Cap_24_rasgos Estructurales Del Territorio Argentino

RASGOS ESTRUCTURALES DEL TERRITORIO ARGENTINO 715

INTRODUCCIN

El objetivo del presente captulo es brindar una sntesisde la evolucin geolgica de Argentina, con especial nfasisen su desarrollo tectnico.

Se analizarn los diferentes ciclos orognicos y losprocesos que llevaron a la constitucin actual de la cordilleraandina y su basamento extraandino. Se prestar especialatencin a los diferentes eventos magmticos, a la deforma-cin y al metamorfismo concomitante y a las caractersticaspaleogeogrficas que controlaron la historia geolgica delterritorio nacional.

El concepto de ciclo orognico se utiliza para enmarcarlos eventos que a partir de procesos extensionales, formaciny destruccin de corteza ocenica y deformacin poserior,llevan a la formacin de cadenas montaosas (Dewey y Bird,1970). El concepto de ciclo se asocia as a la propuesta deDewey y Burke (1974), cuando definieron el ciclo de Wilson,proceso que a travs de la destruccin de un ocano lleva a laformacin de una cadena montaosa, la que poseriormentetermina arrasada por los agentes del ciclo exgeno y queeventualmente mediante un nuevo atenuamiento cortical yextensin forma un nuevo ocano.

En la denominacin de los diferentes ciclos orognicosse utilizar la propuesta de Turner y Mndez (1975), prestan-do especial atencin a las modificaciones poseriores propues-tas por diferentes investigadores. As definidos estos ciclosorognicos estn constituidos a su vez por una sucesin demovimientos diastrficos, en los que se podrn reconocerfases de deformacin, cuando el control geocronolgico esadecuado. Se deja constancia que estas fases diastrficasagrupan una serie de eventos asociados a perodos de inesta-bilidad cortical, que no son necesariamente sincrnicos, dadoque cuando la resolucin de las dataciones as lo permite, sepuede apreciar la diacroneidad de los mismos.

ANTECEDENTES

Diversos autores en diferentes pocas se preocuparonpor comprender los ciclos orognicos del territorio argentino.Entre ellos se destacan las propuestas de Keidel (1921) quienreconoci los ciclos orognicos que llevaron a la formacinde los Braslides en el Paleozoico inferior (actualmente con-siderados como Proterozoico a Cmbrico inferior), losGondwnides a fines del Paleozoico, los Patagnides duranteel Cretcico y finalmente los Andes durante el Cenozoico. Enesta propuesta cada ciclo culminaba con una cadena monta-osa, a la que se carcterizaba por una deformacin orognicaresponsable de su formacin y levantamiento.

Con poserioridad corresponde a Groeber (1929, 1946,1951) proponer un esquema orognico que llevara a travs dediferentes movimientos y fases a la formacin de las monta-

RASGOS ESTRUCTURALES DEL TERRITORIO ARGENTINO

1. EVOLUCION TECTNICA DE LA ARGENTINA

Victor A. Ramos

Laboratorio de Tectnica Andina, Departamento de Ciencias Geolgicas, Facultad de Ciencias Exactasy Naturales. Universidad de Buenos Aires, Pabelln II, Ciudad Universitaria.

as. Acept los movimientos paleozoicos y mesozoicos pro-puestos por Keidel (1921), pero brind un cuadro ms com-pleto para el levantamiento de los Andes, reconociendo paradiferentes segmentos y regiones movimientos y fases dedistinta intensidad, generando una adecuada nomenclaturapara la poca.

Durante el apogeo de la teora geosinclinal correspondia Borrello (1963, 1968, 1969) la elaboracin de un esquemade evolucin tectnica, que dentro de ese marco, reconocalos ciclos protodico, paleodico y neodico para la formacinde los diferentes sistemas montaosos. Reconoci las dife-rentes fases orognicas, correlacionndolas con sus pares deotras regiones del mundo, asumiendo una sincroneidad ycorrelacin directa con ellas.

Stipanicic y Rodrigo (1970 a y b), ms tarde Turner yMndez (1975), Aceolaza y Toselli (1976) y Salfity et al.(1984 a) se apartan de esta nomenclatura internacional propo-niendo nombres locales para los distintos episodios orognicos.Estas propuestas originaron una serie de movimientos yfases, que dentro de cada orgeno sern discutidas y analiza-das con distintas evidencias geocronolgicas a fin de constre-ir su edad. Estas propuestas, complementadas con otras paradistintas regiones, permitieron la elaboracin de un esquemaregional local para describir los diferentes procesos orognicosque se conocen en la actualidad.

Con el avenimiento de la tectnica de placas, diferentesinvestigadores intentaron ubicar en un marco ms movilistalos diferentes procesos formadores de montaas, asociados adistintas colisiones y amalgamamientos de terrenos comofueran descriptos por Ramos et al. (1984, 1986) y Ramos(1984, 1986, 1988 a, b), Dalla Salda et al. (1992 a, b, 1993,1998), Benedetto y Astini (1993), Astini et al. (1995, 1996),entre otros.

El mejor conocimiento de estos procesos ha llevado, enlos ltimos aos, a complejas y a veces contradictoriaspropuestas de evolucin estructural del territorio argentino.En la presente sntesis se seguirn las propuestas que cuentancon mayor consenso, dejando bien establecido que algunaspueden ser slo hiptesis de trabajo para orientar investiga-ciones futuras.

RESEA DE LOS GRANDES CICLOSOROGNICOS

Los diferentes ciclos orognicos reconocidos en nuestropas son presentados en forma sinttica en la Figura 1, dondeslo se ilustran las principales cadenas montaosas presentes(Figura 1a) y pasadas (Figura 1b), algunas de estas ltimastotalmente arrasadas. A fin de ilustrar su distribucin seenfatiz la edad primaria de las estructuras sobre lasreactivaciones poseriores. La consolidacin del basamentoms antiguo conocido en la Argentina corresponde al ciclo

INSTITUTO DE GEOLOGA Y RECURSOS MINERALESGEOLOGA ARGENTINA CAPTULO 24ANALES 29 (24): 715-784, BUENOS AIRES, 1999

Victor A. Ramos Captulo 24716

orognico tandiliano durante el Proterozoico inferior (Teruggiy Kilmurray, 1975; Dalla Salda et al., 1989) el cual esequivalente al ciclo transamaznico definido en la plataformabrasiliana por Almeida et al. (1976). Este ciclo llev a laformacin de Tandilia y queda comprendido principalmenteen la llanura bonaerense y en la adyacente isla de MartnGarca.

La regin central del pas, en especial las regionesprecordilleranas de San Juan y Mendoza registran unaimportante deformacin del Proterozoico medio. Dada la

naturaleza extica al Gondwana de este basamento y susafinidades temporales y composicionales con el continentede Laurentia, se han reconocido a estas rocas como integran-tes del orgeno grenvilliano, por su aparente continuidadpaleogeogrfica a travs de los diferentes continentes amal-gamados durante esa poca (Dalla Salda et al., 1992 b;Ramos et al., 1993).

Sin embargo, la orogenia principal durante el Proterozoicocorresponde al ciclo pampeano de fines del Proterozoico aPaleozoico basal, como fuera propuesto por Aceolaza y

Figura1. Principales sistemas orognicos desarrollados en la Argentina: a) rea abarcada por la orogenia ndica; b)Principales relictos de las orogenias prendicas (basado en Keidel, 1921; Windhausen, 1931; Groeber, 1938; Borrello, 1969;

Dalla Salda et al., 1989 y Ramos, 1989 a, entre otros).


Toselli (1976). Este ciclo es parcialmente sincrnico con elciclo brasiliano reconocido como uno de los principalesciclos de amalgamacin del Gondwana occidental (Almeidaet al., 1976; Ramos, 1988a). Se halla preservado en casi todala regin de las Sierras Pampeanas y parte del noroesteargentino y de la Patagonia extraandina.

El sector preandino de la regin noroeste y central deArgentina registra importantes eventos orognicos durante elPaleozoico inferior agrupados en el ciclo Famatiniano porAceolaza y Toselli (1976).

La orogenia gondwnica, as descripta por Keidel (1921)y Groeber (1938), form una serie de cadenas montaosasque coinciden principalmente con las montaas de Ventaniay lo que es actualmente la Cordillera Frontal y sus estribacionesms australes.

Durante el ciclo patagondico parte de la regin austral ynorte de la Patagonia, as como Tierra del Fuego, sufrieron unimportante evento de deformacin durante el Cretcico me-dio. Este evento llev a la formacin de los Patagnides, asidefinidos por Keidel (1921), Windhausen (1931) y Groeber(1938).

El Cenozoico registra el levantamiento de la Cordillerade los Andes, as como de algunas reas adyacentes como lasSierras Pampeanas. Este ciclo ndico, definido por Groeber(1918, 1929, 1951) presenta caractersticas propias que sedesarrollaron desde fines del Mesozoico hasta la actualidad.

El cuadro 1 resume los distintos ciclos orognicos reco-nocidos, los intervalos temporales de sus principales fasesdiastrficas y las cadenas montaosas representativas. En losciclos ms antiguos se hace referencia a la edad del basamen-to y no a la morfoestructura actual que podra ser mucho msjoven. Este ha sido elaborado sobre la base de los anteceden-tes previamente mencionados y otros que se discutirn en lasdescripcin especfica de cada regin.

CICLO TANDILEANO

La regin de Tandilia expone un basamento altamentedeformado, carcterizado por el desarrollo de fajasmilonticas ya descriptas por Backlund (1913), las quefueron interpretadas como grandes fajas de transcurrencia

por Dalla Salda (1981a). Estas fajas, sobre la base de losestudios de Teruggi et al. (1989) y Ramos et al. (1990)fueron interpretadas como zonas de cizalla contraccionalcon vergencia dominante hacia el nor-noroeste. Estas fajasse habran formado por la colisin del terreno de Tandiliacontra el terreno de Buenos Aires (Ramos, 1996a) llevandoa la consolidacin y amalgamamiento del cratn del Ro deLa Plata durante el Proterozoico inferior. La sutura entre losdos terrenos est representada por la faja de rocas ocenicasde la Formacin El Cortijo (Teruggi et al., 1989), cuyaimportancia regional ha sido evidenciada por los estudiosgravimtricos y magnetomtricos realizados en el sector deTandilia por Kostadinoff (1995). La Figura 2 resume lascaractersticas geolgicas principales del sistema de Tandilia,basadas en Dalla Salda et al. (1989) y Ramos et al. (1990).La edad de la colisin se establece por la edad delmagmatismo asociado a subduccin que fuera establecidopor Dalla Salda y Francese (1985) y Dalla Salda et al. (1989)entre 2.100 y 1.900 Ma (isocronas Rb/Sr en roca total), la delos diques cidos asociados (Pinese et al., 1999) y la de losgranitoides poscolisionales (1.700 Ma, Varela et al., 1988).Si bien no se tienen edades del basamento metamrfico deTandilia no se descarta una edad arqueana para el mismo.

Los estudios recientes sobre los diferentes cortejos dediques de la comarca han permitido identificar una serie dediques cidos y de composicin intermedia, agrupados en laFormacin Briggite (Ramos et al., 1990), con caractersticascalcoalcalinas y edades Ar40/Ar39 de 2.020 24 Ma y 2.007 24 Ma (Pinese et al., 1999). Esto permitira interpretarloscomo una fase distensiva dentro de la evolucin orognicaprincipal del ciclo tandileano, quizs asociada a un iniciodel desprendimiento de la lmina ocenica subducida (slab-break off, Davies y von Blackenburg, 1994). Otra serie dediques de composicin tholetica tienen una edad ms in-cierta. Estudios de Ar40/Ar39 en estos diques arrojaron unaedad de 811 36 Ma, mientras que por K/Ar dieron 803 14 Ma y 1.193 18 Ma (Pinese et al., 1999). Estos diqueshaban sido interpretados como del Proterozoico inferior(cerca de 1.700 Ma) por Echeveste et al. (1997) y como delProterozoico superior en diques equivalentes de Uruguaycon edades cercanas a 750 Ma por Girardi et al. (1996).

CUADRO 1. CICLOS OROGNICOS DE LA ARGENTINA

CICLO EDAD (en Ma) CADENA MONTAOSA

ndico 45 a 0 Cordillera de los Andes

Patagondico 98 a 75 Cordillera Fueguina, PrecordilleraPatagnica, Regin extraandina del Neuqun

Gondwnico 290 a 250 Ventania y Cordillera Frontal

Famatiniano 465 a 385 Precordillera, Sierras Pampeanas Occidentales

Pampeano 600 a 520 Sierras Pampeanas Orientales

Grenvilliano 1.100 a 1.050 Proto-Pie de Palo, Bloque de las Mahuidas

Tandileano 2.100 a 1.900 Tandilia


Independientemente de la edad, por su orientacin en en-jambres suparalelos, estos diques estaran representando unevento extensional importante que marc la disgregacindel supercontinente transamaznico, antes del inicio delciclo brasiliano.

Con excepcin de las rocas metamrficas de la islaMartn Garca (Dalla Salda, 1981b), el ciclo tandileano estrestringido exclusivamente a la regin de las sierras septen-trionales de la provincia de Buenos Aires y al subsuelo de laciudad de Buenos Aires. La Figura 3 presenta una hiptesis deevolucin tectnica del ciclo tandileano segn Ramos et al.(1990).

CICLO GRENVILLIANO

Este ciclo ha sido reconocido en el basamento metamr-fico de la sierra de Pie de Palo, en el sector ms occidental delas Sierras Pampeanas de la provincia de San Juan (DallaSalda et al., 1992 b; Ramos et al., 1993; Varela y Dalla Salda,1993). Este basamento podra ser correlacionable con lasrocas metamrficas expuestas en la sierra de Umango, ubica-das en la provincia de La Rioja, de acuerdo con las datacionesde Varela et al. (1996).

En el basamento cristalino de la sierra de Pie de Palo sereconocen facies de bajo y medio a alto grado metamrficoadems de granitoides, destacndose la sobreimposicin deun metamorfismo dinmico, que llev al desarrollo de rocas

cataclsticas y milonticas (Dalla Salda y Varela, 1982,1984). Las rocas afectadas por metamorfismo de bajo grado,en facies de esquistos verdes comprenden mrmoles yesquistos carbonticos, cuarcitas y esquistos derivados demetarenitas cuarzosas; esquistos talcosos, tremolticos yclortico serpentnicos tectonizados, as como esquistosaluminosos y grafticos tectonizados y esquistos magnesia-nos. Las asociaciones de medio a alto grado metamrfico, enfacies de anfibolitas almandnicas presentan la mayor ex-tensin regional. Comprenden esquistos, anfibolitas ygneises; los esquistos presentan variedades micceas ycuarzo-feldespticas, como as tambin, en menor propor-cin, anfiblicas y anfiblicas-granatferas, cianticas ysillimanticas. Los gneises son de tipo embrequticos,micceos-granatferos y diopsdicos (Dalla Salda y Varela,1984; Vujovich y Kay, 1998). Las anfibolitas tienen ampliodesarrollo y son de grano fino a medio y en sectores estnasociadas a rocas ultrabsicas del tipo alpino (Villar, 1985;Vujovich, 1993). Suelen mostrar deformacin cataclsticacon desarrollo de superficies de cizalla que alteran laprismolineacin de los anfboles.

Las dataciones realizadas por McDonough et al. (1993)indican para los gneises y anfibolitas edades comprendidasentre los 1.100 y 1.000 Ma, indicando una edad proterozoicamedia que correspondera a la orogenia de Grenville.

Las dataciones U/Pb realizadas en circones en xenolitosde rocas metamrficas obtenidos en rocas volcnicas miocenas

Figura 2. Principales unidades del sistema de Tandilia (basadas en Dalla Salda y Francese, 1985; Varela et al., 1988 y Ramos etal., 1990). Se indican las edades Rb/Sr y relaciones isotpicas iniciales de los granitoides.


Figura 3. Esquema de evolucin del ciclo orognico tandileano, aproximadamente a los 2.000 Ma (basado en Teruggi et al.,1989 y Ramos et al., 1990).

de la Precordillera (Kay et al., 1996), muestran edades de1.100 Ma que permiten integrar el basamento cristalino de laplataforma carbontica cambro-ordovcica de la Precordilleracon el basamento de Pie de Palo (Figura 4).

Los estudios petrogrficos y geoqumicos llevados acabo en la sierra de Pie de Palo muestran que esta reginest compuesta por una corteza juvenil formada por acrecinde arcos islndicos entre los 1.050 y 950 Ma (Vujovich,1993). Estudios recientes han demostrado las caractersti-cas ocenicas de este basamento el que tambin podrarepresentar rocas mficas y ultramficas de dorsalesocenicas y cuencas de trasarco (back-arc basins, Vujovichy Kay, 1998).

Caractersticas petrogrficas y geoqumicas simila-res han sido descriptas por Abbruzzi et al. (1993) en losxenolitos procedentes del basamento de Precordillera.Rocas de similar edad se continan por el subsuelo de lacuenca de Cuyo y vuelven a aflorar en el Bloque de SanRafael, en el sector de Ponon Trehue. Estas caractersti-cas han permitido agrupar en un slo terreno denominadoCuyania, al basamento de la sierra de Pie de Palo, cerrosBarboza y Valdivia, junto con el basamento metamrficode la Precordillera y su extensin en el bloque de SanRafael. Le edad grenvilliana obtenida en el basamentometamrfico del Bloque de San Rafael por U/Pb encircones, ha sido tambin corroborada mediante datacionesRb/Sr por Cingolani y Varela (1999).

A estos afloramientos habra que agregar los del plutnLas Matras en la provincia de La Pampa, donde nuevos datosobtenidos por Sato et al. (1999) confirman una edad de 1.212 47 Ma por Rb/Sr y 1.178 47 Ma por 143Nd/144Nd.

Rocas metamrficas de este ciclo orognico han sidoidentificadas en el cordn del Portillo, donde en su sectoroccidental y en las vecindades del paso homnimo habansido descriptos gneises por Polanksi (1964), los que datadospor U/Pb en circones arrojaron edades de 1.064 Ma (Ramosy Basei, 1997 a y b). Este basamento, interpretado comocorrespondiente al sector ms oriental de Chilenia, permitirareconocer la extensin del ciclo grenvilliano a por lo menosparte del basamento metamrfico de Chilenia aflorante en laactualidad en el substrato de las secuencias paleozoicas de laCordillera Frontal.

CICLO PAMPEANO

Este ciclo abarc principalmente las rocas metamrficasdel sector oriental de las Sierras Pampeanas (Ramos, 1988a y b; Kraemer et al., 1995) y en el noroeste argentino la fajade deformacin de la Formacin Puncoviscana (Omarini,1983).

SIERRAS PAMPEANAS ORIENTALES

La existencia de granitoides de composicingranodiortica a tonaltica en las Sierras Norte de Crdoba ysu extensin al sector ms austral, en las canteras de LoncoVaca en La Pampa (Prica, 1986) y los afloramientos de lasproximidades del ro Colorado, han permitido reconstruir unorgeno proterozoico superior a cmbrico inferior inclusive(Ramos, 1988a). Los estudios geoqumicos realizados porLira et al. (1997) mostraron la naturaleza calcoalcalina deestos granitoides, confirmando su origen asociado a proce-sos de subduccin. Algunas dataciones de estos cuerposdieron edades proterozoicas, edades slo confirmadas par-cialmente por los nuevos estudios de Koukharsky et al.(1999) en el norte de Crdoba (567 16, K/Ar en hornfels).Estas rocas granticas culminan con granitos sincolisionalesy poscolisionales que representan una anatexis de bajascondiciones de presin a los 525 Ma correspondiente alCmbrico inferior que fueron descriptos por Rapela et al.(1997, 1998a y b). Estas rocas son intruidas por prfidosriolticos y riolitas con una edad cmbrica superior de 495Ma (Rapela et al., 1991a), que estaran indicando la exhu-macin del orgeno.

Las edades de colisin han sido restringidas al Cmbricomedio y superior, interpretando a este ciclo orognico comoun evento de muy corta duracin por Rapela et al. (1997 y1998a y b). Sin embargo, si se tienen en cuenta el lmiteproterozoico-cmbrico establecido por precisas datacionesen circones por el mtodo U/Pb en localidades tipo, ste seubicara en los 543 Ma, mientras que el lmite entre elCmbrico inferior y medio se ubicara a los 509 Ma (Bowringy Martin, 1999). De ello resulta que los granitoides asocia-dos a subduccin corresponderan al Proterozoico superiora Cmbrico basal, seguidos por granitos poscolisionales del


Figura 4. Basamento del terreno de Cuyania donde se han reconocido edades Grenville de deformacin(basado en Ramos et al., 1998).


Cmbrico inferior. Las edades del ciclo pampeano as defi-nidas seran tpicas de otros cinturones brasilianos preserva-dos en el sector ms al este, tanto en territorio uruguayocomo en el sector sur de Brasil (Fragoso Cesar, 1993; SigaJunior et al., 1993).

Este orgeno ha sido interpretado por Kraemer et al.(1995) como el resultado de la colisin del terreno de Pampiacon subduccin al este por debajo del cratn del Ro de LaPlata. El arco magmtico de las Sierras Pampeanas Orientalesdefinidos por estos autores se corresponde con el arcomagmtico pampeano oriental propuesto por Ramos (1988 ay c), el que desarrollara ms hacia el este (coordenadasactuales) un magmatismo bsico en una cuenca de trasarco(Escayola et al., 1996). Como testimonio del cierre de estascuencas ocenicas han quedado obducidos cinturonesofiolticos entre el terreno Pampia y el de Crdoba (Figura 5)y entre el de Crdoba y el basamento del cratn Ro de la Plata(Ramos et al., 1999).

Un pico de metamorfismo trmico ha sido registrado enla sierra de Crdoba por U/Pb en titanitas y apatitasmetamrficas a los 509 2 Ma por Fantini et al. (1998), quede acuerdo a Bowring y Martin (1999) coincidira con ellmite entre el Cmbrico inferior y el Cmbrico medio. Estosautores han interpretado este evento como ocasionado por elefecto trmico de la colisin de una dorsal ocenica. Sinembargo, sobre la base de la evidencia presentada por Rapelaet al. (1998a), es evidente que el ocano entre Pampia y elterreno de Crdoba ya estaba cerrado para esa poca lo quehace poco probable asignar el efecto trmico a una colisin deuna dorsal ocenica. Una hiptesis alternativa sera relacio-narlo a un efecto trmico pstumo de la colisin asociado alslab break-off, producido a fines del Cmbrico inferior.

El protolito de las rocas metamrficas del sector occi-dental de las sierras de Crdoba ha sido interpretado porNorthrup et al. (1998) como correspondiente a rocassedimentarias de un prisma acrecional. Estas rocas tienenuna deformacin coherente con vergencia hacia el oestecomo ha sido establecido por Dalla Salda (1987) y confirma-do por numerosos estudios (Kraemer et al., 1995; Simpsonet al., 1998).

La deformacin penetrativa que se observa en las SierrasPampeanas Orientales, y en especial en las sierras de Crdobahabra cesado para el Ordovcico inferior. Granitosposectnicos que presentan una fbrica istropa sin deforma-cin, como el plutn de Paso del Carmen en las proximidadesde Villa del Soto, tienen una edad de 4745 Ma datado por elmtodo de U/Pb en circones. En la roca de caja de este mismocuerpo hay esquistos con monacitas que indican una edadconcordante para el metamorfismo de 5161 Ma y 5152 Ma,ligeramente menor a la del metamorfismo principal (Gromety Simpson, 1999).

NOROESTE ARGENTINO

La potente secuencia de turbiditas de la FormacinPuncoviscana definida por Turner (1960) en la sierra deSanta Victoria, ha sido plegada e incipientementemetamorfizada durante el Proterozoico superior a Cmbricobasal. La edad de estas rocas se basan en una rica icnofaunaconocida en diversas localidades del noroeste argentino y

descripta por Aceolaza (1978), Aceolaza y Durn (1982)y Aceolaza et al. (1999). Estas rocas se hallan intruidaspor los batolitos de Santa Victoria y La Quesera. En estaltima localidad ha sido descripta la discordancia erosivaque separa a parte de estas rocas granticas tanto como a laFormacin Puncovicana de los depsitos cmbricos(Keidel, 1943; Ramos, 1973). Esta discordancia que co-rrespondera a los movimientos tilcricos marcara la cul-minacin del ciclo pampeano en el noroeste argentino(Omarini, 1983; Salfity et al., 1984 a) y sera responsabledel metamorfismo de muy bajo a bajo grado que fueradescripto por Omarini y Do Campo (1993) y Do Campo(1999). En las regiones ms internas han sido descriptaslavas almohadilladas en esta unidad (Omarini et al., 1993),que en otras localidades haban sido interpretadas comovolcanismo de intraplaca ocenica por su carcter alcalino(Coira et al., 1990). Nuevos anlisis geoqumicos de diver-sas localidades en rocas baslticas de esta unidad hanllevado a reconocer tres grupos de rocas baslticas deafinidades ocenicas: uno alcalino, otro transicional y untercero tholetico (Omarini et al., 1999a).

No hay acuerdo con respecto al ambiente tectnico entrelos distintos autores que estudiaron la faja de Puncoviscana,que se corresponde con los depsitos marinos formadosdurante el ciclo pampeano, que se desarrollaron en la Cordi-llera Oriental de Salta y Jujuy y en el sector norte de las SierrasPampeanas Occidentales (Figura 6). Para algunos autorescomo Omarini y Sureda (1993) estos depsitos turbidticos sehabran originado en el Proterozoico como un sistema de rift,que llega a producir corteza ocenica y que poseriormenteactiva una zona de subduccin (Omarini et al., 1999b). ParaJezek et al. (1985) es una cuenca intracratnica o un margenpasivo dado el predominio de paleocorrientes procedentes delsector oriental (Figura 6). Otros autores como Kraemer et al.(1995) y Keppie y Bahlburg (1999) interpretaron a estosdepsitos como pertenecientes a una cuenca de antepasdonde las secuencias turbidticas se habran formado comoresultado de la colisin del terreno de Pampia con el cratn delRo de La Plata.

Otra alternativa posible sera interpretar a la deformacintilcrica como resultado de la colisin entre el terreno para-autctono de Arequipa-Antofalla y el protomargen delGondwana, elaborado sobre el terreno de Pampia en elCmbrico basal (Ramos, 1988a; Omarini et al., 1999a). Enesta interpretacin los granitoides de La Quesera y SantaVictoria seran el testimonio de un arco magmtico asociadoa la subduccin de la corteza ocenica por debajo de Pampia,en forma previa a la colisin y cierre de la cuenca ocenica.Dependiendo de la edad de la colisin entre los terrenos dePampia y Crdoba, la Formacin Puncoviscana podra co-rresponder a los depsitos de cuenca de antepas, si estacolisin fuera ms antigua que 535 Ma.

Las diferentes hiptesis tectnicas se resumen en laFigura 7. Esta colisin sera responsable del metamorfismoregional generalizado en la regin noroeste de Argentina ynorte de Chile, que fuera definida como una extensa fajamvil por Lucassen y Franz (1996); Lucassen et al. (1996,1999) y Becchio et al. (1999). De acuerdo a estos autores lascaractersticas del basamento a ambos lados de la suturaindicaran que los bloques corticales tendran igual compo-


Figura 5. Las ofiolitas de las Sierras Pampeanas orientales (basado en Kraemer et al., 1995; Escayola et al., 1996; Ramos et al.,1999), con indicacin de la vergencia de la deformacin segn Simpson et al. (1998).

sicin, lo que reafirmara el carcter parautctono del terre-no de Arequipa-Antofalla (Ramos y Basei, 1997b).

CICLO FAMATINIANO

Este ciclo definido por Aceolaza y Toselli (1976)correspondera a una serie de eventos orognicos que

afectaron el sector norte y central de Argentina duran-te el Paleozoico inferior y que llev a la consolida-cin tectnica de la regin pampeana. Para su des-cripcin se pueden reconocer tres reas de diferentecomportamiento tectnico, el noroeste argentino, laregin de Precordillera-Sierras Pampeanas y la reginpatagnica.


NOROESTE ARGENTINO

Este sector registra a partir del Cmbrico medio asuperior el desarrollo de una cua clstica basal forma-da por las ortocuarcitas del Grupo Mesn (Turner,1960). Estos depsitos, confinados a la CordilleraOriental de Salta y Jujuy y al sector ms oriental de la

Puna, preceden a los depsitos del Ordovcico inferiora medio de la Formacin Santa Rosita y unidadesequivalentes. Estos depsitos en conjunto marcan eldesarrollo de una plataforma clstica que coincide aestas latitudes con el protomargen del Gondwana Oc-cidental (Figura 8). Los depsitos arenigianos de laFormacin Acoite y equivalentes, corresponderan a la

Figura 6. Desarrollo paleogeogrfico de la faja Puncoviscana durante el ciclo pampeano y direccin de paleocorrientes(basado en Jezek et al., 1985).


progradacin hacia el oeste de esta plataforma (Ra-mos, 1972).

Estas rocas se interdigitan con depsitos volcnicos yvolcaniclsticos de edad arenigiana-llanvirniana, que haciael sector sur de la Puna estn asociadas a plutones decomposicin grantica (Coira y Koukharsky, 1994). Estasrocas han sido reconocidas como la faja eruptiva de la Punaoriental (Mndez et al., 1972). La edad arenigiana de lafauna de graptolites que limita a las volcanitas tanto en labase como en el techo (Coira y Ramos, 1995), as como las

dataciones U/Pb en monacita de los granitoides (Lork yBahlburg, 1993) son coincidentes, indicando unasincroneidad entre los stocks granticos y las volcanitas. Sibien estas rocas magmticas de la faja oriental son laextensin hacia el norte del arco magmtico famatiniano delas Sierras Pampeanas Occidentales, como ha sido demos-trado desde los estudios geocronolgicos preliminares deOmarini et al. (1984), las caractersticas de magmatismoasociado a subduccin no son tan evidentes. Esto ha sidointerpretado por Coira et al. (1999b) como evidencia desubduccin oblicua a lo largo de esta faja en su sector norte.Esta sera responsable de la transcurrencia que se observa enlas rocas de caja ordovcicas y su intensa deformacin(Bahlburg, 1990; Hongn, 1994).

En el sector ms occidental de la Puna las rocas delOrdovcico inferior a medio son cubiertas por potentessecuencias clsticas de edad llandeilliana-caradociana,datadas por lo graptolites de la sierra de Lina (Ramos, 1972).Estas rocas han sido interpretadas como depsitos de unacuenca de antepas por Bahlburg (1990) y Bahlburg y Herv(1997), formada por la colisin del bloque para-autctonode Arequipa-Antofalla y el bloque cratonizado de Pampia.Esta deformacin fue datada en aproximadamente 465 Ma yasignada a la fase guandaclica por Salfity et al. (1984 b) yBahlburg (1990).

El sector occidental de la Puna, tanto en territorio argen-tino como chileno, presenta una faja de rocas volcnicas ygranitoides conocidos como la faja eruptiva de la Punaoccidental (Palma et al., 1987; Niemeyer, 1989). La petrologay geoqumica de estas rocas ha sido descripta por Coira et al.(1999 a y b) como pertenecientes a un tpico arco magmtico.

Estas secuencias tanto clsticas como volcnicas y laspiroclastitas asociadas han sido intensamente deformadas enel Ordovcico superior por la orogenia de los movimientosoclyicos (Turner y Mndez, 1975). Sus caractersticas es-tructurales han sido descriptas por Mon y Hongn (1987) yHongn y Mon (1999).

La interpretacin de estos eventos magmticos y lasdeformaciones correspondientes han tenido diversas inter-pretaciones. Para algunos autores representara en los esta-dios iniciales una regin de extensin detrs del arco, quellevara a la formacin de una cuenca ocenica, la que secerrara mediante el desarrollo del arco magmtico oriental enun breve lapso del Arenigiano (Ramos, 1988a). El arcomagmtico occidental representara la subduccin previa auna nueva colisin del terreno Arequipa-Antofalla contra elmargen pampeano (Ramos, 1988a).

Para otros autores como Conti et al. (1996) sobre la basede datos paleomagnticos, la Puna podra tambin haber sidoun terreno alctono que habra colisionado con poserioridadal Ordovcico inferior con el margen pampeano.

Los estudios de Bahlburg y Herv (1997) han interpreta-do la evolucin de este sector como un slo bloque continen-tal con extensin detrs del arco. Esta extensin ha sidopuesta en duda en trabajos poseriores dado que las ofiolitasdel sur de la Puna han sido interpretadas sobre la base de datosgeoqumicos como correspondientes a arcos islndicos(Bahlburg y Zimmermann, 1999), segn estos autores deposible edad precmbrica.

Recientemente Coira et al. (1999 a y b) han propuesto

Figura 7. Hiptesis alternativas sobre la evolucintectnica de la faja de Puncoviscana. a) Margen pasivo

(pars Jezek et al. (1985); b) Cierre de un ocano consubduccin y colisin (Ramos, 1988a); c) Desarrollo de un

rift (Omarini y Sureda, 1993); d) Cuenca de antepas(Kraemer et al., 1995; Keppie y Bahlburg, 1999); e) Rift

que evoluciona a cuenca ocenica y a la formacin de unarco islndico (Omarini et al., 1999a).


que el arco magmtico de la Puna occidental podra corres-ponder a subduccin, mientras que el oriental sera mscomplejo, pudiendo corresponder a volcanismo de ambien-

te de trasarco, como ha sido propuesto previamente porDamm et al. (1990), con una importante componente dedesplazamiento de rumbo.

Figura 8. Esquema tectnico que ilustra la relacin entre las fajas eruptivas occidental y oriental de la Puna con losgranitoides de las Sierras Pampeanas Occidentales y del Famatina durante el ciclo famatiniano. Basado en Coira et al. (1982);Ramos (1986 y 1989c); Toselli et al. (1987); Ramos y Vujovich (1993); Gtze et al. (1994); Sureda et al. (1999) y con edades U/

Pb en monacitas segn Bahlburg y Herv (1997) y en circones segn Rapela et al. (1999).


Para otros autores representara una faja mvil sin deno-tar la presencia de acrecin continental alguna, sobre la basede la uniformidad composicional del basamento, que nopresenta diferencias sustanciales en su metamorfismo y com-posicin (Lucassen y Franz, 1997).

La orogenia oclyica (Ramos, 1986) que llevara a laprimera estructuracin importante de los depsitos ordovcicosproducira el levantamiento de la Protopuna (Bonarelli, 1913-15; Salfity et al., 1984 b) y la importante discordancia quesepara a estas unidades de los depsitos silricos en el bordeoccidental de la Puna (Aceolaza et al., 1972).

Como resultado del levantamiento de la Protopuna segeneraron dos cuencas de antepas, una perifrica y otrade retroarco. La primera est representada por los dep-sitos siluro-devnicos que desde el Salar del Rincn seextienden al norte de Chile (Palma e Irigoyen, 1987). Lasegunda se desarrolla mediante la estructuracin y levan-tamiento de la Protopuna y el sector ms occidental de laCordillera Oriental de Salta y Jujuy. En esta cuenca deantepas se depositan ms de 5.000 m de sedimentoscorrespondientes a tres secuencias progradantes descriptaspor Starck et al. (1993). Estas secuencias se preservan enel sector oriental de la Cordillera Oriental y en las SierrasSubandinas. El sector distal de esta cuenca de antepas seextiende hasta la cuenca de Paran, como lo demostraraMilani (1997) y Milani y Ramos (1999) en el sur deBrasil. Si bien estos autores interpretan la cuencasilurodevnica de la Cordillera Oriental y el SistemaSubandino como cuenca de antepas, otros autores laadscriben a una cuenca de rift con enfriamiento trmicoposerior (Vistalli, 1999).

PRECORDILLERA-SIERRAS PAMPEANAS

Los depsitos calcreos de la Precordillera de La Rioja,San Juan y Mendoza, constituyeron una plataforma carbonticacuyo basamento integra junto con el bloque de San Rafael loque se conoce actualmente como terreno de Cuyania (vaseFiguras 4 y 9) (Ramos et al., 1996 a; Astini et al., 1996). Esteterreno se habra separado del continente de Laurentia duranteel Cmbrico inferior (Thomas y Astini, 1996), como lo atesti-guan sus datos faunsticos (Borrello, 1965; Benedetto y Astini,1993; Benedetto et al., 1999); sus polos paleomagnticos(Rapalini y Astini, 1997) y la naturaleza isotpica y geoqumi-ca de su basamento (Kay et al., 1996). Este microcontinente deCuyania se ha separado de Laurentia mediante un episodio derifting preservado en la Precordillera riojana, donde los estratoscontinentales rojos y depsitos evaporticos que anteceden losbancos carbonticos del Cmbrico inferior portadores de laFauna de Ollenelus han sido interpretados como facies desinrift (Astini y Vaccari, 1996).

La plataforma carbontica se extendi desde la presentePrecordillera de Cuyo hasta el bloque de San Rafael, dondefuera descripta por Bordonaro et al. (1996), habindose de-mostrado su extensin hasta las proximidades del cerro SanJorge en La Pampa (Melchor et al., 1999).

El terreno de Cuyania colision con el terreno dePampia entre los 460 y 470 Ma, desarrollndose una suturaentre la sierra de Valle Frtil y la sierra de Pie de Palo(Figura 9), como lo han evidenciado Gimnez et al. (1999)

por sus anomalas gravimtricas y magnticas. La evolu-cin sedimentaria de la Precordillera Oriental muestra eldesarrollo de los depsitos clsticos del sector oriental,que se asocian en el inicio de la colisin a la extensinflexural con el desarrollo de fallas normales (Astini, 1997).Las distintas etapas de anegamiento (drawning) de laplataforma calcrea, el fallamiento extensional, y la defor-macin colisional han quedado registradas en el sectororiental de la Precordillera (Astini et al., 1996; Ramos etal., 1998). La deformacin culmina durante el Ordovcicosuperior y el Silrico con la primer cuenca de antepasdesarrollada entre la Precordillera y las Sierras Pampeanas(Astini et al., 1996).

En el sector occidental de las Sierras Pampeanas seregistra entre los 515 y 460 millones de aos un arcomagmtico asociado a subduccin cuya extensin se ilus-tra en la Figura 10. Este arco magmtico de las SierrasPampeanas Occidentales, as denominado por Ramos(1988a), se diferenciara del correspondiente a las SierrasPampeanas Orientales por su edad ms joven, cmbricainferior hasta ordovcica media inclusive (Ramos, 1989 ay b). Algunos autores como Dalla Salda et al. (1992 a y b)y Rapela et al. (1992) haban interpretado la existencia deun nico arco magmtico famatiniano en las SierrasPampeanas. Sin embargo, nuevos estudios han demostra-do la existencia de dos arcos magmticos diferentes, eloriental que culminara con granitos poscolisionales a los530-525 Ma (Rapela y Pankhurst, 1996; Rapela et al., 1998a, b) desarrollado con subduccin al este sobre el cratn deLa Plata (Kraemer et al., 1995) separado por rocas ocenicasdel sector occidental.

En la evolucin magmtica de las Sierras Pampeanas sehan podido reconocer los siguientes estadios (Figura 11)segn Quenardelle y Ramos (1999).

Cmbrico basal (545 a 518 Ma)

En este perodo no hay evidencia de granitoides ni rocasvolcnicas relacionados a subduccin. Podra corresponder aun perodo de colisin como fuera propuesto por Aceolazay Toselli (1984), en el sector ms oriental.

Este perodo se relaciona con el desprendimiento deCuyania de la regin de las Ouachitas, en el sector sur(coordenadas actuales) de Laurentia y el inicio de su derivahacia Gondwana durante el Cmbrico inferior (Astini et al.,1995, 1996).

Cmbrico inferior tardo a Ordovcico temprano (515 a470 Ma)

En este perodo se inicia la subduccin en el protomargende Gondwana y el consecuente magmatismo de arco, eviden-ciado por los granitoides de arco descriptos en la sierra deChango Real por Lazarte (1987, 1991 y 1992). Dataciones K/Ar de estos granitoides y ortogneises arrojaron edades entre515 y 470 Ma (Linares y Gonzlez, 1990).

Este magmatismo se halla bien representado en las sie-rras de Capillitas, Fiambal, Ancasti, Ambato, Velasco y enlas sierras de Los Llanos (Pankhurst et al., 1998; Quenardelley Ramos, 1999) en el sector occidental de las Sierras


Pampeanas (Figura 10). Contina hacia el sur donde ha sidodescripto por Llambas et al. (1996) en la sierra de San Luis.Comprende una serie de tonalitas, granodioritas y granitoscon afinidades orognicas que han sido ampliamente estudia-dos en los ltimos aos (Toselli et al., 1996; Rapela et al.1997, 1998 a y b).

Este magmatismo es sincrnico con la subsidencia trmicade la plataforma carbontica de Precordillera, que estaba aisladaya de Laurentia (Astini et al., 1996). La mxima y ms genera-lizada actividad magmtica de este arco se desarroll entre los490 y 470 Ma como ha sido determinado por Lazarte (1992);Rapela et al., (1997, 1998 a y b, 1999) y Sims et al., (1998).

Ordovcico medio a tardo (470 a 450 Ma)

En este perodo se desarrollan granitoides sincolisionalesemplazados en forma sincrnica con el inicio de la colisin yel anegamiento (drawning) de la plataforma carbontica de laPrecordillera asociado a extensin flexural (Astini et al.,1995, 1996). Este perodo est asociado a deformacin dctilcomo la descripta por Von Gosen y Prozzi (1998) en la sierrade San Luis, as como a una intensa deformacin del basa-mento de Cuyania como la observada en la sierra de Pie dePalo inmediatamente al oeste de la sutura entre ambos terre-nos (Ramos et al., 1998).

En este intervalo se emplazan una serie de pequeoscuerpos sincinemticos de granitoides descriptos en la sierrade San Luis (vase resumen en Llambas et al., 1998;

Quenardelle y Ramos, 1999). Cuerpos similares han sidodescriptos por Otamendi et al. (1998) en la parte sur de lasierra de Comechingones, aunque no se descarta que estospuedan representar granitoides sincolisionales de la orogeniapampeana.

El arco magmtico occidental cesara aproximadamentea los 465 Ma dando lugar a granitos sincolisionales y a unaintensa deformacin asignada a los movimientos oclyicos.Esta orogenia oclyica pliega tambin a los depsitos cambro-ordovcicos de la cuenca chacoparanense.

El sector noroccidental de las Sierras Pampeanas hatenido una evolucin ms compleja, como se desprendedel desarrollo del terreno de Famatina (Aceolaza et al.,1996). ste ha sido interpretado como un terreno silicoindependiente de las Sierras Pampeanas (Prez et al.,1991; Ramos y Vujovich, 1993), donde se ha desarrolladoun arco magmtico representado por granitoides y rocasvolcnicas (Toselli et al., 1996), asociados a ambientessedimentarios de intrarco desarrollados bajo regmenesextensionales (Mngano, 1993). Estas secuencias y suevolucin como terreno independiente han sido reciente-mente descriptas por Astini (1998). Esta alternativa esconfirmada por la propuesta de Conti et al. (1996), quienessobre la base de datos paleomagnticos proponen laaloctona del terreno de Famatina. Este terreno sera as unbloque parautctono de Gondwana, desprendido del mis-mo y que colision aproximadamente entre los 460 y 470Ma con el protomargen de Gondwana.

Figura 9. Mapa de distribucin de terrenos y suturas con sus principales fajas ofiolticas en el basamento de la regin centralde Argentina formados durante las orogenias pampeana y famatiniana (segn Ramos et al., 1999).


Figura 10. Distribucin de los arcos magmticos de la regin de Famatina y de las Sierras Pampeanas occidentales en la regincentral del pas (basado en Quenardelle y Ramos, 1999). Las edades U/Pb estn basadas en Sims et al. (1998) y Rapela et al. (1999).

Para algunos autores el Famatina sera parte deeste margen y su arco magmtico sera parte del de lasSierras Pampeanas occidentales (Pankhurst et al.,1998).

Ordovcico tardo a Devnico tardo

Este perodo se caracteriza por un intenso magmatismoanorognico que afect gran parte de las Sierras Pampeanas


y que se halla bien expuesto en la sierra de San Luis. Duranteel Silrico y Devnico en las Sierras Pampeanas se registra unmagmatismo poscolisional y anorognico que ha sido am-pliamente estudiado en las sierras de San Luis y Crdoba(Quenardelle, 1995; Lpez de Lucchi, 1987; Llambas et al.,1998). Este magmatismo ha sido datado como principalmenteDevnico en la sierra de San Luis (vase Figura 12).

Este magmatismo ha estado relacionado con un importanteevento trmico que origin fenmenos de anatexis, asociadoposiblemente a un slab break-off, responsable del emplazamien-to de numerosos stocks granticos bajo un rgimen de esfuerzosno deviatricos. Estos granitos llevaron a la cratonizacin yposerior levantamiento del rea, que se asocia a la colisin delterreno de Chilenia sobre el margen occidental de Cuyania. Losconglomerados y estratos rojos continentales de Paganzo seapoyan sobre este basamento cristalino polideformado.

En la Precordillera este intervalo est marcado por lacolisin y amalgamamiento de Chilenia a partir del Devnicobasal. Est asociado al desarrollo de la cuenca de antepas

devnica media a superior de la Formacin Punta Negra y ala deformacin pstuma y levantamiento del basamento de lasierra de Pie de Palo (Ramos et al., 1996 a).

En el sector occidental esta deformacin culmina con elemplazamiento de las secuencias ofiolticas del borde occi-dental de la Precordillera (Haller y Ramos, 1984).

Los episodios de deformacin acaecidos durante elDevnico se agrupan en los movimientos chnicos responsa-bles de la discordancia entre los depsitos devnicos ycarbonferos (Ramos et al., 1984; Astini, 1996). Esta discor-dancia angular est expuesta entre los depsitos devnicos dela Formacin El Codo y los estratos del Carbonfero inferiorde la Formacin El Ratn en Calingasta y en las unidadesequivalentes expuestas en el can del Atuel.

REGIN PATAGNICA

En el sector sur del pas los movimientos chnicosestn representados por la discordancia que separa los

Figura 11. Esquema de evolucin tectnica del sector central de Argentina durante la colisin de los terrenos de Cuyania yPrecordillera contra el protomargen de Gondwana cuyo basamento en esa poca estaba formado por el terreno de Pampia

(basado en Ramos, 1989c y Quenardelle y Ramos, 1999).


estratos devnicos de la Formacin Loln de loscarbonferos del Grupo Pillahuinc en la regin de la sierrade La Ventana.

En la Patagonia estos movimientos son responsables dela deformacin de la Formacin Sierra Grande, en formaprevia a las intrusiones granticas neopaleozoicas (Ramos yCorts, 1984).

En el sector sudoeste del Macizo de Somun Cura, unaimportante deformacin asociada al emplazamiento de grani-tos ordovcicos separa a este basamento de granitosposcolisionales ms jvenes (Dalla Salda et al., 1994).

Recientes dataciones U/Pb de granitoides del Macizo delDeseado han reconocido circones con edades de 424, 454 y472 Ma (Ordovcico medio a Silrico en diques de la reginde Tres Hermanas). Algunas rocas tonalticas arrojaron eda-des entre 407 y 402 Ma (Devnico). Fracciones detrticas decircones de metacuarcitas de este basamento han indicadoedades de 903 Ma por 206Pb/238U (Loske et al., 1999).

Algunos autores asignaron al ciclo Famatiniano la coli-sin y amalgamamiento de los macizos de Somun Cura y el

Deseado, a travs de una sutura de rumbo noroeste que sehalla en el subsuelo de la cuenca del Golfo de San Jorge(Palma, 1989).

CICLO GONDWNICO

Este ciclo est representado por un orgeno de tipoandino que se desarroll a lo largo del borde pacfico de laCordillera de los Andes (Ramos, 1988b; Mpodozis y Ramos,1989). Este orgeno ha sido activo como tal hasta la partemedia del Prmico, donde posiblemente una disminucin dela velocidad de convergencia condujo a un rgimen extensionalgeneralizado, que carcteriz al Prmico tardo y al Trisico.

CUENCAS SEDIMENTARIAS

Asociado a la evolucin orognica se desarrollaron unaserie de cuencas sedimentarias de retroarco a lo largo delmargen pacfico y en la regin cratnica interna cuencasextensionales o trastensionales (Figura 13).

Figura 12. Granitoides famatinianos en la Sierra de San Luis (basado en Quenardelle, 1995; Lpez de Lucchi, 1987; Llambaset al., 1996; Quenardelle y Ramos, 1999).


La cuenca de Tarija con amplio desarrollo en el noroesteargentino, ha sido interpretada como una cuenca de antepascuya subsidencia ha sido originada por la deformacin aso-ciada a los movimientos chnicos (Starck, 1995 y 1999). Elrelleno sedimentario de esta cuenca con casi 2.500 m deespesor, est carcterizado por una serie de unidades com-

prendidas en los Grupos Macharet, Mandiyut y Cuevo, quese carcterizan en sus niveles basales y medios por la abun-dante presencia de sedimentitas glaciarias. La secuenciaculmina con la ingresin marina de edad prmica correspon-diente a la Formacin Vitiacua. Su evolucin tectnica indicabajas tasas promedio de subsidencia que no sobrepasan los

Figura 13. Cuencas de retroarco y extensionales de Argentina (basado en Ramos et al., 1984; Azcuy, 1985 yLpez Gamund et al., 1994).


0,016 mm/a, coherentes con una posicin distal al tectonismocompresivo que le dio origen (Starck, 1999).

En el sector central del pas se reconoce la cuenca deRo Blanco y Calingasta-Uspallata, en las provincias de LaRioja, Mendoza y San Juan (Lpez Gamund et al., 1987,1994). Esta cuenca ha sido interpretada por Ramos et al.(1984, 1986) como una cuenca de retroarco formada por lacolisin del terreno de Chilenia. En esta interpretacin estacuenca se habra originado como una cuenca de antepasante la carga tectnica y deformacin flexural originadadurante la orogenia chnica. Sin embargo, Fernndez Sevesoet al. (1993) demostraron el fuerte control trastensional de lacuenca, explicando su origen por depocentros tafrognicosque coincidiran con antiguas lneas de sutura entre diferen-tes bloques continentales. Esta interpretacin conposerioridad ha sido tambin aplicada a la cuenca de Tarija(Fernndez Seveso y Tankard, 1995). En esta cuenca se hareconocido una importante aceleracin de la subsidenciaque ha sido interpretada como la incepcin de la faseorognica sanrafalica entre el Prmico inferior a medio(Fernndez Seveso et al., 1993).

El sector sur de la cuenca Calingasta-Uspallata se rela-ciona con la cuenca de San Rafael, del centro sur de Mendoza(Espejo, 1990). En sta se observa la marcada discordanciaangular entre los depsitos eopaleozoicos y los carbonferos,atribuida a la fase chnica. En especial en el can del roAtuel se observan casi 90 de angularidad entre un basamentoeopaleozoico en facies intensamente deformadas y las se-cuencias neopaleozoicas, siendo uno de los sectores donde ladiscordancia chnica ha sido ms intensa. Esta cuenca seextiende por el sudoeste de La Pampa (Melchor, 1995) hastala regin de Ventania.

En la regin de las sierras de la Ventana en el sur deBuenos Aires se identifica otra cuenca, conocida como laantefosa de Claromec (Ramos, 1984). Esta cuenca deantepas formada por carga tectnica ante el apilamientoproducido por los corrimientos que se iniciaron con la fasechnica y culminaron con la fase sanrafalica durante ladepositacin sinorognica de la Formacin Las Tunas (LpezGamund et al., 1995). Los registros paleomagnticos hanpodido detectar la importancia de la deformacin de la fasesanrafalica y su sedimentacin concomitante (Tomezzolliy Vilas, 1999).

En el sector patagnico se desarroll la cuenca deTepuel-Genoa, la que tambin est representada por impor-tantes niveles glaciarios y que presenta uno de los registrosms completos del Carbonfero con sus casi 4.000 m deespesor (Andreis et al., 1987). Esta cuenca ha sido interpre-tada como una cuenca de trasarco por Ramos (1983), encuyo eje se habran emplazado cuerpos gbricos (Franchi yPage, 1980) durante el atenuamiento cortical de la cuenca.Hacia el sur esta cuenca presenta en la Cordillera PatagnicaAustral extensos afloramientos de secuencias turbidticasdevnicas a carbonferas que han sido interpretadas comodepsitos progradados al margen continental en formaperifrica al macizo del Deseado (Ramos, 1983; Uliana etal., 1986).

El sector central del pas presenta el desarrollo deuna serie de cuencas extensionales o trastensionalescuyo relleno est carcterizado por el Grupo Paganzo

(Salfity y Gorustovich, 1984). Esta cuenca presenta unalimitada actividad magmtica representada por basaltosalcalinos. Parcialmente asociada a esta cuenca se en-cuentra la cuenca neopaleozoica chacoparanense, con-trolada por mecanismos extensionales (Pezzi y Mozetic,1989).

ACTIVIDAD MAGMTICA

Este ciclo est carcterizado por una intensa actividadmagmtica, en la que se distinguen importantes episodiosvolcnicos y plutnicos.

En el sector norte y central del pas, el ciclo gondwnicoest representado por las rocas aflorantes en la CordilleraFrontal y que se extienden hacia el norte hasta el Paso de SanFrancisco, pasando luego a territorio chileno (Caminos, 1979;Llambas y Sato, 1990; Poma y Zappettini, 1999).

Las rocas volcnicas de este ciclo tienen amplia distribu-cin (Figura 14) y han sido reunidas en forma complexiva enel Grupo Choiyoi (Groeber, 1946; Stipanicic et al., 1968). Elamplio predominio de volcanitas y depsitos piroclsticos decomposicin rioltica en sus trminos superiores, llev aconsiderar a estas rocas eruptivas como asociadas exclusiva-mente a fenmenos extensionales (Zeil, 1981).

Sin embargo, como lo destacara Polanski (1964) en lasrocas volcnicas neopaleozoicas hasta trisicas inclusive, sereconocen en su seccin basal rocas de netas afinidadesorognicas. En algunos sectores, como en el cordn delPortillo, la secuencia se inicia con rocas bsicas asociadas aun arco magmtico de naturaleza tholetica (Poma y Ramos,1984). A estas rocas le siguen importantes secuencias deandesitas y dacitas expuestas en la Cordillera del Tigre, en elvalle del ro Mendoza, en el cordn del Portillo y en diversossectores del sur de Mendoza y norte de Neuqun. Estas rocasfueron interpretadas como de naturaleza orognica (Coira yKoukharsky, 1976; Kay et al., 1989).

Estas rocas volcnicas asociadas a subduccin dan lugara secuencias riolticas no orognicas, que indicaran un im-portante evento extensional con poserioridad a la deforma-cin de la fase orognica sanrafalica (Ramos, 1988b) (Figu-ra 15). La edad de esta fase en base a datos paleomagnticosde las secuencias pre y poscolisionales ha sido estimada porRapalini y Vilas (1991) en 265 Ma.

Las rocas riolticas con las que culmina el Grupo Choiyoiestn asociadas a secuencias clsticas y carbonticas. Enestas rocas ha sido posible detectar el desarrollo de sistemasextensionales de rift en la Cordillera Frontal de San Juan(Rodrguez Fernndez et al., 1995). Estos hemigrbenes sehan observado tambin en el valle del ro Mendoza y en lasnacientes del Tupungato.

Las rocas volcnicas estn asociadas a una importanteactividad plutnica cuyo principal registro se observa en elbatolito de Colangil (Llambas y Sato, 1995).

En este sector se han reconocido principalmentegranitoides posorognicos de edad dominantementepermotrisica. El arco magmtico a estas latitudes estrepresentado principalmente en el territorio chileno ad-yacente (Mpodozis y Kay, 1990, 1992). Estos granitoidesse extienden desde el sur de Catamarca, por la parteoccidental de La Rioja (Poma y Zappettini, 1999), donde


estn ampliamente representados, en la Cordillera Fron-tal de San Juan y Mendoza (Caminos, 1979). En laprovincia de Neuqun se conocen en la Cordillera delViento, en el subsuelo y en afloramientos aislados comoel cerro Granito.

Granitoides del ciclo Gondwnico se conocen en elmacizo de Somun Cur (Llambas et al., 1984). Estos han sido

interpretados como de arco magmtico por Rapela y Cami-nos (1987), mientras que para otros autores seranposcolisionales (Ramos, 1984).

Los granitoides neopaleozoicos en la regin patagnicase reconocen en dos sectores diferentes. A lo largo de laCordillera Patagnica hay escasos plutones de composicintonaltica de edad carbonfera superior (Ramos, 1983). En elsector extraandino hay granitoides prmicos detectados en elsubsuelo (Lesta et al., 1980) y principalmente trisicos en elmacizo de Somun Cur. stos han sido interpretados comogranitos extensionales por Rapela et al. (1991b).

En la Cordillera Fueguina, en especial en su sector msoriental, se observan metamorfitas de bajo grado en faciesequivalentes a las que asoman a lo largo de la CordilleraPatagnica, asignadas al Paleozoico superior (Caminos etal., 1981).

LOS RIFT TRISICOS

Extensas reas del basamento andino y regiones adya-centes han sido sometidas a un importante rgimen extensionaldurante el Trisico (Charrier, 1979). Estas reas extensionalesse desarrollan principalmente en forma perifrica al ncleocratnico central amalgamado durante las orogeniaspaleozoicas. As definido coincidira geogrficamente, con elcratgeno central propuesto por Bracaccini (1960), pero conun perodo de consolidacin ms joven, resultado de laorogenia gondwnica.

Las provincias riolticas como la correspondiente alGrupo Choiyoi anteceden y son concomitantes a conspicuosperodos de rifting en el sector central de Argentina duranteel Trisico medio a superior (Ramos y Kay, 1991). Eldesarrollo de estas cuencas de rift estuvo directamentevinculado a la existencia de importantes lneas de debilidadprevia, correspondiendo a tpicos rift episuturales, que seemplazaron por lo general en el labio superior de antiguassuturas paleozoicas.

Las cuencas estn concentradas a lo largo del mar-gen del basamento cristalino precmbrico, que actucomo una regin cratnica estable, que limit la exten-sin trisica (Figura 16 a). Entre estas cuencas sedestacan en la regin central los rifts de Ischigualasto(Milana y Alcober, 1994), Marayes (Bossi, 1976), LasSalinas y Beazley (Flores y Criado Roqu, 1972), quese desarrollaron en el labio superior de la sutura entrelos terrenos de Cuyania y Pampia. Estos sistemas derift ubicados en el borde occidental de las SierrasPampeanas se desarrollaron entre el Trisico medio asuperior, siendo poseriormente reactivados durante elCretcico inferior.

Entre el terreno de Cuyania y Chilenia hay extensosdepocentros que en la parte mendocina han sido agrupados enla cuenca de Cuyo (Rolleri y Criado Roqu, 1970), que seextienden hacia el sur en la subcuenca de Alvear (Vicente,1975). Estos depsitos han sido analizados en la cuenca deCuyo (Kokogin et al., 1993) y de ah hacia el norte, dondeinterfieren la estructura ndica de la Precordillera de San Juany Mendoza en las regiones de Rincn Blanco y Paramillos(Stipanicic, 1983). Estos depocentros estn bien desarrolla-dos entre Calingasta y Barreal, donde estas secuencias trisicas

Figura 14. reas de afloramiento y desarrollo en elsubsuelo de la provincia magmtica Choiyoi y su

asociacin con rocas del arco magmtico gondwnico.Hacia el sur se contina en la provincia magmtica Chon

Aike de edad jursica inferior a media, asociada a lasrocas de arco del Complejo El Quemado y unidades

equivalentes (segn Kay et al., 1989).


Figura 16. a) Mapa paleogeogrfico del Trisico de Gondwana occidental con la ubicacin de los sistemas de rift principalesen forma perifrica al cratn precmbrico en la regin acrecionada durante el Paleozoico. La actividad volcnica del Grupo

Choiyoi se muestra para comparacin; b) Mapas isopquicos generalizados de los rift trisicos y su localizacin sobre el labioalto de antiguas suturas paleozoicas. Basado en Uliana y Biddle (1988); Uliana et al. (1989) y Ramos y Kay (1991).

Figura 15. Esquema que muestra los procesos tectnicos asociados al magmatismo gondwnico antes y despus de la faseorognica sanrafalica (basado en Mpodozis y Ramos, 1989).


han sido descriptas por numerosos autores (Stipanicic, 1957,1983; Strelkov y lvarez, 1984).

En el sector cordillerano se han reconocido sistemasextensionales trisicos al oeste de la cordillera del Espinacito,donde el rift Mercedario alcanza un extenso desarrollo (lvarezy Ramos, 1999). Estos sistemas siguen hacia el sur en laprovincia de Mendoza donde han sido descriptos a amboslados del paso de Nieves Negras (lvarez et al., 1997) y aloeste de Malarge (Manceda y Figueroa, 1993).

Estos depsitos de rift se desarrollan tambin en laplataforma continental, abarcando el plateau de Las Malvinas(Biddle et al., 1996) y la cuenca de San Julin (Figueiredo etal., 1996), para extenderse a la regin extraandina patagnica.Secuencias de rift trisicas han sido tambin descriptas en ElTranquilo, en la provincia de Santa Cruz por Di Persia (1967).

En la Cordillera Principal estos rifts se han desarrolladodurante el Trisico tardo y el Jursico temprano, siendo losdepsitos jursicos generalmente marinos, aunque en formaexcepcional estos mares alcanzaron localmente el Trisicocomo en el ro Atuel (Riccardi et al., 1997).

Hacia el sur los sistemas de rift trisico estn ampliamen-te desarrollados en el subsuelo de la cuenca neuquina, dondehan sido descriptos por Vergani et al. (1995). Estos rift estnexpuestos en el margen sur de la cuenca, como en la regin dePaso Flores (Nullo, 1979).

En casi todas estas cuencas de rift han podido identificar-se coladas de basaltos alcalinos de intraplaca (Ramos y Kay,1991) asociados a las fases de sinrift, que slo localmente sevinculan a magmatismo bimodal (lvarez y Ramos, 1999).

CICLO PATAGONDICO

Este ciclo de deformacin orognica acaecido en elCretcico y definido como tal por Keidel (1921) tiene sumxima expresin en la Cordillera Fueguina (Caminos et al.,1981) y en la regin insular adyacente al este del cabo deHornos (Ramos et al., 1986). Se inicia con la extensinasociada a la apertura del Atlntico Sur y culmina con el cierrede la cuenca ocenica de trasarco en la base del Cretcicosuperior a esas latitudes.

Hacia el norte, las evidencias de deformacin van dis-minuyendo con la desaparicin paulatina de la cuenca mar-ginal de trasarco de las Rocas Verdes (Dalziel et al., 1974).Al norte de los 50S no hay ms evidencias de rocascretcicas inferiores con una importante deformacinpenetrativa como se observa en las rocas sedimentarias,principalmente turbidticas asociadas a depsitos pelgicosen la regin del canal de Beagle en Tierra del Fuego y aloeste de Puerto Natales en la Cordillera de Sarmiento enChile. En estas regiones se observan asociados a estas rocascomplejos ofiolticos desmembrados (Stern y de Witt, 1980;Caminos et al., 1981).

En la Cordillera Patagnica, tanto en sus segmentosseptentrional como austral, el ciclo patagondico est repre-sentado por la deformacin asociada al emplazamiento delBatolito Patagnico que tuvo su clmax alrededor de los 98 4 Ma (Ramos et al., 1982).

En la regin de la Precordillera Patagnica hay eviden-cias de una deformacin de edad cretcica superior, que seextiende a la regin preandina de Neuqun, donde hay nueva-

mente evidencias de inversin tectnica y compresin duran-te el Cretcico medio (Ramos, 1981; Vergani et al., 1995).

REAS CRATNICAS

Ciclo extensional jursico

En la regin de Cuyo est representado principal-mente por secuencias de subsidencia trmica presentesen varias cuencas, como los depocentros de La Valencia-na (Manceda y Figueroa, 1995), del ro Colina (lvarezet al., 1997) y en la regin del Mercedario (lvarez yRamos, 1999).

Si bien estos sistemas de rift comenzaron en el Trisicocuando alcanzaron su mayor desarrollo los depsitos desinrift, muchos de ellos tienen importantes reactivacionesextensionales ya sea en el Jursico inferior o medio (Strelkovy lvarez, 1984, lvarez, 1996). Aun los sistemas en los quese ha reconocido una sola secuencia de sinrift, el fallamientoactivo ha llegado hasta parte del Lisico (Manceda y Figueroa,1995; lvarez, 1996), mientras que las facies de hundimientotrmico se extienden al resto del Jursico.

En la Patagonia extraandina este ciclo extensional estasociado al desarrollo de un importante plateau riolticoextensional, que se conoce como la provincia rioltica deChon Aike (Kay et al., 1989; Pankhurst y Rapela, 1993,1995) y por depocentros lisicos en la regin extraandinade Chubut y Santa Cruz y en el subsuelo de la cuenca delGolfo San Jorge. A estas cuencas lisicas, interpretadas enla regin preandina como cuencas de intrarco (Ramos,1983), se asocia un importante volcanismo dactico aandestico correspondiente al Grupo Lonco Trapial (Clavijo,1986).

En el sector central de la Patagonia y con un marcadorumbo noroeste se desarrolla la cuenca de Caadn Asfalto deedad jursica media a superior. Estas cuencas se correspon-den a hemigrbenes extensionales rellenos por secuenciasclsticas y volcaniclsticas, que culminan con importantesepisodios lacustres (Figari y Courtade, 1993).

Ciclo extensional cretcico

En forma concomitante con el desarrollo de una zona desubduccin tipo Marianas (Ramos, 1988b; Mpodozis y Ra-mos, 1989), cuyo arco magmtico estuvo sometido a impor-tantes eventos extensionales (Figuras 17 y 18), la regin deretroarco fue controlada por procesos extensionales de am-plia distribucin a lo largo del arco magmtico. Este sistemaextensional estuvo estrechamente ligado a la apertura delAtlntico Sur, precedida por los importantes sistemas de rifttrisicos hasta Jursico inclusive.

La extensin patagondica se observa en primer lugar enlas cuencas aulacognicas del Colorado y el Salado en laplataforma continental (Introcaso y Ramos, 1984), tantocomo en los sistemas de hemigrbenes ampliamente desarro-llados en forma conjugada con el margen (Ramos, 1996a). Sibien en estos sistemas hay una activa depositacinsinextensional desde el Cretcico inferior, la sedimentacinpodra haberse iniciado ya en el Jursico tardo.

Los sistemas de rift se propagan hacia el noroeste


argentino, desarrollando una importante zona de rupturasobre el margen occidental del cratn del Ro de La Plata(Uliana et al., 1989) identificada como el sistema de rift

pampeano central en la Figura 17, que engranara haciael norte con la cuenca del Grupo Salta (Salfity yMarquillas, 1994). Este sistema de fracturacin si bien es

Figura 17. Sistemas extensionales desarrollados durante el Cretcico inferior. Comprende las cuencas de intrarco de la regincordillerana y los sistemas de rift en reas cratnicas (basado en Uliana y Biddle, 1988; Uliana et al., 1989; Rosello, 1999).


Figura 18. Rgimen de subduccin durante el Mesozoico temprano a lo largo del arco magmtico de la Cordillera Principal.a) Estadio de intrarco marino con extensin generalizada en la regin cordillerana; b) Estadio de transicin con depsitos

continentales asociados; c) Estadio compresivo con deformacin e inversin tectnica (modificado de Vicente, 1972;Charrier, 1984 y Ramos, 1985, 1988b).

estrecho tiene depocentros profundos que alcanzan ms de5.000 m de depsitos continentales cretcicos (Rossello yMozetic, 1999). En este sistema se observan importantesdepocentros como los de Macachn, General Levalle, SierraChica de Crdoba, Saliniana, que quedan marginados entre lacuenca infracratnica de Chacoparan y las sierras de Crdo-ba (Rossello y Mozetic, 1999; Chebli et al., este volumen).

Hacia el oeste del sistema pampeano central, a lo largodel lineamiento de Valle Frtil, los rift trisicos previoshan sido reactivados durante el Cretcico. Esta reactivacinse denota desde la cuenca de Ischigualasto al norte, en lade Marayes, en la de las Salinas, hasta la cuenca deBeazley. En estas cuencas se implanta un segundo ciclo desinrift, de menor desarrollo que el anterior. Los conglome-


rados de la Formacin La Cruz y escasos basaltos alcalinosasociados marcan esta reactivacin en las sierras deCatantal, Quijadas y del Pen, alcanzando hacia el sur elcerro Varela (Yrigoyen, 1975, 1981). Estos afloramientoscorresponden al borde de cuenca de los depocentros de LasSalinas, Beazley y Villa Mercedes. En conjunto marcan unrosario de cuencas de rift de rumbo nor-noroeste quecorresponden a depocentros ms someros y subparalelos alsistema pampeano central, que definen el sistema occiden-tal de rift cretcicos (Rossello y Mozetic, 1999). El extre-mo noroeste de esta faja de rift llega a Beln donde seregistra un depocentro de rumbo nordeste, datado por elbasalto de Puerta de San Jos en Beln, como previo a los131 4 Ma (K/Ar, Rossello et al., 1999). Este depocentrose observa en el subsuelo del Campo del Arenal, dondedepsitos con geometra de hemigrbenes se puedencorrelacionar con las secuencias cretcicas. Los sistemasextensionales ms desarrollados comprenden a la cuencade Paran, con importantes efusiones baslticas asociadasprobablemente a un punto caliente, responsable de ms deun milln de kilmetros cuadrados de efusiones de basal-tos tholeticos derramados entre los 125 y 130 Ma. Haciael oeste, el factor de estiramiento es ms reducido, ascomo el porcentaje de fusin (Kay y Ramos, 1996). Predo-minan los basaltos alcalinos y peralcalinos, con muchomenor volumen y reducida extensin areal. A este eventopertenecen las diferentes subcuencas de rift representadasen el Grupo Salta (Bianucci y Homovc, 1982; Salfity,1982). Su desarrollo se halla asociado a importantes even-tos distensivos que son controlados por antiguas zonas dedebilidad cortical, como ha sido propuesto mediante elreconocimiento de sus cizallas maestras (Comnguez yRamos, 1995; Cristallini et al., 1997).

En el sector de la Puna oriental y la regin de la CordilleraOriental adyacente, estos eventos extensionales estn asocia-dos al emplazamiento de granitoides de intraplaca (Galliski yViramonte, 1988) y a carbonatitas de reducida extensin areal(Zappettini, 1990). Si bien no hay buenas edades de estoseventos magmticos, los mismos se habran emplazado entreel Jursico ms superior y el Cretcico inferior (Linares yLatorre, 1975).

En el sector patagnico se desarrolla una serie de cuencasextensionales entre las que se destacan el rift de CaadnAsfalto en el Jursico medio a superior (Figari y Courtade,1993), el rift transversal al margen de la cuenca del Golfo deSan Jorge (Fitzgerald et al., 1990) y el engolfamiento de roMayo (Aguirre-Urreta y Ramos, 1981).

REAS OROGNICAS

La regin cordillerana registra la transicin de la etapaextensional a la compresiva durante el Cretcico medio. Elinicio de una activa subduccin ocurre en los Andes Centralesa los aproximadamente 170 Ma, cuando los sistemasextensionales previos a lo largo del eje de la CordilleraPrincipal dejan de ser activos, para iniciar una etapa desubsidencia trmica, como se observa en el rift del Mercedario(lvarez y Ramos, 1999).

El fallamiento extensional activo se traslada a cuencas deintrarco, desarrolladas principalmente en territorio chileno

(Charrier, 1984; Ramos, 1985), entrando slo localmente enterritorio argentino. Dada la naturaleza irregular del lmiteinternacional el rea orognica activa aparece indistintamen-te tanto en el sector chileno como el argentino. Al sur de laprovincia de La Rioja se preserva en el sector argentinoprincipalmente el arco volcnico externo interdigitado conlos depsitos marinos de retroarco (Cristallini y Ramos,1996, Aguirre-Urreta y Lo Forte, 1996). El arco volcnicoexterno est carcterizado por una potente secuencia volcni-ca cretcica (Figura 18a), que Groeber (1951) ubicara enforma parcial en su chilelitense. sta se caracteriza por elpredominio de andesitas y dacitas, con niveles piroclsticosms cidos, en secuencias que localmente alcanzan variosmiles de metros.

El sector donde mejor est expuesta la cuenca de intrarcoes la regin de los lagos Fontana y La Plata, donde se observael interdigitamiento de las secuencias marinas titoneocomianastanto con el arco volcnico interno como el externo (Ramosy Palma, 1983). El arco interno est formado principalmentepor rocas andesticas y baslticas, menos evolucionadas, queen sectores presentan lavas almohadilladas. Este sector con-trasta con la naturaleza bimodal del arco externo, que estformado principalmente por rocas riolticas y dacticas conescasas andesitas, que culminan con basaltos.

En los Andes Fueguinos la extensin contina hasta laapertura de la cuenca marginal de trasarco, que desarrollacorteza ocenica y es conocida como la cuenca marginal deRocas Verdes (Dalziel et al., 1974). El cierre de estacuenca se produjo en el Cretcico superior temprano, comoes inferido de los basaltos no deformados que atraviesan a laFormacin Yahgan en la isla Barnevelt, frente a Cabo deHornos, y que han sido datados en 875 Ma (Ramos et al.,1986).

En el Cretcico medio, aproximadamente a los 115 Ma(Figura 18b), se pasa a un sistema netamente continental,donde las secuencias volcnicas dominantementeandesticas se interdigitan con depsitos clsticos de am-bientes de pie de monte o fluviales proximales (Cristalliniet al., 1995).

En los sectores ms australes se observa la inversintectnica que caracteriza la evolucin cretcica superior(Figura 18 c), en especial en la provincia de Neuqun, ensectores de las Cordillera Patagnica y en el sector de laCordillera Fueguina.

CICLO NDICO

La evolucin del ciclo ndico puede ser dividida en dosestadios diferentes con caractersticas propias: un subciclopalegeno, que alcanza su mxima expresin con los movi-mientos incaicos (Steinmann, 1919) y un subciclo negeno consus movimientos principales asociados a los movimientosquechuas en el sentido de Ramos et al. (1988). Ambos subciclosestn controlados por las variaciones de la velocidad de conver-gencia relativa entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana(Pardo Casas y Molnar, 1987). La presente propuesta de dossubciclos con sus fases correspondientes es una simplificacindel esquema propuesto por Groeber (1929, 1951) y modificadopor Yrigoyen (1976). Sin embargo, es necesario destacar que sibien ambos ciclos culminan con deformacin asociada a un


Figura 19. Desarrollo de la serie volcnica palegena asociada a subduccin en territorio argentino y su lmite austral con eldesarrollo por colisin de una dorsal del Basalto Posadas.

mximo de convergencia en la zona de subduccin, las fasesorognicas no son por si mismas sincrnicas, variando suubicacin temporal de un sector a otro. Asimismo, la importan-cia relativa entre ambos ciclos y los procesos involucradosvaran en cada segmento de la Cordillera.

SUBCICLO PALEGENO

Este subciclo est representado en la Puna Salteapor asociaciones volcnicas de edad eocena a oligocena

inferior, que se conocen al oeste del salar de Arizaro,prximo al lmite con Chile (Zapettini et al., 1997).Asociados a este ciclo volcnico se desarrollan en lacuenca terciaria de Arizaro depocentros intermontanos,cuyos mecanismos de subsidencia no son bien conocidos.Podran corresponder a fenmenos extensionales, comolos que se conocen a estas latitudes en territorio chileno(Cornejo y Mpodozis, 1997). El arco magmtico se en-cuentra entre el valle longitudinal y la vertiente chilenade la Cordillera Occidental.


Figura 20. Segmentos de diferentes regmenes de subduccin a lo largo de los Andes argentino chilenos(basado en Jordan et al., 1983).

A este subciclo se asocia en el sector sur de Mendoza yoeste de Neuqun, una serie de depsitos sinorognicos ydiversos centros volcnicos e intrusivos de edad eocena.Estas rocas gneas permiten definir un arco magmtico quedesde los 36S de latitud ingresa en territorio argentino a laaltura de la laguna Varvarco Campos en el norte de Neuqun.Este arco magmtico (Figura 19) se contina hasta la latitudde Corcovado, en la provincia de Chubut (aproximadamente

4330S) donde desaparece. Este arco volcnico alcanza unextenso desarrollo a la latitud de Bariloche (Feruglio, 1941;Ramos, 1982). En este sector se puede reconocer una secuen-cia volcnica dominantemente andestica (Gonzlez Daz,1979), de una extraandina de naturaleza bimodal con alter-nancia de rocas de composicin rioltica y basaltos (Rabassa,1979). Este arco volcnico est asociado a las cuencas deColln-Cura y irehuao, donde potentes rellenos continenta-


Figura 21. Engrosamiento cortical y acortamientos orognicos basados en Introcaso et al. (1992). Ntese el paulatinodecrecimiento de ambos hacia el sur (Ramos, 1999).

les se interdigitan con depsitos marinos correspondientes ala nica transgresin pacfica registrada durante el Cenozoicoen territorio argentino (Ramos, 1982).

El arco magmtico palegeno da lugar al sur de los4330S a un magmatismo bsico alcalino asociado al desa-rrollo de una ventana astenosfrica (Ramos y Kay, 1992). Lacolisin de una dorsal ssmica a esa latitud produce un gapvolcnico que en la regin se extiende hasta el Miocenoinferior. Este magmatismo bsico, que localmente se conocecomo Basalto Posadas, corresponde a un volcanismo deretroarco desarrollado por la subduccin de la dorsal ocenica

que separaba la placa de Farelln de la placa de Phoenix(Cande y Leslie, 1986). Estas rocas volcnicas se hallanasociadas a depsitos dominantemente continentales, quehacia el este engranan con secuencias marinas procedentesdel Atlntico, caractersticas de los episodios de mar alto enun margen continental pasivo.

El sector de la Cordillera Fueguina, es el nico que enterritorio argentino tiene bien representada la deformacinincaica (Yrigoyen, 1962), como ha sido demostrado en elsubsuelo de la cuenca de Malvinas por Galeazzi (1996). Estosmovimientos incaicos a fines del Eoceno son responsables


del inicio de la cuenca de antepas en la Cordillera Fueguinay de la discordancia observada entre las secuencias eocenasy las oligo-miocenas (Codignotto y Malumin, 1981; Oliveroy Malumin, 1999).

La deformacin incaica est concentrada en el tramode la Cordillera Fueguina (Ramos, 1996b), donde el mar-gen continental es ms ortogonal al vector de convergen-cia, hecho que se vuelve a repetir al norte del oroclinoboliviano, donde se registran con mayor intensidad laorogenia incaica que la quechua en territorio peruano(Vicente et al., 1979).

El subciclo palegeno culmina con un perodo de bajavelocidad de convergencia y que a la vez est asociada a unimportante componente de subduccin oblicua. En territoriochileno produce una importante transcurrencia en el sistemade fallas de Domeyko (Mpodozis y Ramos, 1989), en la quela West Fissure de Chuquicamata es uno de los mejoresejemplos. En territorio argentino esta transcurrencia puedeestar asociada a los movimientos que se registran en ellineamiento El Toro-Olacapato, responsable del emplaza-

miento del Granito de Acay (Llambas et al., 1986).En el sector neuquino, con poserioridad al Eoceno, la

migracin del arco magmtico hacia el sector chileno produceun rgimen extensional que marcara la incepcin de lascuencas de Cura Malln, Colln-Cura y irehuao y posible-mente el relleno inicial del graben de Loncopu (Ramos,1977). Estas cuencas extensionales podran tener componen-tes de rumbo como lo propusieran Dalla Salda y Francese(1987).

En la Patagonia extraandina se desarrolla durante elOligoceno un importante volcanismo de intraplaca de composi-cin basltica (Ardolino, 1981; Kay et al., 1993). Este volcanismotiene caractersticas petrolgicas y geoqumicas afines a unpunto caliente, presentando grandes afinidades con el volcanimode intraplaca ocenico de Hawaii (Kay et al., 1999b).

SUBCICLO NEGENO

Los procesos tectnicos asociados a este subciclo sonvariados y dependen del marco tectnico de cada segmento

Figura 22. Esquema tectnico mostrando el engrosamiento cortical de los Andes del noroeste argentino. a) Seccin corticalbasada en Schmitz (1993) y Gtze et al. (1994); la estructura de la Puna en Gangui (1998), Cordillera Oriental en Heredia et

al. (1999), el Sistema Subandino en Kley (1996). b) Detalle de la zona del tope de cua basada en las Sierras Subandinasbasado en Aramayo Flores (1989); la estratigrafa de los estratos de crecimiento en Hernndez et al. (1996), Mojica y Zorzn

(1996) y Mosquera (1999).


analizado. Este marco tectnico en el Negeno estuvo contro-lado por la segmentacin de los Andes (Figura 20) propuestapor Isacks et al. (1982) y Jordan et al. (1983), como resultadode la subduccin de una dorsal assmica como la de JuanFernndez (Pilger, 1984; Von Huene et al., 1997) durante elMioceno medio.

Superpuesta a esta segmentacin, se observa una pau-latina disminucin del acortamiento orognico, como hasido demostrado por Introcaso et al. (1992), sobre la basede las races corticales del orgeno (Figura 21). Estavariacin de acortamiento ha sido correlacionada con laedad de la corteza ocenica que se est subduciendoactualmente en la trinchera ocenica (Ramos, 1999). Lacorteza ocenica ms fra puede penetrar ms rgidamentepor debajo de la litsfera continental, transmitiendo losesfuerzos hasta 700 u 800 km de la trinchera ocenica,donde se ubica en el noroeste argentino el frente de defor-macin orognica. Cuando se comparan estas distanciascon regiones ms al sur, la distancia entre la trincheraocenica y el frente activo de deformacin decrece a 400km a los 32S de latitud, para seguir descendiendo hasta300 y 250 km en el sur mendocino y Neuqun, y a la latituddel sur de Chubut donde se alcanzan las distancias mspequeas (Ramos y Barbieri, 1989).

El engrosamiento cortical vuelve a incrementarse a partirde los 4630S de latitud, donde como resultado de la colisinde la dorsal de Chile, empieza a subducir corteza ocenicams antigua (Ramos, 1989c).

Segmento Norte (22-26S)

En el segmento correspondiente a la Puna, hastaaproximadamente los 26S de latitud, se registraronimportantes cambios en la inclinacin de la zona deWadati-Benioff. Por ejemplo, durante el Mioceno infe-rior se inicia un ciclo de progresiva disminucin de lainclinacin de la zona de subduccin, que fue acompa-ada por una importante expansin del arco magmticomioceno hacia el antepas (Kay et al., 1999a). Estaexpansin no se produjo en forma homognea sino quees tuvo concent rada a lo la rgo de corredorespreferenciales, que controlaron el volcanismo en laregin de retroarco (Salfity et al., 1984c). Estos corre-dores definieron lineamientos especficos donde la acti-vidad volcnica estuvo carcterizada por la presencia degrandes estratovolcanes, calderas, domos volcnicos yotros cuerpos subvolcnicos. Esta expansin hacia elantepas ha quedado registrada en los lineamientosCoranzuli-Lipes, El Toro-Olacapato y Arizaro, entreotros. Durante el Mioceno superior se registra una etapade alta efusividad con el desarrollo de importantes cal-deras de colapso de grandes dimensiones y volcanismorioltico (Coira et al., 1994). Este importante volcanismocido ha sido interpretado por Kay et al. (1999a) comoel resultado de un incremento en el ngulo de subduccin,en parte asociado a una delaminacin litosfrica y a unamigracin hacia la trinchera del arco magmtico a partirdel Plioceno. El arco magmtico del Cenozoico superiorse desarrolla casi exclusivamente a lo largo de la Cordi-llera Occidental, la que a estas latitudes se ubica

preferencialmente en territorio chileno. En esta cordi-llera, volcanes activos como el Lscar, presentan impor-tantes reactivaciones en forma intermitente.

La expansin del volcanismo hacia el antepas durante elMioceno estuvo acompaada de una migracin del frente decorrimientos y las sucesivas cuencas de antepas as forma-das. Esta migracin tuvo lugar desde los sectores ms inter-nos, cercanos al lmite con Chile hasta abarcar el levanta-miento de la Puna, la Cordillera Oriental y las SierrasSubandinas desde el Mioceno inferior hasta el Cuaternarioinclusive.

La transgresin marina paranense, que cubri gran partede las Sierras Subandinas y parte de la Cordillera Orientalpermite establecer el levantamiento de la Puna con anteriori-dad al Mioceno superior (Ramos y Alonso, 1995).

La estructuracin de las distintas unidades geolgicasestuvo fuertemente controlada por la geometra previa de lacorteza. Aquellas reas como la Cordillera Oriental y lasSierras Subandinas al norte de los 24-25S, fueron deforma-das como tpicas fajas epidrmicas en el sector ms oriental,que despegadas en los depsitos silricos y devnicos forma-ron tpicas fajas corridas epidrmicas (thin-skinned fold andthrust belts). Hacia el sector occidental, la Cordillera Orientaltuvo sus niveles de despegue controlados por interfasesfrgiles y dctiles desarrolladas en el sector interno por unaumento del gradiente trmico asociado a una mayor cercanaal arco magmtico (Figura 22 a). Como resultado de estaimportante deformacin se observa en este sector un acorta-miento orognico superior a los 320 km (Schmitz, 1993;Kley, 1999).

Cuando se analiza la tectnica activa durante elPlioceno superior y el Cuaternario se observa una ampliafaja de actividad, que se extiende desde el borde orientalde la Cordillera Oriental (Salfity et al., 1984c), hasta elsector subandino (Hernndez et al., 1996), existiendoestructuras de crecimiento por debajo del Chaco salteo(Figura 22 b) como ha sido constatada por Mojica yZorzn (1996).

Al sur de los 24-25S de latitud, tanto en el sector de lasSierras Subandinas como en la Cordillera Oriental, laestructuracin compresiva estuvo controlada por el desarro-llo previo del rift del Grupo Salta. Estas reas muestran asinteresantes fenmenos de inversin tectnica, donde el ba-samento se involucr en la deformacin mediante lareactivacin de antiguas fallas normales cretcicas.

En la actualidad, el levantamiento de la Puna registraun importante componente trmico (Figura 23), controla-do por el atenuamiento litosfrico responsable de suascenso como una altiplanicie (Isacks, 1988). Esta condi-ciones tectnicas prevalecen desde el Mioceno superior,cuando el desarrollo de una subduccin horizontal entrelos 22 y los 26 S dio lugar a un importante gap volc-nico a estas latitudes (Kay et al., 1999a). Un nuevo ciclode subduccin, con una zona de Wadati-Benioff msempinada dio origen a una notable delaminacinlitosfrica, parcialmente involucrando a la corteza infe-rior, que produjo importantes calderas en la CordilleraOccidental y borde oeste de la Puna. Estas calderasestuvieron asociadas a una importante fusin cortical,expresada en superf icie por importantes f lujos


La estructura de la cordillera a estas latitudes est contro-lada por inversin tectnica del fallamiento normal mesozoico.Es por ello que el basamento volcano-plutnico permotrisicointerviene en la deformacin originando grandes cordonesserranos, a veces con vergencia opuesta a la direccin detransporte hacia el este (Cristallini et al., 1995). Es importantedestacar que la migracin del volcanismo hacia el este estasociada a un desplazamiento del frente orognico en esadireccin, lo que produce una migracin de las cuencas deantepas y sus depocentros a partir del Mioceno inferior(Jordan et al., 1997). La cuenca de antepas se rompe duranteel Plioceno superior, segmentando la cuenca original median-te el levantamiento de bloques del basamento.

El volcanismo no migra en forma homognea, notndosecorredores o lineamientos volcnicos que concentran la mxi-ma densidad de estratovolcanes, domos volcnicos y cuerposintrusivos subvolcnicos. Uno de estos corredores correspon-de a la faja de Vicuapampa-Faralln Negro, que culmina enla Cordillera de los Andes con diversos cuerpos subvolcnicosde reducidas dimensiones. La actividad volcnica delFamatina, de edad dominantemente pliocena, est controladapor la migracin de este volcanismo.

Segmento Central (30-34S)

Este segmento abarca la Alta Cordillera de San Juan yMendoza y se caracteriza por la falta de un volcanismo activo.La Cordillera Principal presenta a partir de los 32S una fajaplegada y corrida epidrmica que involucra a los sedimentosmesozoicos. El arco volcnico mioceno, que se inici hacialos 20 a 22 Ma se ubica principalmente en Chile a estas

ignimbrticos desarrollados durante el Mioceno ms altoy el Plioceno inferior (Coira et al., 1994).

Esta delaminacin produjo un importante cambio en lascondiciones del arco magmtico, que desde el Pliocenoinferior hasta el presente, tiene un frente volcnico a estaslatitudes concentrado en el sector chileno adyacente.

Segmento de Transicin (26-30S)

Este segmento abarca la transicin entre el segmento conun volcanismo de arco activo en el sector norte a un cese delarco magmtico hacia el sur. La diferencia se observa a partirdel Mioceno superior que es cuando cesa el volcanismo(Figura 20).

La actividad volcnica se inicia en el Oligocenosuperior a Mioceno inferior con un volcanismo pocoevolucionado, carcterstico de una corteza no engrosa-da, el que paulatinamente a travs de varias fases deengrosamiento y deformacin alcanza caractersticas msevolucionadas (Kay et al., 1991). El frente volcnico seubica a lo largo de la Cordillera Principal, notndose enforma simultnea con la paulatina horizontalizacin de laplaca ocenica, la migracin de la actividad hacia laPrecordi l lera y las Sierras Pampeanas. Estahorizontalizacin de la placa es la responsable del levan-tamiento de las Sierras Pampeanas, como bloques debasamento limitados por fallas inversas que aprovechanantiguas lneas de debilidad, ya sea antiguas zonas desutura eopaleozoicas o fallas normales mesozoicas acti-vadas por inversin tectnica durante la deformacinndica.

Figura 23: Levantamiento trmico de la Puna producido mediante atenuamiento litosfrico (basado en Isacks, 1988).


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Cap_24_rasgos Estructurales Del Territorio Argentino