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NTRODUCCIÓN

Los Andes corresponden a un cordón mon-tañoso, de casi 8.000 km de largo, forma-do a lo largo del contacto entre las placas

de Nazca y Sudamericana. Si bien su mor-fología actual es el resultado del acorta-miento litosférico ocurrido durante la oro-genia Ándica, desde el Cretácico hasta laactualidad, presenta particularidades he-

redadas de períodos de deformación an-teriores ocurridos a lo largo del proto-margen continental del supercontinentedel Gondwana. En los Andes argentino-chilenos, estos períodos se corresponden

Revista de la Asociación Geológica Argentina 66 (1): 5 - 20 (2010)

ESTRUCTURAS Y CINEMÁTICA DE LAS DEFORMACIONESPRE-ANDINAS DEL SECTOR SUR DE LA PRECORDILLERA,MENDOZA

Laura GIAMBIAGI1, José MESCUA1, Alicia FOLGUERA2 y Amancay MARTÍNEZ3

1 CONICET-IANIGLA Centro Científico y Tecnológico CCT, Mendoza. Emails: [email protected], [email protected] Servicio Geológico Minero Argentino, Instituto de Geología y Recursos Minerales, Buenos Aires. Email: [email protected] Dpto. de Geología. Facultad de Ciencias Físico-Matemáticas y Naturales. Universidad Nacional de San Luis, San Luis.Email: [email protected]

RESUMEN La estructura del sector austral de la Precordillera es el resultado de una compleja serie de eventos de deformación superpues-tos: eopaleozoicos, neopaleozoicos, permo-triásicos y cenozoicos, cada uno caracterizado por estructuras con rumbos, ver-gencia y estilos propios. Muchas de estas estructuras eo y neopaleozoicas fueron reactivadas posteriormente durante los suce-sivos episodios de deformación. El análisis cinemático de las estructuras eopaleozoicas permitió distinguir dos eventos de de-formación con características cinemáticas distintas. El primer evento, D1, posee una dirección de acortamiento máximo E-Oy vergencia occidental. El segundo evento, D2, posee una dirección de acortamiento máximo NO a ONO y doble vergencia.Dos modelos permiten explicar estas variaciones cinemáticas; o bien los dos eventos de deformación se encontraron separa-dos en el tiempo y responde a dos eventos tectónicos distintos, o corresponden a un mismo evento tectónico transpresivocon rotaciones en las direcciones de acortamiento a través del tiempo. La deformación paleozoica tardía, de edad pérmica, secaracteriza por la generación de una faja plegada y corrida de piel fina en el sector oriental y de piel gruesa en el sector occi-dental, producto de la reactivación de estructuras eopaleozoicas. El análisis cinemático indica una dirección de acortamientoNO-SE y doble vergencia. Durante la etapa extensional, desde el Pérmico tardío hasta Triásico medio, la región sufrió unadeformación transtensional producto de una dirección de extensión NE y la reactivación de una zona de debilidad previa derumbo NNO. Las estructuras pre-ándicas han sido reactivadas durante la orogenia ándica generando una faja plegada y corri-da de piel gruesa con doble vergencia.

Palabras clave: Análisis cinemático, Evolución paleozoica, Andes, Eventos tectónicos.

ABSTRACT: Structures and kinematics of the pre-Andean deformations of the southern sector of the Precordillera, Mendoza. The structure of thesouthern sector of the Precordillera is the result of different deformational events: Eopaleozoic, Neopaleozoic, Permian-Triassic and Cenozoic, each one with particular strike, vergence and style. Many early and late Paleozoic structures have beenreactivated during the subsequent tectonic events. The kinematic analysis of Eopaleozoic structures allows us to distinguishbetween two deformational events with particular kinematic characteristics. The first event, D1, shows an E-W maximumshortening direction and westward vergence. The second event, D2, shows a NW to WNW maximum shortening directionand double vergence. Two models explain this kinematic variation; whether the two events were separated in time and res-pond to different tectonic events, or they are related to a transpressive event with rotation of the shortening direction throughtime. The late Paleozoic deformation was characterized by the generation of a thin-skinned fold and thrust belt in the easternsector and a thick-skinned one in the western sector with reactivation of Eopaleozoic structures. The kinematic analysis indi-cates a NW-SE shortening direction and double vergence. During the extensional period, from late Permian to middle Triassic,the region suuered a transtensional deformation produced by a NE extensional direction and the reactivation of a NNO-oriented preexisting weakness. The pre-Andean structures were reactivated during the Andean orogeny, generating a thick-skinned fold and thrust belt with double vergence.

Keywords: Kinematic analysis, Paleozoic evolution, Andes, Tectonic events.

con los procesos orogénicos: famatiniano(Ordovícico temprano - Carbonífero tem-prano), gondwánico (Carbonífero tempra-no - Cretácico temprano) y ándico (Cre-tácico temprano al presente) con particu-lares características en la deformación, elmetamorfismo y el magmatismo (Aceño-laza y Toselli 1973, Llambías et al. 1984).El presente trabajo analiza las caracterís-ticas cinemáticas de la deformación pre-ándica ocurrida durante los ciclos famati-niano y gondwánico del sector más aus-tral de la Precordillera. Este sector hasido recientemente incluido por Cortés etal. (2005) dentro de lo que estos autoresdenominan Precordillera Sur, diferencia-da del sector norte sobre la base de susparticularidades estratigráficas y estructu-rales, principalmente pre-ándicas.

MARCO TECTÓNICO

Durante el Paleozoico temprano dos even-tos compresivos deformaron el basamentopre-andino en el sector sur de los AndesCentrales. El primer evento, denominadofase oclóyica, tuvo lugar durante el Ordo-vícico medio a tardío (Ramos et al. 1984).El segundo evento, denominado fase chá-nica, ocurrió durante el Devónico tempra-no a medio (Turner y Méndez 1975). Al me-nos dos terrenos alóctonos son sospecha-dos de haber colisionado contra el proto-margen del Gondwana durante este perí-odo, los terrenos de Cuyania o Precordilleray Chilenia (Ramos et al. 1984, 1996, DallaSalda et al. 1992, Astini et al. 1995, Dalziel1997) (Fig. 1).Con posterioridad a los eventos contrac-cionales del Paleozoico temprano, se habríaimplantado, durante el Carbonífero, lasubducción a lo largo del presente margencontinental (Ramos 1988). El arco volcá-nico asociado a esta subducción estaría re-presentado por rocas plutónicas y volcá-nicas carbonífero-pérmicas aflorantes enla Cordillera Frontal (Ramos et al. 1986,Llambías et al. 1987, Mpodozis y Kay 1990).La deformación neopaleozoica estaría aso-ciada a la fase sanrafaélica, ocurrida duran-te el Pérmico temprano (Azcuy y Caminos1987), que habría generado un amplio cin-

turón orogénico e importante engrosa-miento cortical (Llambías y Sato 1990,Mpodozis y Kay 1990).Durante el Pérmico tardío al Triásico me-dio se habría instaurado un régimen tec-tónico extensional, con el desarrollo de unimportante volcanismo ácido asociado alcese de los procesos de subducción y aun cambio de un régimen compresional auno extensional (Llambías et al. 1993). Ladeformación permo-triásica se habría ca-racterizado por el desarrollo de un granvolumen de magmatismo bajo condicionesde extensión oblicua (Giambiagi y Martínez2008). El evento extensional continuó has-ta el Triásico medio con la apertura de losdepocentros continentales Cacheuta yLas Peñas de la cuenca Cuyana (Uliana et al.1989). Este desarrollo periférico de siste-mas de rift habría estado controlado por lareactivación de debilidades corticales a lolargo de los bordes de los terrenos previa-mente amalgamados (Ramos et al. 1986).Durante la deformación compresiva neó-geno-cuaternaria se produjo la reactiva-ción contraccional de fallas eo- y neo-paleo-zoicas orientadas favorablemente con res-pecto a los esfuerzos ándicos (Cortés etal. 1997, Folguera et al. 2004), y una reac-tivación transcurrente sinestral de fallas

permo-triásicas (Cortés et al. 2006, Te-rrizzano et al. 2008).

ESTRATIGRAFÍA

Las unidades aflorantes más antiguas estánrepresentadas, en el sector occidental dela Precordillera, por metasedimentitas ymetabasitas cambro-ordovícicas del GrupoBonilla y Formación Puntilla de Uspallata(Keidel 1939, De Römer 1965, Varela 1973,Cortés et al. 1997, Folguera et al. 2004) (Fig.2). Von Gosen (1995) dedujo un metamor-fismo de facies de esquistos verdes dadopor la incipiente a pronunciada recristali-zación de cuarzo en la Formación Puntillade Uspalla y en el Grupo Bonilla respec-tivamente. Cuerpos máficos y ultramáficosse intercalan con estas metasedimentitas(Haller y Ramos 1984, Gerbi et al. 2002),cuya edad abarca del Proterozoico tardío alSilúrico (Davis et al. 2000).En el sector oriental de la región de laPrecordillera estudiada se encuentran lascalizas cámbricas de la Formación CerroPelado y olistolitos cámbricos alojados den-tro de pelitas ordovícicas de la FormaciónEmpozada (Harrington 1961, Heredia yGallardo 1996, Keller et al. 1994, Gallardoy Heredia 1995, Astini et al. 1995, Bordo-

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Figura 1: Mapa regional deunidades morfoestructuralesque componen los Andesentre los 29° y 35°S. Se deli-nearon las zonas de suturasinferidas entre los dos terre-nos, Cuyania y Chilenia, sos-pechados de haber colisio-nado contra el proto-margenpacífico del Gondwana du-rante el Paleozoico tempra-no (según Ramos 2004). Elrecuadro indica la zona deestudio y la ubicación delmapa de la figura 3.

naro 1999). Discordantemente sobre ellasse apoyan metasedimentitas siluro-devóni-cas de la Formación Villavicencio, local-mente intruidas por cuerpos plutónicosdel Devónico temprano (Harrington 1971,Cucchi 1971, Cuerda 1988, Kury 1993).En fuerte discordancia angular se apoyan,en el ámbito de la Precordillera, las sedi-mentitas marinas carboníferas superioresa pérmicas inferiores de las formacionesSanta Máxima y Jarillal; y en el ámbito dela Cordillera Frontal, las sedimentitas ma-rinas glacigénicas de la Formaciones Lomade los Morteritos y El Plata (Keidel 1939,Ford 1944, Polanski 1958, Caminos 1965,Rolleri y Criado Roqué 1969, Furque yCuerda 1979, Azcuy y Caminos 1987, Freije2004). Por encima, se encuentran las lavasy brechas volcánicas de la Formación Porte-zuelo del Cenizo (Coira y Koukharsy 1976,Cortés et al. 1997).Las volcanitas del Pérmico tardío alTriásico temprano del Grupo Choiyoi seencuentran discordantemente por encimade los depósitos paleozoicos (Polanski1958, Caminos 1965, Rolleri y CriadoRoqué 1969, Cortés et al. 1997, Folgueraet al. 2004, Martínez 2005). Estas rocascalcoalcalinas a alcalinas tienen caracte-

rísticas transicionales de magmatismo dearco a post-orogénico y han sido vincula-das a procesos extensionales, probablemen-te asociado a las últimas etapas de sub-ducción (Llambías y Sato 1995, Llambías1999). En discordancia, el Triásico tem-prano - medio está representado por lassedimentitas asociadas a basaltos alcali-nos del Grupo Uspallata (Stipanicic 1979,Kokogian y Mancilla 1987), y por rocas piro-clásticas de la Formación Siete Colores(Cortés et al. 1997).Los depósitos sedimentarios continenta-les cenozoicos fueron agrupados dentrode las formaciones Papagayos, DivisaderoLargo, Quebrada de los Saltitos, Mariño,La Pilona y Mogotes, con edades com-prendidas entre el Paleoceno y el Pleis-toceno temprano (Groeber 1951, Rolleriy Criado Roque 1969, Cortés 1993, Irigoyenet al. 2000, Chiaramonte et al. 2002).

ESTUDIO ESTRUCTURAL

MetodologíaEl mapeo geológico-estructural del sectormás austral de la Precordillera correspon-dió a la continuación de los trabajos demapeo realizados durante los años 1998

al 2000 para la confección de la Hoja3369-15 Potrerillos 1:100.000 (Folguera etal. 2004) y la extensión del área hasta laciudad de Mendoza (Fig. 3). A partir de laintegración de todos los trabajos geológi-cos y estructurales previos con los traba-jos de campo realizados para la hoja geo-lógica y posteriormente, se mapearon lasestructuras principales que afectan las ro-cas paleozoicas, mesozoicas y cenozoicasde la región y se construyeron tres perfi-les estructurales a escala 1:25.000 (Fig. 4).Se establecieron las edades relativas demovimiento de cada una de las fallas ma-yores, teniendo en cuenta las relacionesde corte entre ellas, la edad de las rocasafectadas y no afectadas y la comparaciónde las características cinemáticas.El análisis cinemático se realizó a partirde dos estudios: (1) análisis de fallas mayo-res y (2) análisis de estructuras de peque-ña escala. El análisis cinemático de las fa-llas de mayor escala (desplazamiento ma-yor a 100 m) se llevó a cabo a partir de lamedición de la orientación de un mínimode 25 planos de cizalla asociados a las fa-llas y sus vectores de deslizamiento. Se si-guió el concepto de la hipótesis cinemáti-ca de Marrett y Allmendinger (1990), Twiss

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Figura 2: Cuadro estratigrá-fico de los sectores occiden-tal y oriental de laPrecordillera en su sectormás austral y del sector nor-oriental del cordón delPlata, perteneciente a laCordillera Frontal.

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Figura 3: Mapa geo-lógico del sector surde la Precordillera,entre 32°20´ y33°10´S, donde sehan discriminado alas estructuras prin-cipales en funciónde los episodios degeneración y reacti-vación. Las líneasnegras correspondena la traza de los per-files C, D y E de lafigura 4.

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y Unruh (1993) y Gapais et al. (2000) paradeterminar la orientación y la magnitudrelativa de los ejes principales de veloci-dad de deformación obtenidos a partir delas concentraciones máximas de ejes deextensión (T) y de acortamiento (P) de ungran número de datos cinemáticos.El análisis cinemático de estructuras depequeña escala se realizó a partir de laubicación de estaciones de medición uni-formemente distribuidas a lo largo delárea estudiada. En ellas se midió orienta-ción y sentido de desplazamiento de fa-llas de menor escala, planos axiales y bu-zamiento de ejes de pliegues y vergenciade éstos, rumbo e inclinación de capas(S0), planos de clivaje (S1-S2), lineacionesde minerales, venas de cuarzo y carbona-tos, estilolitas, budines y bandas kink. Seprestó particular atención a dilucidar laedad de generación de las estructuras depequeña escala. Esto se realizó a partir de laobservación de rocas afectadas y no afec-tadas por dichas estructuras, y a partir delanálisis de compatibilidad cinemática en-tre las distintas estructuras y entre las dis-tintas estaciones de medición.

Descripción de estructuras principa-les y edad del movimiento La región estudiada constituye una fajaplegada y corrida poliorogénica de doblevergencia y ha sido dividida en tres secto-res con características estructurales y tec-tono-estratigráficas distintas (Folguera et al.2004); los sectores oriental y occidental dela Precordillera y el borde oriental del Cor-dón del Plata (Fig. 2). La falla Villavicencioha sido considerada como representantedel límite entre los sectores oriental y oc-cidental de la Precordillera (Figs. 3 y 4).Sector oriental: En el sector oriental de laPrecordillera afloran las sedimentitas eo-y neopaleozoicas correspondientes a lasFormaciones Empozada, Cerro Pelado,Villavicencio y Santa Máxima; las volcani-tas permotriásicas del Grupo Choiyoi y lassedimentitas triásicas del Grupo Uspallata.Este sector posee estructuras de rumboNNE a NE con vergencia tanto al estecomo al oeste (Folguera et al. 2004). En elsector central se observan importantes

repeticiones tectónicas de la FormaciónVillavicencio y de las sedimentitas carbo-níferas, cubiertas en discordancia angularpor las volcanitas permo-triásicas (Fig. 3).Dicho sector corresponde a un área decompleja estructuración eopaleozoica yneopaleozoica con escasas evidencias dereactivaciones ándicas, ya que durante elCenozoico habría actuado como un bloquelevantado a partir de dos fallas ubicadas aleste y dos retrocorrimientos asociados (Fig.4, perfiles C y D).La cuchilla del cerro Pelado se encuentralevantada por la falla Villavicencio, la estruc-tura más importante de este sector, quepresenta un rumbo NNE e inclina conalto ángulo hacia el ESE (Figs. 4 y 5). Estaestructura separa dos áreas con diferentepaleogeografía y evolución estructural. Lageología del Paleozoico temprano al oestede dicha falla involucra a las rocas meta-mórficas silicoclásticas del Grupo Bo-nillay de la Formación Puntilla de Uspa-llata,mientras que al este, afloran metasedimen-titas clásticas y carbonáticas pertenecientesa las Formaciones Cerro Pelado, Empozaday Villavicencio, con edades similares. Enel sector occidental, las rocas carboníferasapoyan discordantemente sobre las meta-sedimentitas cambro-ordovícicas. La ausen-cia de sedimentitas silúrico-devónicas hacesuponer que dicho sector se encontrabaelevado durante el período silúrico-devónico,o que una importante erosión acontecióentre el Devónico y el Carbonífero tardío.La falla Cerro Pelado levanta a las calizasde la unidad homónima y a las metasedimen-titas de la Formación Villavicencio por en-cima de las sedimentitas carboníferas. Estaestructura ándica está asociada a una zonade cizalla dúctil paleozoica que afecta a lasrocas silúrico-devónicas pero no a las rocascarboníferas. De esta manera, se puede con-siderar a la falla Cerro Pelado como una fa-lla eopaleozoica reactivada durante la de-formación ándica (Fig. 5).En el cordón de las Yaretas (Fig. 3) se ob-servan tres eventos de deformación super-puestos que afectan a las metasedimenti-tas de la Formación Villavicencio. El pri-mer evento correspondería a un plegamien-to cuya edad estaría comprendida entre el

Devónico medio y el Carbonífero tempra-no, ya que habría ocurrido con posterio-ridad a la depositación de las sedimenti-tas silúrico-devónicas pero con anterioridada la depositación de las secuencias carbo-níferas. El segundo evento habría tenidolugar durante el Pérmico con el desarrollode corrimientos de rumbo NNE y vergen-cia al ESE. Dichos corrimientos levantana la Formación Villavicencio por encimade los estratos carboníferos formando almenos tres escamas tectónicas, que haciael sur son cubiertas en discordancia angu-lar por las volcanitas permo-triásicas (Figs.3 y 5). La más importante de estas estruc-turas, la falla Rincón, es cubierta en dis-cordancia angular por las sedimentitas delrift triásico. El tercer evento correspondea una reactivación ándica de algunas de lasestructuras frágiles del Paleozoico tardío.Se interpreta que la falla del Toro forma-ba parte de este sistema de corrimientosy fue reactivada durante la deformaciónándica levantando al silúrico-devónico porencima de las sedimentitas triásicas.El sector más oriental de la Precordilleraestá caracterizado por los afloramientosromboidales de los depósitos de rift triá-sicos (Fig. 3). Esta geometría es el resulta-do de la interferencia de estructuras NNOneopaleozoicas reactivadas, como las fa-llas del Toro y Guamparito, y estructurasNNE a E-O correspondientes a una zonade transferencia entre depocentros de edadtriásica. El complejo sistema de fallas debajo ángulo y despegue somero que afec-tan a las sedimentitas triásicas en el espo-lón ubicado al norte de la quebrada SanIsidro son interpretadas como productode un efecto de contrafuerte de la compre-sión ándica contra una falla de basamentoENE, denominada falla San Isidro. Se in-terpreta que dicha falla fue una falla ex-tensional que controló la depositación delas sedimentitas del Grupo Uspallata du-rante la extensión triásica.La principal estructura cuaternaria del ex-tremo oriental del sector más austral de laPrecordillera es la falla La Cal que limitael borde oriental del cerro homónimo (Min-gorance 2006). Asociada a esta estructu-ra, la falla Capdeville habría generado el

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Highlight

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anticlinal homónimo (Olgiati y Ramos 2003).El sector sudoriental de la zona estudiadacorresponde al dominio morfoestructural

denominado Cerrilladas Pedemontanas,la cual presenta una importante deforma-ción cuaternaria y registros de actividad

sísmica histórica (Bastías et al. 1993, IN-PRES 1995, González et al. 2002). Las prin-cipales fallas que afectan esta región son las


Figura 4: a y b) Esquema regio-nal de la estructura de laPrecordillera a lo largo del perfilc y e respectivamente, y su rela-ción con el levantamiento delcordón del Plata perteneciente ala Cordillera Frontal; c - e)Perfiles estructurales. A cada unade las fallas principales se les hainferido la edad de movimiento yde reactivación a través de rela-ciones entre rocas afectadas y noafectadas, tanto sobre la traza delperfil como regionalmente.Obsérvese la ubicación de las tra-zas de los perfiles en Figura 3.

fallas Melocotón, Divisadero Largo y Puntade Agua, y el sistema compuesto de fallasCerro de La Gloria (Bastías et al. 1993,Rodríguez y Barton 1990, Costa et al. 2000).Este último sistema corresponde a retro-corrimientos, fallas del Cristo y Cerro de laGloria, de alto ángulo de inclinación y ac-tividad cuaternaria (INPRES 1995).Sector occidental: El sector occidental de laPrecordillera está limitado por la falla Villa-vicencio al este y la falla Uspallata y la cuen-ca homónima al oeste, y comprende alcordón de Bonilla, a la cuchilla Cinco Mo-gotes, los cerros Colorados y al cerro Mé-danos (Fig. 3). En él predominan las fallascon rumbo N a NNE y vergencia al O aONO, y fallas transcurrentes sinestrales derumbo NO. La falla Uspallata es una es-tructura inferida, cuya traza correría pa-ralela del valle de Uspallata con un rumboNNE y vergencia occidental (Figs. 3 y 4,perfil C). Correspondería a una falla ándi-ca con una dirección de acortamiento NNO(Az111°). Su paralelismo con las zonas decizalla eopaleozoicas que afectan a la For-mación Puntilla de Uspallata nos permiteinferir una edad eopaleozoica para su ge-neración. El hecho de que las volcanitaspermo-triásicas se apoyen discordantemen-te por encima de las metamorfitas cam-bro-ordovícicas permite suponer una re-activación neopaleozoica con importantelevantamiento asociado, responsable de laerosión de los depósitos carboníferos. Lafalla Puntilla de Uspallata, que levanta a lasmetasedimentitas eopaleozoicas por enci-ma de los depósitos carboníferos, corres-ponde a una estructura pérmica, no reacti-vada durante la orogenia ándica, de rumboNNE y vergencia oriental, discordantemen-te cubierta por las rocas permo-triásicas.Una ramificación de esta falla, la falla Can-teras, levanta a las secuencias carboníferaspor encima de los depósitos triásicos. Seinfiere que esta falla se desarrolló duranteel Pérmico, junto a la falla Puntilla de Uspa-llata, y fue reactivada durante el ándico, mo-mento en el que se habría propagado ha-cia el sur, hasta la latitud del río Mendoza.El cordón de Bonilla se encuentra levan-tado a partir de la falla Bonilla. Esta estruc-tura ha sido señalada por von Gosen (1995)

como una estructura desarrollada duran-te la deformación neopaleozoica, ya que ensu extremo norte, fuera de la zona de estu-dio, se encuentra cubierta discordantemen-te por las volcanitas del Grupo Choiyoi.Hacia el sur se observa una reactivaciónde la misma durante la deformación án-dica. La reactivación pérmica de esta fallaha sido señalada por von Gosen (1995)quien documentó que la estructura levantórocas cambro-ordovícicas por encima derocas carboníferas, y se encuentra cubierta

discordantemente por las volcanitas delGrupo Choiyoi.La falla Bonilla es cortada por el sistema defallas del Burro al este del cerro Buitreras.Este sistema agrupa un conjunto de fallasN-S de alto ángulo que levanta a las rocaspaleozoicas inferiores por encima de las se-cuencias carboníferas, pero son cubiertas endiscordancia por las volcanitas del GrupoChoiyoi, indicando una edad pérmica. Porsu paralelismo con la falla Bonilla y con laszonas de cizalla eopaleozoicas presentes en


Figura 5: Mapa estructural del sector sur de la Precordillera, entre 32°20´ y 33°10´S.

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el cordón de Bonilla, no se descarta una edadeopaleozoica y una reactivación posterior.Las fallas del sector occidental de la Precor-dillera y las del sector nororiental del Cordóndel Plata son cortadas por fallas NO a NNO,con movimiento transcurrente. Estas es-tructuras han sido interpretadas por vonGosen (1995) como estructuras previasreactivadas durante la orogenia ándica. Elestudio cinemático junto a los cambios defacies y espesores de las volcanitas delGrupo Choiyoi permiten inferir una edadpermo-triásica para su generación (Giam-biagi y Martínez 2008). Sin embargo, al tra-tarse de fallas de movimiento normal obli-cuo durante el Permo-Triásico (Giambiagi yMartinez 2008), no se descarta una gene-ración anterior.Una serie de fallas extensionales de rum-bo NE a NNE controlaron la deposita-ción de las rocas volcaniclásticas y volcáni-cas triásicas de la Formación Siete Colores.Una de estas estructuras es la falla SieteColores, que pone en contacto a las forma-ción homónima con las sedimentitas carbo-níferas con un desplazamiento normal puro.Borde oriental del Cordón del Plata: La regiónde La Polcura-La Manga conecta a los sec-tores occidental y oriental de la Precordi-llera con el sector nororiental del Cordóndel Plata. Esta región está caracterizada porfallas ONO, cuyo movimiento de rumbosinestral y normal puro ha sido interpreta-do como producto de la extensión permo-triásica (Giambiagi y Martínez 2008). Unade estas estructuras transcurrentes, la fallaLa Manga, localizada en la quebrada homó-nima, representa el límite entre CordilleraFrontal y Precordillera.El sector nororiental del Cordón del Platase encuentra levantado a partir del siste-ma de fallas de la Carrera (Caminos 1965,Polanski 1972, Cortes 1993). Presenta estruc-turas desarrolladas principalmente duran-te la deformación neopaleozoica, fase san-rafaélica; aunque fue el ciclo ándico el res-ponsable del levantamiento del cordón comotal. Este levantamiento se produjo con pos-terioridad a la estructuración principal dela Cordillera Principal; y fue activo duran-te el Mioceno tardío - Plioceno. El sistemaestá conformado por tres fallas inversas

principales y diversas ramificaciones delas mismas que presentan un alto ángulo.La falla Cerro Arenal es la más occidentalde un sistema de tres fallas de alto ánguloy vergencia oriental. Levanta al basamen-to metamórfico proterozoico y sedimenti-tas y granitoides carbonico-pérmicos porencima de las volcanitas permo-triásicas(Figs. 3 y 4). La falla Cerro Médanos, la másoriental, corre con rumbo NNE al nortede la quebrada de la Polcura y N-S al surde dicha quebrada. El cambio de rumboestaría relacionado a la presencia del stockCerro Médanos. Esta falla levanta esca-mas de filitas del Grupo Bonilla sobre lassedimentitas carboníferas de la Forma-ción El Plata y a los granitos de los cerrosMédanos y Buitrera por encima de la For-mación Loma de los Morteritos y del GrupoChoiyoi. Al sur del área de estudio permi-te el afloramiento del complejo metamór-fico proterozoico. Hacia el norte del ríoMendoza continúa por la margen dere-cha de la quebrada del Medio hasta quees cortada por la falla del Burro en las na-cientes de la quebrada la Angostura. Al surdel río Mendoza posee un rumbo meridia-nal y pasa a formar parte del sistema de laCarrera, como fue señalado por Caminos(1965).Entre las fallas Cerro Médanos y CerroArenal se encuentra una tercera estructura,la falla La Hoyada, que levanta una escamade filitas cambro-ordovícicas por encima delas sedimentitas carboníferas de la Forma-ción Loma de los Morteritos. Esta estruc-tura está cubierta discordantemente porlas volcanitas permo-triásicas, acotando suedad de movimiento al Pérmico temprano.De las tres fallas del sistema, ésta sería laúnica que no fue reactivada durante la de-formación ándica.

Cinemática de estructuras pre-ándicasEl análisis cinemático se realizó a partir delestudio y comparación de estructuras degran y pequeña escala.Deformación eopaleozoica: En el sector occiden-tal de la Precordillera fueron reconocidasdos fases de deformación en las rocas delPaleozoico temprano, denominadas D1 yD2, las cuales fueron estudiadas previamen-

te por Keidel (1939), Bracaccini (1946), DeRömer (1964), von Gosen (1995) y Cortéset al. (1997). Esta deformación habría pro-ducido una fuerte estructuración y la ele-vación de la proto-Precordillera (Amos yRolleri 1964, Rolleri y Baldis 1969). La pri-mera fase D1, está acompañada de un me-tamorfismo regional de facies de esquistosverdes M1 (von Gosen 1995) y una folia-ción pervasiva de plano axial S1 asociada apliegues similares F1, que produjo el gra-no estructural dominante de las rocas delGrupo Bonilla. El plegamiento F1 está ca-racterizado por pliegues similares de am-plitud de onda variable entre pocos cen-tímetros a decenas de metros, con planosaxiales de rumbo N-S y fuerte inclinaciónal este. La dirección de acortamiento cal-culada a partir de la concentración de polosde planos axiales es E-O (Az277°) (Fig. 6).Asociados a estos pliegues se desarrolló unconspicuo clivaje de plano axial S1. Paraleloa los planos de S1 se observan en el cordónde Bonilla venas de cuarzo indicativas dedisolución por presión y transferencia demasa durante la deformación. La Forma-ción Puntilla de Uspallata exhibe plieguesapretados cuyos planos axiales poseen rum-bo N-S a NNE e inclinación preferente-mente al este.En el cordón de Bonilla se midieron 77planos de cizalla distribuidos en tres zonasde cizalla de rumbo N-S, con inclinaciónal este y techo-hacia-el-oeste, y 67 lineacio-nes de minerales sobre los planos de ciza-lla, que afectan al Grupo Bonilla pero noa los depósitos carboníferos (Fig. 6). El aná-lisis cinemático de las mismas sugiere unadirección de acortamiento eopaleozoicoE-O (Az 259°) y vergencia occidental. Lospolos de los planos axiales de pliegues si-milares que afectan a las rocas paleozoi-cas inferiores poseen un valor promediode los polos de 288° para la FormaciónPuntilla de Uspallata y 274° para elGrupo Bonilla. El análisis cinemático deestructuras menores y de zonas de cizallapermitió caracterizar a la fase D1 como unafase compresiva, con dirección de máxi-mo acortamiento E-O y dirección de má-xima extensión vertical. La vergencia deesta fase de deformación sería occidental.


La segunda fase D2, es mucho menos cons-picua que la fase D1. Esta fase ha sido re-conocida previamente por von Gosen(1995) en el área de Uspallata, y afecta tan-to a las metasedimentitas del Grupo Bonillacomo a las de la Formación Puntilla deUspallata. El clivaje S2 se desarrolla enmetapelitas y metareniscas como un cliva-je discontinuo. En las metasedimentitascambro-ordovícicas, esta fase está repre-sentada por pliegues decamétricos a mé-tricos de rumbo NE y vergencia tanto alNO como al SE, y clivaje de crenulaciónde plano axial (von Gosen 1995). Esta fasede deformación estaría caracterizada poruna dirección de máximo acortamiento NO.En el sector oriental de la Precordilleralas rocas silúrico-devónicas correspondien-tes a la Formación Villavicencio se encuen-

tran afectadas por una foliación pervasivaS1 de baja temperatura, esencialmentedesarrollada en bancos de pelitas. El rum-bo de esta foliación y las lineaciones deintersección asociadas a ella indican unadirección de máximo acortamiento NO-SE (Az121°). Asociados a esta foliación sedesarrollaron pliegues similares F1, cuya di-rección de máximo acortamiento fue cal-culada a partir de la medición de 148 pla-nos axiales en Az126° (Fig. 6). Con estosdatos se sugiere que las rocas silúrico-de-vónicas poseen una dirección de acorta-miento NO-SE y una vergencia hacia el SE.Dicha dirección de acortamiento coinci-diría con la dirección de la fase D2 pre-sente en el sector occidental de la Pre-cordillera. Se propone aquí que la fase dedeformación que afectó a las rocas silu-

ro-devónica fue coetánea con la fase D2que afecta a las rocas cambro-ordovícicas.Se caracteriza, de esta manera, a dos fasesde deformación paleozoicas tempranas,D1 y D2, con direcciones de acortamien-to E-O y vergencia occidental para la D1y dirección de acortamiento ONO-ESEy doble vergencia para la D2. La edad dedichas fases ha sido acotada al períodoSilúrico temprano - Devónico medio (384,5a 437,4 Ma) a partir de dataciones radi-métricas K/Ar de minerales metamórfi-cos (Cucchi 1971, Buggisch et al. 1994). Unaedad 40Ar/39Ar de 385 Ma (Devónicomedio) fue obtenida para micas recrista-lizadas presentes en una zona de cizallaen el área de Bonilla por Davis et al. (1999).Deformación neopaleozoica: La fase sanrafaé-lica fue la responsable de la deformación


Figura 6: a) Mapa geológico del sector austral de la Precordillera donde se resaltan los afloramientos de las rocas del Paleozoico temprano y direc-ciones de acortamiento máximo obtenidas para una zona de cizalla asociada a la falla Cerro Pelado: b) Datos cinemáticos de estructuras dúctiles demeso- y pequeña escala - pliegues similares, foliación, zonas de cizalla y lineamientos minerales - del sector occidental de la Precordillera que afectana las rocas cambro-ordovícicas del Grupo Bonilla y la Formación Puntilla de Uspallata; c) Datos cinemáticos de estructuras de meso- y pequeña es-cala del sector oriental de la Precordillera que afectan a las rocas silúrico-devónicas de la Formación Villavicencio.

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de las sedimentitas carboníferas y rocasmás antiguas y de la generación de la dis-cordancia angular que las separa de lasvolcanitas permo-triásicas del GrupoChoiyoi. La deformación paleozoica tar-día se caracteriza, en el sector oriental, porfallas inversas de rumbo NE a NNE queafectaron a la Formación Villavicencio ya las sedimentitas carboníferas, y plieguesconcéntricos por deslizamiento flexural(Fig. 7). Se infiere que la deformación eneste sector fue de tipo piel fina, sin basa-mento involucrado, con despegue dentrodel paquete sedimentario paleozoico,aunque no se descartan la existencia defallas con despegue en el basamento.En el sector occidental de la Precordillera,la deformación neopaleozoica se caracte-riza por la reactivación de estructuras eo-paleozoicas, con basamento involucrado,

tales como las fallas Bonilla, Burro yVillavicencio. El rumbo N-S y la vergen-cia occidental de estas estructuras habríanestado controlados por la deformaciónprevia, mientras que en el sector oriental,las fallas con rumbo NE serían fallas nue-vas. El análisis cinemático del movimien-to pérmico de las fallas mayores arrojaronlos siguientes valores de máximo acorta-miento (Fig. 7): Az159° (falla Cerro Pelado),Az128° (falla Puntilla de Uspallata), Az125°(falla Canteras), Az91° (falla Bonilla) yAz 80° (falla del Burro).El sector nororiental del Cordón del Platapresenta una importante deformaciónpérmica, registrada en las sedimentitas delas formaciones Loma de los Morteritos yEl Plata. Las fallas del sistema de la Carrerase habrían generado durante este período.El análisis cinemático de planos de cizalla

asociados al movimiento pérmico arrojóuna dirección de máximo acortamientoONO para la falla Cerro Arenal (Az129°)y La Hoyada (Az304°).El análisis cinemático de estructuras me-nores indica una dirección de acortamien-to NO-SE y vergencia oriental (Fig. 7).Las estaciones de medición fueron distri-buidas a lo largo de toda el área estudia-da y las direcciones de acortamiento ob-tenidas fueron homogéneas, con valoresentre ONO y NO. Similarmente, la direc-ción de acortamiento calculada a partir dela concentración de polos de planos axia-les de 75 pliegues concéntricos medidosen todas las estaciones fue ONO.La integración de todos los datos cinemá-ticos permite proponer un evento de com-presión con máxima dirección de acorta-miento ONO-ESE para el período de


Figura 7: a) Mapa geológico del sector austral de la Precordillera donde se resaltan las rocas y las estructuras del Paleozoico tardío. Los datos cine-máticos fueron tomados en las estaciones de medición mostradas en el mapa. Se indican sobre las fallas y en el lugar de medición las direcciones demáximo acortamiento calculadas; b) Datos cinemáticos de estructuras frágiles de meso- y pequeña escala - pliegues concéntricos y fallas menores -del sector occidental de la Precordillera que afectan a las rocas pre-Choiyoi.

deformación pérmico temprano. La defor-mación correspondiente a este evento se-ría frágil, a partir de la generación de unafaja plegada y corrida, con basamento in-volucrado en el sector occidental, y de-formación de piel fina en el sector orien-tal. El sector de deformación de piel grue-sa coincidiría con el sector de reactiva-ción de estructuras desarrolladas durantela deformación eopaleozoica.Deformación pérmica tardía-triásica media:Para el análisis cinemático del período per-mo-triásico, se compararon los datos ob-tenidos en las fallas cuyo movimiento fuesincrónico con la extrusión de las volca-nitas del Grupo Choiyoi, de edad pérmi-ca superior a triásica inferior baja, con losdatos de las fallas que afectan a las sedi-

mentitas del Grupo Uspallata y de la For-mación Siete Colores, de edad triásica in-ferior a media. Las volcanitas del GrupoChoiyoi se encuentran afectadas por fa-llas oblicuas normales sinestrales de rum-bo NO y fallas normales de rumbo ONOdesarrolladas concomitantemente con elevento magmático (Giambiagi y Martínez2008). El estudio cinemático de dichas fallas(n=41) indica una dirección de extensiónNNE (Az 23°) de edad pérmica superiora triásica inferior baja. Este valor concuer-da con la dirección de extensión oblicua(Az 23°) obtenida para la falla La Manga derumbo NNO (Giambiagi y Martínez 2008).En las sedimentitas del Grupo Uspallatay las rocas piroclásticas de la FormaciónSiete Colores se encuentran afectadas por

fallas normales de rumbo predominante-mente ONO a NO. En ellas se midieron105 fallas menores cuyo movimiento serelacionó a la etapa de extensión de lacuenca Cuyana. Las mismas arrojaron unadirección promedio de extensión NE (Az48°) para el Triásico temprano a medio.Esto indicaría una rotación horaria en ladirección de extensión en el Triásico tem-prano para la región estudiada. El análisiscinemático de la falla Siete Colores indi-có un movimiento normal puro, con unadirección de extensión 253°.A conclusiones similares arribaron Japaset al. (2008), quienes calcularon una direc-ción de extensión triásica temprana a mediaNE (35°-40°) en el cordón San Bartolo,ubicado inmediatamente al norte de la zona


Figura 8: a) Mapa geológico del sector austral de la Precordillera donde se resaltan los afloramientos de las rocas permo-triásicas y las estructurasasociadas. Se indican las direcciones de máxima extensión calculadas para las fallas Siete Colores y La Manga; b) Datos cinemáticos de fallas norma-les y normales oblicuas obtenidos de estructuras sinextensionales del Grupo Choiyoi (Giambiagi y Martínez 2008); c) Dirección de extensión obte-nida para la falla Siete Colores que controló la depositación de la unidad homónima; d) Datos cinemáticos de todas las fallas normales sinextensio-nales medidas en las formaciones Potrerillos y Siete Colores; e y f) Discriminación de los datos d) según unidad litoestratigráfica afectada - forma-ciones Potrerillos y Siete Colores - y estación de medición.

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de estudio. Estos autores sugirieron la pre-sencia de un régimen transtensivo sinestraldurante la sedimentación de las secuenciastriásicas inferiores a medias.

DISCUSIÓN

Deformación eopaleozoica y sus po-sibles interpretaciones tectónicasExisten diversas interpretaciones tectóni-cas para los eventos de deformación eo-paleozoicos según distintos autores. Unainterpretación propone que la deforma-ción eopaleozoica es producto de doseventos de colisión de terrenos alóctonosacrecionados contra el borde pacífico delGondwana, uno durante el Ordovícico yotro durante el Devónico (Fig. 1). El primerevento reflejaría la colisión del terreno deCuyania o Precordillera contra Gondwana(Dalla Salda et al. 1992, Astini et al. 1995,Ramos et al. 1996, Dalziel 1997, Thomasy Astini 1996, 2007). Una zona de subduc-ción con inclinación al este fue propues-ta para el período pre-colisión (Ramos1988, Astini et al. 1995), asociado al vol-canismo de arco de Famatina (Pankhurstet al. 1998, Quenardelle y Ramos 1999) yzonas de cizalla con techo al oeste en lassierras de Pie de Palo y Valle Fértil conedades de metamorfismo ~460 Ma (Casquetet al. 2001, Ramos 2004, Vujovich et al.2004). En esta interpretación, el segundoevento representaría la colisión de otroterreno alóctono contra el proto-margendel Gondwana, denominado Chilenia(Ramos et al. 1984). Las rocas magmáticaspresentes en el Grupo Bonilla han sidointerpretadas por Haller y Ramos (1984)y Ramos et al. (1984) como un complejoofiolítico asociado a una zona de suturalitosférica de rumbo N-S. Estos autorespropusieron que las estructuras con ver-gencia occidental estarían relacionadas auna zona de subducción con inclinaciónal este ubicada entre el terreno ya acre-cionado de Cuyania y el terreno deChilenia. Por otro lado, Davis et al. (1999)y Gerbi et al. (2002) propusieron una zonade subducción con inclinación al oeste yun subsecuente evento colisional con de-formación con vergencia oriental duran-

te la fase chánica.Otra interpretación sugiere que el primerevento orogénico estaría relacionado conprocesos famatinianos de subducción ordo-vícicos, y que la Precordillera habría coli-sionado contra el proto-margen gondwá-nico durante la orogenia chánica en elDevónico (von Gosen y Prozzi 1998, Kelleret al. 1998, Rapela et al. 1998, Pankhurst yRapela 1998, Keller 1999). De acuerdocon Rapela et al. (1998), Chilenia sería par-te del terreno de Cuyania y no un terrenoindependiente. Una variación para esta in-terpretación fue propuesta por von Gosen(1997), para quien el segundo evento dedeformación eopaleozoica habría abarcadodesde el Silúrico tardío al límite Devónico-Carbonífero, lapso de tiempo durante elcual habrían colisionado primero Cuyaniay luego Chilenia.La deformación y el metamorfismo contras-tante al este y oeste de la falla Villavicencio,entre los esquistos del Grupo Bonilla ylas metareniscas de la Formación Villavicen-cio, se puede explicar a partir de dos mo-delos de evolución geológica. En el pri-mer modelo se propone que el metamor-fismo del Grupo Bonilla y el de la Forma-ción Villavicencio serían sincrónicos, y re-presentarían niveles corticales profundosy someros respectivamente. Esto acota laedad de deformación al Devónico Medio,con posterioridad a la depositación de lassedimentitas de la Formación Villavicencio,y sugiere la existencia de una zona de de-formación con doble vergencia, occidentalen el sector oeste y oriental en el este. Estemodelo requiere de rotación en la direc-ción de acortamiento de E-O en el sectoroccidental a NO-SE al este, así como tam-bién un cambio a lo largo del evento dedeformación en las dirección de acorta-miento calculadas para el D1 y D2 en elsector occidental, que podría explicarsecon un ambiente de deformación trans-presivo con rotaciones según un eje ver-tical en sentido antihorario.El segundo modelo que se postula es aqueldonde el metamorfismo regional delGrupo Bonilla y de la Formación Puntillade Uspallata (asociado a la deformaciónD1) fue anterior al que habría afectado a

la Formación Villavicencio (asociado a ladeformación D2). De esta manera, D1 yD2 estarían acotados al pre-Silúrico tardío(pre-depositación de la Formación Villavi-cencio) y Devónico medio respectivamen-te. Este modelo explicaría la cinemática delas rocas eopaleozoicas sector occidental,caracterizada por una dirección de acor-tamiento E-O y vergencia occidental, sig-nificativamente diferente a la del sectororiental, la cual se caracteriza por una di-rección de acortamiento NO-SE y ver-gencia oriental. Para ello se requiere queambas deformaciones sean producto dedos eventos compresivos distintos o deun mismo evento transpresivo, con rota-ciones en el campo de deformación.Esta segunda interpretación conciliaríalos datos cinemáticos contrastantes obte-nidos por Davis et al. (1999) y Gerbi et al.(2002) en la zona de Cortaderas, inmedia-tamente al norte de la zona estudiada,con aquellos obtenidos por von Gosen(1995) en la región de Uspallata. Los pri-meros autores postularon una zona de ci-zalla dúctil con vergencia al este y edadde movimiento devónica. El segundo au-tor documentó vergencia exclusivamenteoccidental para la deformación eopaleo-zoica. Como hipótesis para este segundomodelo se plantea que el primer eventode deformación, con vergencia occidental,podría haber ocurrido durante el eventocompresivo Ordovícico y podría estar re-lacionado a la colisión del terreno de Pre-cordillera contra el proto-margen gond-wánico. La vergencia occidental, amplia-mente reconocida tanto en el sector nor-te de la Precordillera (Thomas y Astini2007) como en el sector occidental de lasSierras Pampeanas (Martino et al. 1993,Ramos et al. 1996, 1998, Casquet et al.2001, Astini y Dávila 2004) se explicaría apartir de la existencia previa de una zonade subducción con inclinación al este, talcomo fue propuesto por diversos autoresanteriormente (Ramos 1988, Astini et al.1995, Thomas y Astini 1996, Rapela et al.1998, Ramos et al. 1998, Quenardelle yRamos 1999, Ramos 2004). El segundoevento podría correlacionarse con la coli-sión del terreno Chilenia contra el proto-


margen gondwánico durante el Devónicoy estaría representado por una zona decizalla con doble vergencia con zonas decizallas con techo al este y zonas de ciza-lla previas reactivadas con techo al oeste.La vergencia oriental de las zonas de ci-zalla, tanto en la región de Cortaderascomo en la región oriental de la Precor-dillera Sur, darían indicios de la presenciade una zona de subducción con inclina-ción al oeste, previa a la colisión. Los es-tudios de procedencia realizados por Kury(1993) en la sucesión clástica de la Forma-ción Villavicencio avalarían esta hipótesis,ya que proponen una depositación de lasucesión en un ambiente de margen pasi-vo, sin asociación de rocas volcánicas. Sinembargo, está última interpretación no seve sustentada por estudios realizados másal norte, en la Precordillera sanjuanina,que sugieren que toda la deformación eo-paleozoica del sector occidental sería de-vónica y no habría evidencias de una defor-mación anterior (von Gosen 1997, Alvarez-Marrón et al. 2006, Alonso et al. 2008).En este trabajo se dejan abiertas ambasposibilidades ya que las evidencias cine-máticas y los estudios geológicos realiza-dos hasta la fecha no nos permiten pos-tular claramente uno u otro modelo. Cabedestacar que, para corroborar o descartarambos modelos haría falta un estudio depetrología y deformación de las rocasmetamórficas y acotar las edades del me-tamorfismo que escapan a los objetivosdel presente trabajo.

Rotaciones horarias pérmicasSegún los estudios paleomagnéticos reali-zados por Rapalini y Vilas (1991) con pos-terioridad a la deformación pérmica san-rafaélica y con anterioridad al volcanismoextensional del Grupo Choiyoi, se habríanregistrado en este sector del valle Calingasta-Uspallata importantes rotaciones horarias,de entre 50° y 90°. Estas rotaciones segúnejes verticales se habrían producido, segúnestos autores, a partir del movimiento dex-tral de fallas de rumbo paralelas al margencontinental, posiblemente asociadas a unasubducción oblicua.Al sur de la zona estudiada, en el bloque

San Rafael, Japas y Kleiman (2004) regis-traron fallas de rumbo NNO, con movi-miento de rumbo dextrógiro y edad pérmi-ca. En concordancia con Rapalini y Vilas(1991), Japas y Kleiman (2004) propusie-ron la existencia de un régimen transpre-sivo con dirección de acortamiento NE yde extensión NO, sugiriendo la reactiva-ción de una fábrica cortical preexistente.En el sector de la Precordillera estudiado,estas rotaciones podrían haber estadoasociadas a fallas transcurrentes de rumboONO a NNO que podrían haber permi-tido la rotación de bloques rígidos o semi-rígidos. Esto sería una explicación, aunqueno la única, para desarrollo de fallas norma-les oblicuas de rumbo NNO durante elperíodo extensional permo-triásico, quesugieren la existencia de fallas previas re-activadas.Si se reconstruye la rotación post-pérmicatemprana, la dirección de acortamientoeopaleozoica se caracterizaría por unavergencia sur y direcciones de acortamien-to SSO-NNE para D1 y SO-NE paraD2, con vergencia tanto SO como NE,mientras que la compresión neopaleozoi-ca sería SO-NE con doble vergencia.

CONCLUSIONES

La deformación pre-ándica en el sectorsur de la Precordillera presenta evidenciasde tres eventos tectónicos superpuestos,dos eventos compresivos y uno extensional.Los eventos compresivos habrían ocurri-do durante el Paleozoico temprano y elPaleozoico tardío, mientras que el eventoextensional se habría desarrollado duran-te el lapso Pérmico tardío a Triásico me-dio. La deformación eopaleozoica se ca-racteriza a su vez por dos eventos de de-formación, D1 y D2. El primer eventoposee una dirección de acortamiento má-ximo E-O y vergencia occidental. Para elsegundo evento se registra una rotaciónen la dirección de acortamiento NO-SE yvergencia predominantemente oriental. Sise reconstruyen las rotaciones horariasregistradas por los datos paleomagnéti-cos, D1 tendría una dirección de acorta-miento N-S y vergencia sur, D2, SO-NE

y vergencia al NE.La deformación neopaleozoica se asocia ala fase orogénica San Rafaélica de edadpérmica inferior. Se caracteriza por unadirección de acortamiento ONO-ESE yvergencia tanto al ONO como al ESE.Durante este período se habría generadouna faja plegada y corrida de piel fina en elsector oriental de la Precordillera, mien-tras que en el sector occidental el basa-mento se encontraría afectado a partir dela reactivación de estructuras eopaleozoi-cas. Si se reconstruyen las rotaciones ho-rarias registradas por los datos paleomag-néticos, esta deformación tendría una di-rección de acortamiento SSO-NNE yvergencia al SSO y al NNE.Durante la etapa extensional que abarcódesde el Pérmico tardío hasta Triásicomedio, la región sufrió una deformacióntranstensional sinestral producto de unadirección de extensión regional NE y lareactivación de una zona de debilidad pre-via de rumbo NNO. Esta debilidad se ha-bría reactivado bajo un régimen extensio-nal con un movimiento normal con com-ponente de movimiento de rumbo sines-tral. Este modelo permitiría explicar larotación horaria entre las direcciones deextensión calculadas para el Pérmico tar-dío al Triásico más temprano y aquellascalculadas para el Triásico temprano a medio.Durante el Cenozoico la mayor parte de lasestructuras pre-ándicas habrían sido reacti-vadas durante la orogenia ándica gene-rando una faja plegada y corrida de pielgruesa con doble vergencia para el sectormás austral de la Precordillera.

AGRADECIMIENTOS

Este estudio fue realizado a partir de lossubsidios UBACYT TW87 (Universidadde Buenos Aires) y PICT 07-10942 de laAgencia de Promoción Científica y Tec-nológica. Las discusiones en el campo y elintercambio de opiniones con M. Etche-verría, M. Tunik, S. Barredo, F. Bechis,V.A. Ramos, N. Heredia, J.L. Alonso, G.Gallastegui, J. García Sansegundo, P. Fa-rías, R. Rodríguez y A. Zavattieri ayuda-ron a mejorar el trabajo y se agradecen


especialmente. Se agradece también la ayu-da en el campo de Natalia Marchese, Gui-llermo Peralta, Cristian Guerra, DiegoMárquez, Diego Di Carlo y EzequielGarcía Morabito, y las correcciones y su-gerencias del árbitro Nemesio Heredia yde otro anónimo que contribuyeron amejorar sustancialmente el trabajo.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Aceñolaza, F.G. y Toselli, A. 1973. Consideracionesestratigráficas y tectónicas sobre el Peleozoicoinferior del noroeste argentine. 2° CongresoLatinoamericano de Geología, Actas 2: 755-763.

Alonso, J.L., Gallastegui, J., García-Sansegundo,J., Faria, P., Rodríguez Fernández L.R. y Ra-mos, V.A. 2008. Extensional tectonics andgravitacional collapse in an Ordovician passivemargin: The Western Argentine Precordillera.Gondwana Research 13: 204-215.

Alvarez-Marrón, J., Rodríguez Fernández, R., He-redia, N., Busquets, P., Colombo, F. y Brown,D. 2006. Neogene structures overprintingPaleozoic thrust Systems in the Andean Pre-cordillera at 30°S latitude. Journal of the Geo-logical Society 163: 949-964, London.

Amos, A.J. y Rolleri, E.O. 1965. El Carbónicomarino en el valle de Calingasta-Uspallata(San Juan-Mendoza). Boletín de InformacionesPetroleras 368: 50-71.

Astini, R.A. y Dávila, F.M. 2004. Ordovician backarc foreland and Ocloyic thrust belt develop-ment on the western Gondwana margin as aresponse to Precordillera terrane accretion.Tectonics 23, TC4008, doi: 10.1029/ 2003TC001620.

Astini, R.A., Benedetto, J.L. y Vaccari, N.E. 1995.The early Paleozoic evolution of the Argen-tina Precordillera as a Laurentian rifted, drif-ted and collided terrane: A geodynamic mo-del. Geological Society of America Bulletin107: 253-273.

Azcuy, C. L. y Caminos, R. 1987. Diastrofismo.En Archangelsky, S. (ed.) El sistema carboníferoen la República Argentina. Academia Nacionalde Ciencias, Córdoba, Argentina: 239-252.

Bastías, H., Tello, G.E., Perucca, J.L. y Paredes,J.D. 1993. Peligro sísmico y geotectónica. 12°Congreso Geológico Argentino y 2° Congresode Exploración de Hidrocarburos. En Ramos,V.A. (Ed.): Geología y Recursos Naturales de

Mendoza. Relatorio 6-1: 645-658.Bordonaro, O.L. 1999. Cámbrico y Ordovícico

de la Precordillera y Bloque de San Rafael. EnCaminos, R. (ed.) Geología Argentina. Insti-tuto de Geología y Recursos Minerales. Ana-les 29(8): 189-204.

Bracaccini, O. 1946. Contribución al conocimientogeológico de la Precordillera Sanjuanino-Men-docina. Boletín de Informaciones Petroleras23: 81-105.

Buggisch, W., von Gosen, W., Henjes-Kunst, F. yKrumm, S. 1994. The age of Early Paleozoicdeformation and metamorphism in the Argen-tine Precordillera - Evidence from K-Ar Data.Zentralblatt für Geologie und Paläonto-logie,Teil I: 275-286.

Caminos, R. 1965. Geología de la vertiente orien-tal del Cordón del Plata, Cordillera Frontal deMendoza. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 20(3): 351-392.

Casquet, C., Baldo, E.G., Pankrust, R.J., Rapela,C.W., Galindo, C., Fanning, C.M. y Saavedra, J.2001. Involvement of the Argentine Precor-dillera terrane in the Famatinian mobile belt: U-Pb SHRIMP and metamorphic evidence fromthe Sierra de Pie de Palo. Geology 29: 703-706.Chiaramonte, L., Ramos, V.A. y Araujo, M.2000. Estructura y sismotectónica del anticli-nal Barrancas, Cuenca Cuyana, provincia deMendoza. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 55: 309-336.

Coira, B. y Koukharsky, M.M. 1976. Efusividadtardío-hercínica en el borde oriental de la Cor-dillera Frontal, zona de Arroyo del Tigre, pro-vinca de Mendoza, República Argentina. 1° Con-greso Geológico Chileno, Actas 2: F105-123.

Cortés, J.M. 1993. El frente de corrimiento de laCordillera Frontal y el extremo sur del valle deUspallata, Mendoza. 12° Congreso GeológicoArgentino y 2° Congreso de Exploración deHidrocarburos, Actas 3: 168-178.

Cortés, J.M., González Bonorino, G., Koukharsky,M., Pereyra, F. y Brodtkorb, A. 1997. Hoja 3369-09, Uspallata. Servicio Geológico Minero Argen-tino, Informe inédito, Buenos Aires.

Cortés, J. M., Yamin, M. y Pasini, M. 2005. La Pre-cordillera Sur, provincias de Mendoza y SanJuan. 16° Congreso Geológico Argentino, Ac-tas 1: 395-402.

Cortés , J.M., Casa, A., Pasini, M.M., Yamin, M.G.y Terrizzano, C.M. 2006. Fajas oblicuas de de-formación geotectónica en Precordillera y Cor-

dillera Frontal (31°30´ - 33°30´LS). Controlespaleotectónicos. Revista de la Asociación Geo-lógica Argentina 61(4): 639-646.

Costa, C., Machette, M.N., Dart, R.L., Bastias,H.E., Paredes, J.D., Perucca, L.P., Tello, G.E. yHaller, K.M. 2000. Map and Database ofQuaternary Faults and Folds in Argentina.USGS Open-File Report 00-0108

Cucchi, R.J. 1971. Edades radimétricas y correla-ción de metamorfitas de la Precordillera, SanJuan-Mendoza, República Argentina. Revistade la Asociación Geológica Argentina 26(4):503-515.

Cuerda, A. 1988. Investigaciones estratigráficas en elGrupo Villavicencio, Precordillera de Mendozay San Juan, República Argentina. 5° CongresoGeológico Chileno, Actas 2: 177-187.

Dalla Salda, L.H., Cingolani, C.A. y Varela, R. 1992.Early Paleozoic orogenic belt of the Andes insouthwestern South America. Results of Lau-rentian-Gondwana collision? Geology 20: 617-621.

Dalziel, I.W.D. 1997. Overview: Neoproterozoic-Paleozoic geography and tectonics: Review hi-pótesis, environmental speculation. GeologicalSociety of America Bulletin 109: 16-42.

Davis, J.S., Roeske, S.M., McClelland, W.C. ySnee, L.W. 1999. Closing the ocean betweenthe Precordillera terrane and Chilenia: EarlyDevonian ophiolite emplacement and defor-mation in the SW Precordillera. En Ramos,V.A. y Keppie, J.D. (eds.) Laurentia-GondwanaConnections before Pangea. Geological Socie-ty of America. Special Paper 336: 115-138.

Davis, J.S., Roeske, S.M., McClelland, W.M. y Kay,S.M. 2000. Mafia and ultramafic cristal frag-ments of the SW Precordillera terrane andtheir bearing on tectonic models of the earlyPaleozoic in Western Argentina. Geology 28:171-174.

De Römer, H.S. 1964. Sobre la geología de lazona de El Choique, entre el cordón de losFarallones y el cordón de Bonilla, quebrada deSanta Elena, Uspallata (provincia de Mendoza).Revista de la Asociación Geológica Argentina19(1):9-18.

Folguera, A., Etcheverria, M., Pazos, P., Giambiagi,L., Cortés, J.M., Fauqué, L., Fusari, C. y Rodriguez,M.F. 2004. Descripción de la Hoja GeológicaPotrerillos (1:100.000). Subsecretaría de Mineríade la Nación, Dirección Nacional del ServicioGeológico, 262 p., Buenos Aires.

18 LAURA GIAMBIAGI , JOSÉ MESCUA, ALICIA FOLGUERA Y AMANCAY MARTÍNEZ

Ford, A. 1944. Estudio de las condiciones estrati-gráficas y tectónicas del pie oriental del Cerrodel Plata (Mendoza). Tesis Doctoral, UniversidadNacional de Córdoba, inédita, 124 p., Córdoba.

Freije, R.H. 2004. Estudio estratigráfico de lasunidades neopaleozoicas de la Precordilleramendocina, Argentina. Tesis Doctoral, Univer-sidad Nacional del Sur, inédita, 247 p., BahíaBlanca.

Furque, G. y Cuerda, A. J. 1979. Precordillera deLa Rioja, San Juan y Mendoza. En Turner, J.C. (ed.) Geología Regional Argentina, AcademiaNacional de Ciencias 1: 455-522, Córdoba.

Gallardo, G. y Heredia, S. 1995. Estratigrafía y sedi-mentología del miembro inferior de la Forma-ción Empozada (Ordovício medio a superior),Precordillera Argentina. En Reunión Inter-nacional del Proyecto 271 IUGS-UNESCO,Noviembre 1990, Porto Alegre, AcademiaNacional de Ciencias, Boletín 60(3-4): 449-460,Córdoba.

Gapais, D., Cobbold, P., Bourgeois, O., Rouby, D.y Urreiztieta, M. 2000. Tectonic significanceof fault-slip data. Journal of Structural Geo-logy 22: 881-888.

Gerbi, C., Roeske, S.M. y Davis, J.S. 2002.Geology and structural history of the south-west Precordillera margin, northern MendozaProvince, Argentina. Journal of South AmericanEarth Sciences 14: 821-835.

Giambiagi, L.B. y Martínez, A.N. 2008. Permo-Triassic oblique extension along an ancient li-thospheric anisotropy, southwestern SouthAmerica. Journal of South American EarthSciences 26: 252-260.

González, M.A., González Días, E.F., Sepúlveda,E., Regairza, M.C., Costa, C., Cisneros, H., Bea,S., Gardini, C., Pérez, I. y Pérez, M. 2002. Cartade peligrosidad geológica 3369-II, Mendoza.Provincias de Mendoza y San Juan. ServicioGeológico Minero Argentino, Subsecretaría deMinería de la Nación, Boletín 324, 178 p.,Buenos Aires.

Groeber, P. 1951. La Alta Cordillera entre las lati-tudes 34º y 29º 30'. Museo Argentino de Cien-cias Naturales Bernardino Rivadavia. CienciasGeológicas, Revista 1(5) PAGINAS.

Haller, M.J y Ramos, V.A. 1984. Las ofiolitas fa-matinianas (Eopaleozoico) de las Provinciasde San Juan y Mendoza. 9° Congreso GeológicoArgentino, Actas 2: 66-83.

Harrington, H. 1961. The Cambrian formation of

South America. En El Sistema Cámbrico, supaleogeografía y el problema de su base. 20°Congreso Geológico Internacional, ActasSimposio 3: 504-516, Moscú.

Harrington, H. 1971. Descripción geológica de laHoja 22c, Ramplón, provincias de Mendoza ySan Juan. Dirección Nacional de Geología yMinería (1953), Boletín 114: 1-81, Buenos Aires.

Heredia, S. y Gallardo, G. 1996. Las megaturbidi-tas de la Formación Empozada: un modelointerpretativo para el Ordovícico turbidítico dela Precordillera argentina. Revista de la Asocia-ción Geológica de Chile 23: 17-34.

INPRES 1995. Microzonificación sísmica del GranMendoza. Instituto Nacional de PrevenciónSísmica. Resumen Ejecutivo. Publicación Técnica19, 269 p, San Juan.Irigoyen, M.V., Buchan, K.L. y Brown, R.L. 2000.Magnetostratigraphy of Neogene Andean fore-land-basin strata, lat 33°S, Mendoza Province,Argentina. Geological Society of America Bu-lletin 112: 803-816.

Japas, M. S. y Kleiman, L.E. 2004. El ciclo Choiyoien el bloque de San Rafael (Mendoza): de la oro-génesis tardía a la relajación mecánica. Asocia-ción Geológica Argentina, Serie D, Publica-ción Especial 7: 89-100.

Japas, M.S., Cortés, J.M. y Pasini, M.M. 2008.Tectónica extensional triásica en el sector nortede la cuenca Cuyana: primeros datos cinemáticos.Revista de la Asociación Geológica Argentina63(2): 213-222.

Keidel, J. 1939. Las estructuras de corrimientospaleozoicos de la sierra de Uspallata (provinciade Mendoza). Physis 14(46): 3-96.

Keller, M. 1999. Argentine Precordillera: sedimen-tary and plate tectonic history of a Laurentiancristal fragment in South America. GeologicalSociety of America, Special Paper 341, 131 p.

Keller, M., Buggish, W. y Lehnert, O. 1998. Thestratigraphic record of the Argentine Precor-dillera and its plate tectonic background.Geological Society, Special Publication 142:35-56, London.

Keller, M., Cañas, F.L., Lehnert, O. y Vaccari, N.E.1994. The Upper Cambiran and Coger Ordo-vician of the Precordillera (western Argentina):some stratigraphic reconsiderations. Newsletterson Stratigraphy 31: 115-132.

Kokogian, D. y Mancilla, O. 1989. Análisis estra-tigráfico secuencial de la Cuenca Cuyana. EnChebli, G. y Spalleti, L. (eds.) Cuencas Sedimen-

tarias Argentinas. Universidad Nacional de Tu-cumán, serie Correlación Geológica N°6: 169-210.

Kury, W. 1993. Características composicionales dela Formación Villavicencio, Devónico, Precor-dillera de Mendoza. 12° Congreso GeológicoArgentino y 2° Congreso de Exploración deHidrocarburos, Actas 1: 321-328.

Llambías, E.J. 1999. Las rocas ígneas gondwáni-cas. En Caminos, R. (ed.) Geología Argentina.Instituto de Geología y Recursos Minerales.Servicio Geológico Minero Argentino, Anales29: 349-376.

Llambías, E.J. y Sato, A. 1990. El batolito de colan-güil (29°-31°S) Cordillera Frontal de Argentina:estructura y marco tectónico. Revista Geológicade Chile 17: 99-108.

Llambías, E.J., Caminos, R. y Rapela, C.W. 1984.Las plutonitas y vulcanitas del Ciclo EruptivoGondwánico. En Ramos, V.A. (ed.) Geologíay Recursos Minerales de la Provincia de RíoNegro. Relatorio del 9° Congreso GeológicoArgentino: 83-117.

Llambías, E.J., Sato, A.M., Puigdomenech, H.H. yCastro, C.E. 1987. Neopaleozoic batholiths andtheir tectonic setting. Frontal Range of Ar-gentina between 29° and 31° S. 10° CongresoGeológico Argentino, Actas 4: 92-95.

Llambías, E.J., Kleiman, L.E. y Salvarredi, J.A. 1993.El magmatismo gondwánico. En Ramos V.A.(ed.) Geología y Recursos Naturales de Mendoza.Relatorio del 12° Congreso Geológico Argentinoy 2° Congreso de Exploración de Hidrocarburos1: 53-64.

Marrett, R. y Allmendinger, R.W. 1990. Kinematicanálisis of fault-slip data. Journal of StructuralGeology 12: 973-986.

Martínez, A.N. 2005. Secuencias volcánicas Permo-Triásicas de los cordones del Portillo y delPlata, Cordillera Frontal, Mendoza: su interpre-tación tectónica. Tesis Doctoral, Universidadde Buenos Aires, inédita, 275 p., Buenos Aires.

Martino, R.D., Simpson, C. y Law, R.D. 1993.Taconic (Ocloyic) aged west-directed ductilethrusts in basement rocks of the SierrasPampeanas, Argentina. Geological Society ofAmerica, Abstracts with Program A-233.

Mingorance, F. 2006. Morfometría de la escarpade falla histórica identificada al norte delCerro La Cal, zona de falla La Cal, Mendoza.Revista de la Asociación Geológica Argentina61(4): 620-638.


Mpodozis, C. y Kay, S.M. 1990. Provincias magmá-ticas ácidas y evolución tectónica de Gondwana:andes Chilenos (28º-31ºS). Revista Geológicade Chile 17: 153-180.

Olgiati, S. y Ramos, V. 2003. Geotectónica cuater-naria en el anticlinal Borbollón, provincia deMendoza, Argentina. 10° Congreso GeológicoChileno, Actas en CD, Concepción.

Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. 1998. The proto-Andean margin of Gondwana: an introduc-tion. En Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (eds.)The Proto-Andean Margin of Gondwana.Geological Society, London, Special Publica-tion 142: 1-9.

Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Saavedra, J., Baldo,E., Dahlquist, J., Pascua, I. y Fanning, C.M. 1998.The Famatinian magmatic arc in the centralSierras Pampeanas: an Early to Mid-Ordovi-cian continental arc on the Gondwana margin.En Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (eds.) TheProto-Andean Margin of Gondwana. Geolo-gical Society, Special Publication 142: 343-367, London.

Polanski, J. 1958. El bloque varíscico de la Cor-di-llera Frontal de Mendoza. Revista de la Aso-ciación Geológica Argentina12(3): 165-196.

Polanski, J. 1972. Descripción geológica de la Ho-ja 24a-b Cerro Tupungato, provincia de Men-doza. Dirección Nacional de Geología y Mi-nería, Boletín 128, 110 p., Buenos Aires.

Quenardelle, S. y Ramos, V.A. 1999. The Ordo-vician Western Sierras Pampeanas magmatic belt:record of Argentine Precordillera accretion. EnRamos, V.A. y Keppie, J.D. (eds.) Laurentia-Gondwana connections before Pangea, Geo-logical Society of America Special Paper 336:63-86.

Ramos, V.A. 1988. The tectonics of the CentralAndes: 30° to 33°S latitude. En Clark, S. yBurchfiel, D. (eds.) Processes in ContinentalLithospheric Deformation. Geological Societyof America, Special Paper 218: 31-54.

Ramos, V.A. 2004. Cuyania, an Exotic Block toGondwana: Review of a historical success andthe present problems. Gondwana Research 7:1009-1026.

Ramos, V., Jordan, T., Allmendinger, R., Kay, S.,Cortés, J. y Palma, M. 1984. Chilenia: un terre-no alóctono en la evolución paleozoica de losAndes Centrales. 9° Congreso Geológico Ar-gentino, Actas 1: 84-106.

Ramos, V., Jordan, T., Allmendinger, Mpodozis,

C., Kay, S. M., Cortés, J. M. y Palma, M. A. 1986.Paleozoic terranes of the Central Argentine-Chilean Andes. Tectonics 5: 855-880.

Ramos, V.A., Vujovich, G.I. y Dallmeyer, R.D.1996. Los klippes y ventanas tectónicas preán-dicas de la Sierra de Pie de Palo (San Juan):edad e implicancias tectónicas. 13° CongresoGeológico Argentino y 3° Congreso de Explo-ración de Hidrocarburos, Actas 5: 377-391.

Ramos, V.A., Dallmeyer, R.D. y Vujovich, G.I.,1998. Time constraints on the early Paleozoicdocking of the Precordillera, central Argen-tina. En Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (eds.)The proto-Andean margin of Gondwana,Geological Society, Special Publication 142:143-158, London.

Rapalini, A.E. y Vilas, J.F. 1991. Tectonic rota-tions in the Late Paleozoic continental marginof southern South America determined anddated by paleomagnetism. Geophysical JournalInternational 107: 333-351.

Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Casquet, C., Baldo,E., Saavedra, J. y Galindo, C. 1998. Early evo-lution of the proto-Andean margin of SouthAmerica. Geology 26: 707-710.

Rodríguez, E.J. y Barton, M. 1990. Geología delpie de monte del oeste de la ciudad deMendoza. 10° Congreso Geológico Argentino,Actas 1: 460-463.

Rolleri, E. y Criado Roqué, P. 1969. Geología dela provincia de Mendoza. 4° Jornadas Geoló-gicas Argentinas, Actas 2: 1-60.

Rolleri, E. y Baldis. B.A.J. 1969. paleogeographyand distribution of Carboniferous deposits inthe Argentine Precordillera. En la estratigrafíadel Gondwana. Coloquio de la U.I.C.G. (Mardel Plata, 1967), UNESCO, 1005-1024, París.

Stipanicic, P.N. 1979. El Triásico del valle del ríoLos Patos (provincia de San Juan). En TurnerJ.C.M. (ed.) Geología Regional Argentina. Aca-demia Nacional de Ciencias 1: 695-744, Cór-doba.

Terrizzano, C.M., Cortés, J.M. Fazzito, S.Y. yRapalini, A.E. 2008. Neotectonic transpressi-ve zones in Precordillera Sur, Central Andesof Argentina: A structural and geophysical in-vestigation. Neues Jahrbuch für Geologie undPaläontologie 253(1): 103-114, Stuttgart.

Thomas, W.A. y Astini, R.A. 1996. The ArgentinePrecordillera: a traveler from the Ouachita em-bayment of North American Laurentia. Scien-ce 273: 752-757.

Thomas, W.A. y Astini, R.A. 2007. Vestiges of anOrdovician west-vergent thin-skinned Ocloyicthrust belt in the Argentine Precordillera, sou-thern Central Andes. Journal of StructuralGeology 29: 1369-1385.

Turner, J.C. y Méndez, V. 1975. Geología del sec-tor oriental de los departamentos de SantaVictoria e Iruyá, provincia de Salta, Argentina.Academia Nacional de Ciencias de Córdoba,Boletín 51: 11-24.

Twiss, R.J. y Unruh J.R. 1998. Analysis of faultslip inversions: Do they constrain stress orstrain rate? Journal of Geophysical Reseach103: 12,205-12,222

Uliana, M.A., Biddle, K. y Cerdán, J. 1989. Meso-zoic extension and the formation of Argen-tine sedimentary basins. En Tankard, A. y Balk-will, H. R. (eds.) Extensional tectonics and stra-tigraphy of the North Atlantic Margins. Ame-rican Association of Petroleum Geologists, Me-moir 46: 599-614

Varela, R. 1973. Estudio geotectónico del extre-mo sudoeste de la Precordillera de Mendoza,República Argentina. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 28(3): 241-267.

von Gosen, W. 1995. Polyphase structural evolutionof the southwestern Argentine Precordillera.Journal of South American Earth Sciences8(3/4): 377-404.

von Gosen, W. 1997. Early Paleozoic and Andeanstructural evolution in the Río Jáchal section ofthe Argentine Precordillera. Journal of SouthAmerican Earth Sciences 10: 361-388.

von Gosen, W. y Prozzi, C. 1998. Structural evo-lution of the Sierra de San Luis (EasternSierras Pampeanas, Argentina): implicationsfor the Proto-Andean margin of Gondwana.En Pankhurst, R.J. y Rapela, C.W. (eds.) TheProto-Andean Margin of Gondwana. GeologicalSociety, London, Special Publication 142:235-258.

Vujovich, G.I., van Staal, C.R. y Davis, W. 2004.Age constraints on the tectonic evolution andprovenance of the Pie de Palo complex,Cuyaniacomposite terrane, and the Famatinian oro-geny in the Sierra de Pie de Palo, San Juan,Argentina. Gondwana Research 7: 1041-1056.

Recibido: 2010 Aceptado: 2010

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estructuras y cinemÁtica de las deformaciones pre … · las estructuras pre-ándicas han sido...

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