las deforma- Un estudio de ta l lado de estas Últims a todas l a s escalas es ciones posteriores.
necesario para borrar sus efectos e n e l aná l i s i s d e l a s primeras.
- 4 -
I ALGïJNdS COi\JCWTi)d --.._I UTI LIZACOS .-( g )
a:-- La deformación t e c t b n i i t i a e , s u origen en la existencia esfuerzos compresionales hoci.zonta.les que se evidencian en las zonas plegadas o cadenas de
l a corteza t e r r e s t r e , I -
Una cadena reciente puede coincidir con los re l ieves montañosos ( e j . Los Andes).
Pero el ge6logo u t i l i z a el mismo término para. todas las zonas fuertemente plegadas,
l o rnismo si fueron completammte e r o s i o a d a s collzo por ejemplo las cadenas pre-
C6mbricas d e l .Escudo 3 ras i l e ro .
h,- Concepto de !\Tive1 Estructural , - La defornlación a nucro-escala como a nlacro-escala es variable con l a intensidad
de las fuerzas compresriorales y con la profundidad,
Un incremnto ai las condiciones de presión y teniprahurz se produce a l
aunmtar la sobre carga, '
E l e s t i l o teckónico depende de l a s fuerzas tect6nicas de l a carga y de l a tempra.tura y se modifica con la profundidad.. Para c ie r to esfuerzo horizontal
podemos d i s t ingu i r los niveles es t ructurales: 1.- Nivel Es t ruc tura l SuT;erior.- Es la ZO~EI, en l a que las fuerzas compresio-
nales originan deformaciones n baja profundidad (carga y t empra tu ra d6biles).;. &tas deformaciones son de l t i p o e lhs t ico en las capas competentes, l a s cuales
al exceder e l l ími te de e las t ic idad se fm ctura,n s i n plegarse ( c i za l lmien to ) .
.%i general las deformaciones son C13sorderLadas y se CUEL cteri.za,n por f racturas .
2.- --- Nivel i3structurnl P1edio.- Al aumentar la sobrecarga, hace que la, deforma- Pasando ci6n sea más - plást ica .
51 l h i t e de plasticidad, es tas rocas s e cizallan. "Is6paco" o "Concéntrico'i con capas paralelas e n h s í (Fig.
la flexiÓn de los es t ra tos acompañada por inovimientos entre los es t ra tos supraya-
ceiites e infrayacentes f o m n d o s u F r f i c i e s es t r iadas . La direcciÓì3 que t ienen
l a s estrias perpeiidicular a la di recc iÓndel e j e del plie,- (b). Además d e l plegamiento, encontramos diadasanlient o y fallamiento d e l kip0 inverso, resul tado
de las rupturas.
La mayoría d e ' l a s mcas sed imnta r i a s s e pliegan,
Los p l k g u e s son d e l t i p o ), .EI mcanismo es
Poco a poco por efecto de la sobrecarga a l awnentar l a profundidad, se nota
mayar complejidad en la deformción,
- 5 -
3. - mel EstructurQ 1izferior:- B una c ier ta pmfundidad la materia s e ve afectada. en su naturaleza intinla por l a deformación, la cual e s hicamente de l
t i p o p lss t ico .
El paso d e l Nivel Estructuml Nedio a l Nivel Es t ruc tura l In fe r io r se rea l iza
pasando e l Frente Sup* & Esquistosidad.
.En la p r t e a l t a d e l Nivel ikkructural In fe r io r s e tiene e l c l iva j e de
fractura que consis te en inf inidad de microfallas..
Descendiendo a6n niAs, nos encontmmos con l a Esquistosidad de Flujo que resul ta de l alargamiento y mcristaliz8,ciÓn de l a materia hasb. l l e g a r a l a
foliación. Es en esta zona que enipkza e l Ee&niorfisìno regional.
Los pliegues qm caracter izan esta zona son d e l t i p o _similar (Fig, ) con alargamiento y estrechamiento según un plano qw es F r a l e l o al. plano de
la esquistosidad,
El Fac-Lm yu- Litol6gico.-
Las observaciones nos enseñan que e l paso d e l hTive1 E s t r u c t u r d Medio a l Nivel Estructural Infer ior no es t a j an te , a l contrai?.io es progresivo y adem&
variable con l a l i t o log ía .
La kter0geneida.d de l a materia ha p- rn i t ido el desa r ro l lo de l a s defar- maciones en grados diferentes en las rocas soinetidas a esfuerzos compresionales
de la misrna intensidad.
En l a proximidad al. Frente SuperLw de Escpistosidad las rocas $ose t en te s
como las areniscas s e deforman en pliegues I s b p a c b s
incomptentes conio las l u t i t a s t ienen esqui s b s i d a d de f r ac tu ra correspondiente
al Nivel Infer ior . 1gua.lmnte l a t r m s i c i ó n hacia la esquistosidad de f l u j o s e produce en f o r m gradual.
mientras que las rocas
Ocro a s p c t o importante del f a c t o r l i tolÓ@co s e nota cuando las cadas
d i f i e r en en su naturaleza, a s í la esquistosidad que l a s afecta presenta una r9refrzcciÓn11 es d e c k de un e s t r a t o a o t ro se notan var iac ioms delángulo
formado entre los planos de e s t r a t i f i cac ión y la esquistosidad (Ver f o t o ).
N&o*&o&. - Relaciones de l a esqyistosidad con l o s pliegves y la estrat i f icación.-
!'Las observaciones indican que no L2uede existir e s q i s t o s i d a d s i n plega-
miento. I I
ItEl plano axial del pliegue es subparalelo al plano de L? esquistosidad."
- 6 -
!En e l caso d e l a esquistosidad de fractura eiicontramos que ésta adopta muchas
veces una disposición en abanico." (Plano 11). "Los e j e s de pliegues y la l ineación (l), resu l tan te de la. intersección d e l ph i lo de e s t r a t i f i cac ión y del plano de la escpistosidad son p r a l e l o s entre s í " ,
( 1. '
UtiUdc3d de las micro-esti.ucturas, esquistosidad, micmpliegues y
l i n m c i ó n - Zjemplo: Estudio tectónico de la zona Rio La Paz+apa&c& (Tab las I :y 11)
La r eg i in Rio La Paz - Sapahaqui e s un buen ejemplo de deformaciones en los niveles e s t m c t u r d e s Nedio e In fe r io r alto durante la TectÓiiica Hwcínica.
Una f u e r t e erosión después del solevantamiento de l a Cordillera de Los Andes
nos permite es tudiar inclusive por debajo del Frente &perior de dsquistosidad. Sonde1 --- Nivel E s t m c t u r a l Nedio II_- las defornaciones que se observan desde el S.17.
(&ea de Sapahagui-Urmiri y el carnino a i31 Tholar) hacia l a confluencia de l o s r i o s La Paz y Luvibsy (Las Juntas).
j3l cor te e s t ruc tu ra l a escala (1:lOO.OOO; Tabla 11) nos mues-tra que los pliegues a escala kilométrica son simétricos (Ortorrómbicos ) o asimétricos (I~~onocEnicos ) . YI Los pliegues siniétricos tienen los plamos axiales ver t ica les .
Los pliegues asim6:tricos son inclinados o volcados con sus planos ax ia les Suzaflo
hacia e l S.W. --_. _I
Con las observaciones a microescala, notamos l a exisLencia de las estrias ca rac t e r í s t i ca s d e l o s pliegues IsÓ]?acos.~
dirección de l esfuerzo -mo si se hace estudios eskidisticos. .
Estas e s t r i a s nos pueden dar l a
- E l -I ïtive1 Estructural Infer ia r se observa pasando e l Frsnte 3 2 r i o r +-- - de
Esquistosidad cerca a Las JuYiCas; la esruis tosidad se desarrolla hacia e l N.E.
a.- Sentido de l Volc,?ininto: Los pliegues son volcados al S.W. (Ver coiate
Tabla I I ) , l o cual s e conf i rm observando l o s planos de esquistosidad (Sx ) y l o s planos axiales de nticropliegms. (Fig. ).
La esquistosidad t iene mi buzamiento hacia e l N.E. y u n aspecto ea abailico,
b. -- La ubi caci Ón de . , l o s e& -- s de a n t i dina- le s y s i n c l i i ~ a - m m - e s ,
cuando no se ?=de observar l a zona de la chemela, se conoce interpretando las posiciones respect ivas que adopta la esquistosidad con respecto a Li estra.fificaciÓn y adem5s e l aspecto d e los micropliegue s (Ver figura de
de ta l le ) . .
- 7 - C.-- E l techo y la base de lcs es t r a tos correspordientes a, los f l m c o s
normales e invertidos son deternlinables &servaido l a posición d e l a esquis- tosidad con respecto a la posición de la e s t r a t i f i c a c i ó n .
31 f h i c o normal presenta l a escpis tosidsd m's v e r t i c a l que la e s t r a t i f i -
cacibn,
es t ra t i f icac ión . (Fig. ).
En el f lanco invert ido la escwistosidad es más horizontal que la .
La determinación de un flanco n o r m 1 o invert ido tambign s e puede r e d i z a r
con la ayuda' de 10;s micropliefies, (Fig. ).
d.- Los ru~ibos de las gs t ruc tums se deducen con l a medida de los rumbos
de l a l ineac ión y de los e j e s de micropliegues.
Los rumbos de la l ineación encontrados en l a zona t ienen las s iguien tes - --Y - U"
mdidas: N U0 E-N 150 E.
-" ACONTE C I t i l E N TOS POST-ESQUI STOSI DAD
a.- Los ba to l i to8 gmní t icos del I l l iman i y Qximza Cruz son poster iores
a la. TectÓnica Hercinica:
Los b a t o l i t os c'artan las estructuras h e r c h i c a s .
E1 mtamorfismo de conta.cto a,fecta y borra l a esquistosidad.
Además es tos granitos son afectados por e l cizallamiento acaecido en
las Última,s deformaciones (TectÓnica. Andina).
b.- Los niovirilientos correspolldientes a l a s f a s e s kidinas y caracterizados
por plegamientos con f a l l a , s inversas a fec tan las estructuras y l a escpistosidad
hercinica.
JX, volcaiiliento de l m pliegues de la f a s e myor parece ampliado por los cizallamientos posteriores. Ejemplo! e l Ant ic l in ica l de Xspir i tu Santo.
Además, en l a zona las TectÓnicas fhdinas son caracterizadas por uii rumbo
gerem1 N.N.W*- SeS.E.
El rumbo ac tua l (TJ l.40- M 150) de las es t ruc turas Hercfnices ( l i i imción
y e j e s de pliegue s) ; nos parece desvi ado comparado con los rumbos generales
( N 110) de la cadena Herci'nica en o t r a s zonas.
- 8 -
PLunque las deformaciones her cínicas fueron afectadas por l o s procesos posteriores (mgmtismo, compresiones y dis tensiones) , se puede ver algunos rasgos caracter ís t icos propios de es ta cadena:
- Plegamiento intenso & 12 Niveles Sstructura.les )‘ledio g i n f e r i o r con
esquistosidad de f ractura. - Volcamiento general hacia el S.W,, es decir d d i i ke r io r al ex te r io r de
la cadena Hercinica.
231 conocinliento de los rasgos es t ruc turz les esenciales de la cadena
Hercinica en Bolivia es necesario lmrc? todos los estudios pleogreográf icos ,
Una Hez conocidos, con estudios es t ruc tura les detallados los rasgos caracter ís t icos de las fases de deformacioi-ms posteriores a l a Tectónica
Hercinica, podremos borrar sus efectos y a s í de f in i r , de u m manera más completa, l a ubicación, LI dirección y e l e s t i l o de l a cadena Hercinica,
B IBLIOGBLLFTA
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