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68 Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1 ): 68 - 80 (2009)

FAJA PLEGADA Y CORRIDA SUBANDINA DEL NOROESTEARGENTINO: ESTRATIGRAFÍA, GEOMETRÍA YCRONOLOGÍA DE LA DEFORMACIÓN

Roberto HERNÁNDEZ1 y Leandro ECHAVARRIA2

1 XR Exploracionistas Regionales, Salta.2 Hochschild Mining Plc, Mendoza. Email: [email protected]

RESUMEN Las Sierras Subandinas del noroeste argentino son una faja plegada y corrida que representa la deformación más oriental enlos Andes Centrales. La estratigrafía está formada por más de 10 km de sedimentos de edad silúrica a actual. Los sedimentossiluro-devónicos incluyen más de 3.000 metros de sedimentos de plataforma marina somera, dispuestos en tres secuencias gra-nocrecientes. La sedimentación carbonífera-jurásica muestra en la base una fuerte influencia glacial (Grupos Macharetí yMandiyutí), que evoluciona hacia condiciones más áridas y templadas hacia el techo (Grupos Cuevo y Tacurú). Por último, sedeposita una potente secuencia continental en una cuenca de antepaís. El nivel de despegue principal de las Sierras Subandinasse encuentra en las pelitas silúricas e inclina 2°- 3° al oeste, y todas las fallas principales se despegan de él. Niveles de despe-gue intermedios importantes en las pelitas devónicas generan estructuras tipo lift off y el desacople de los niveles estructuralesinferior y superior. Las Sierras Subandinas poseen un acortamiento mínimo de 60 km (36%) a la latitud de 22°40'. La defor-mación comenzó a los aproximadamente 8.5-9 Ma con el levantamiento de la sierra de El Pescado y el backthrust asociado yluego migró en dirección este. Se reconoce un importante estadio de deformación dominado por movimientos fuera de se-cuencia que comenzó a los 4.5 Ma y está activo en la actualidad. Se proponen dos modelos de acortamiento, para los cualeslas tasas de deformación durante el Cuaternario, entre 8 y 11 mm/año, son coincidentes con los resultados de estaciones deGPS del área.

Palabras clave: Faja subandina, Faja plegada y corrida, Evolución andina, Cronología de la deformación.

ABSTRACT: Subandean fold and thrust belt of Northwest Argentina: Stratigraphy, geometry, and chronology of deformation. The Subandeanranges of northwestern Argentina are an active thin-skinned fold and thrust belt that represents the easternmost deformationexpression at the Central Andes. The stratigraphic column is made up by more than 10 km of sediments from the Silurian tothe Present. The Silurian-Devonian sediments include more than 3,000 m of a shallow marine platform sediments arrangedin three coarsening upward sequences. Carboniferous-Jurassic sedimentation (Tarija basin) exhibits a strong glacial influenceat the base (Macharetí and Mandiyutí Groups), evolving to more arid and warm conditions to the top (Cuevo and TacurúGroups). At last, took place the deposition of a thick pile of continental Neogene sediments in a foreland basin that recordsthe Andean uplift in pre-growth and growth strata arrangements. The main detachment level within Silurian shales dips 2°-3° W, and all the major east-verging faults detach from it. Important intermediate detachment levels in the Devonian shalesgenerate lift-off structures and the decoupling of the lower and upper structural levels. The Subandean thrust belt has a mi-nimum shortening of about 60 km (36%) at about 22°40' latitude. The deformation started at about 8.5-9 Ma with the upliftof the El Pescado Range and the formation of an important backthrust at the Cinco Picachos Range, and then moved to theeast. An important stage dominated by out-of-sequence thrusts spans from about 4.5 Ma to Present. For both proposed shor-tening models, the Quaternary rates of shortening between 8 and 11 mm/a coincide well with GPS results from the area.

Keywords: Subandean system, Fold and thrust belt, Chronology of deformation, Andean.

INTRODUCCIÓN

Las Sierras Subandinas constituyen unafaja plegada y corrida de lámina delgada,que representa la expresión más orientalde la deformación en los Andes centrales,extendiéndose desde Perú al norte de Ar-gentina. Las Sierras Subandinas del nor-

oeste argentino se encuentran ubicadasentre la Cordillera Oriental al oeste y lallanura chaco-pampeana al este, que re-presenta la cuenca de antepaís no defor-mada; mientras que en sentido septen-trional se extienden desde el límite conBolivia al norte, hasta la dorsal de Michi-cola al sur, que la separa del Sistema de

Santa Bárbara (Fig. 1). Las Sierras Subandinas han sido el esce-nario de importantes descubrimientos dereservas de gas en los últimos 30 años; deeste modo, la investigación geológica en-focada a la exploración de hidrocarburosha incrementado significativamente elconocimiento, tanto de la geometría es-

tructural (Mingramm et al. 1979, Baby etal. 1992, Belotti et al. 1995, Dunn et al.1995, Starck y Schulz 1996, Giraudo et al.1999, Kley y Monaldi 1999, Echavarria etal. 2003, Echavarria y Hernández 2005,Di Marco 2005), como del arreglo estra-tigráfico del área (López Gamundi 1986,Vistalli 1989, Starck 1995, Starck y delPapa 2006, Starck et al. 1992, Cruz et al.2001, Di Salvo y Villar 1999, Hernándezet al. 1996, 1999, Albariño et al. 2002,Schulz et al. 1999). La geometría de la deformación en lasSierras Subandinas está influenciada porla posición de los niveles de despegue,que a su vez dependen del espesor y dis-tribución de las facies finas lutíticas en la

columna estratigráfica (Aramayo Flores1999, Echavarria et al. 2003). Por otrolado, la madurez de la materia orgánica yla generación de hidrocarburos están enestrecha relación con la profundidad desoterramiento que a su vez depende delespesor de los depósitos neógenos de lacuenca de antepaís (Starck 1995, 1999,Cruz et al. 2001). Por último, la migraciónde hidrocarburos fue desencadenada porel fallamiento neógeno y se cree que fuecontemporánea con la deformación (Mo-retti et al. 1996, Di Salvo y Villar 1999,Starck 1999, Cobbold 1999, Echavarria etal. 2003). Por todo ello, un detallado co-nocimiento de la distribución de facies,tasas de sedimentación, configuración de

las cuencas de depositación, eventos deerosión, y un conocimiento preciso de laedad de levantamiento de las distintas es-tructuras es fundamental para entender laconfiguración estructural de las SierrasSubandinas y poder ligarla a la historia demaduración, migración y entrampamien-to de hidrocarburos. Este trabajo tiene la finalidad de presen-tar una recopilación del conocimiento ac-tual de las Sierras Subandinas del noroes-te argentino, haciendo hincapié en su con-figuración estructural y en la evolucióncronológica de levantamiento de cada an-ticlinal.

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Figura 1: Ubicación y mapageológico simplificado de lasSierras Subandinas delNoroeste Argentino.Ubicación de las seccionesestructurales: AB: sección re-gional (Figura 4). CD:Sección del anticlinal deAguaragüe (Figura 5A). EF:sección del anticlinal deCampo Durán (Figura 5B).GH: sección de los anticlina-les de Madrejones-Ipaguazu(Figura 5C). Ubicación de lascolumnas paleomagnéticas: 1.Río Iruya. 2. Las Manzanas.3. Peña Colorada. 4. LaPorcelana. 5. Quebrada deLeón.

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ESTRATIGRAFÍA

La estratigrafía de las Sierras Subandinases compleja debido a la superposición decuencas sedimentarias de distinto origeny edad, separadas en el tiempo por perío-dos de erosión o no depositación. Se re-conocen cuatro megaciclos sedimenta-rios desde el Cámbrico al presente quetotalizan más de 10.000 metros de sedi-mentos (Di Salvo y Villar 1999, Fig. 2).El ciclo sedimentario presilúrico no estáincluido dentro de la columna estratigrá-fica deformada en las Sierras Subandinas,sus afloramientos se limitan al sector oc-cidental en el núcleo de la sierra de CincoPicachos, en el ámbito de la CordilleraOriental, por lo tanto no van a ser inclui-dos en la presente contribución.El segundo megaciclo está representadopor 3.000 metros de sedimentos siluro-devónicos de ambiente de plataforma ma-rina (Starck 1995), formados por ciclosde transgresión-regresión marina, posi-blemente originados en variaciones en elnivel eustático (Albariño et al. 2002). Enbase a dichos ciclos se ha dividido la co-lumna en tres grupos o supersecuencias:Cinco Picachos, Las Pavas y Aguaragüe(Starck 1995). Cada uno de ellos presen-ta un arreglo granocreciente con rocaspelíticas en la base, producto de eventosde inundación, que gradan a areniscas deambiente marino litoral o inclusive conti-nental hacia el techo. El Grupo CincoPicachos posee más de 2.000 metros deespesor y su división estratigráfica sueleser compleja, con numerosos nombresformacionales. En la base se reconoce undelgado banco de diamictitas de no másde 50 metros de espesor (Formación Za-pla) de edad ordovícica superior (Aceño-laza et al. 1999, Monaldi y Boso 1987); lesigue una potente secuencia de lutitasmonótonas y areniscas arcillosas (Forma-ción Lipeón o Kirusillas), donde se loca-liza el despegue basal de la deformaciónde las Sierras Subandinas, mientras haciaarriba se desarrollan facies proximalesmás gruesas.El Grupo Las Pavas está separado delGrupo Cinco Picachos por una neta su-

perficie de inundación. Posee en total al-rededor de 900 metros de espesor en losque se reconocen ciclos grano y estrato-crecientes menores. Las facies reconoci-das se encuadran en ambientes de plata-forma distal para las pelitas (FormaciónIcla) que gradan a ambientes de platafor-ma proximal hacia el techo, donde se re-conocen inclusive ambientes fluvialescontinentales, con predominio de arenis-cas (Formación Huamampampa).El Grupo Aguaragüe posee espesoresmáximos de 1.000 metros, está formadoprincipalmente por pelitas oscuras de pla-taforma distal con delgadas intercalacio-nes de areniscas, que podrían representareventos de tormenta, que se conoce co-mo Formación Los Monos. Hacia el te-cho del Grupo se desarrollan facies pro-ximales arenosas de la Formación Iquiri.

El tercer megaciclo corresponde a los se-dimentos depositados en el intervalo car-bonífero-jurásico. Se trata de sedimentosdepositados en una cuenca intracratónicacon subsidencia principalmente termal,sin (o con escaso) tectonismo involucra-do. Esta cuenca, conocida como cuencade Tarija, posee un carácter altamente cí-clico, con el desarrollo de discordanciasinternas relacionadas a grandes oscilacio-nes en el nivel de base generadas princi-palmente por influencia glacial. El co-mienzo de la depositación sedimentariaen la cuenca de Tarija está relacionada ala fase diastrófica chánica y está represen-tada por una fuerte superficie erosiva, le-vemente angular que la separa de los se-dimentos marinos devónicos (Mingrammet al. 1979, Salfity et al. 1987). En la base del tercer megaciclo se ha re-

Figura 2: Columna estratigráfica general del área estudiada, mostrando los distintos niveles es-tructurales y la curva de compacidad.


conocido un arreglo estratigráfico de pri-mer orden, en el que se repite la distribu-ción de facies en dos ciclos denominadosGrupos Macharetí y Mandiyutí. Amboscomienzan con facies arenosas que se de-positan sobre superficies irregulares ygradan hacia el techo a facies más finas,pelíticas y/o diamictíticas (Schulz et al.1999, Starck y Del Papa 2006).El Grupo Macharetí se deposita en dis-cordancia sobre rocas precarboníferas,posee hasta 1.000 metros de espesor yestá compuesto por las Formaciones Tu-pambi, Itacuamí y Tarija. La FormaciónTupambi es muy irregular, de carácterprincipalmente arenoso, y fue depositadaen un ambiente fluvial, deltaico y lacustre(Starck y Del Papa 2006), en donde se re-conocen migración de barras y sedimen-tos de relleno de canal (ciclos granode-crecientes), y progradación de barras dedesembocadura en ambientes lacustres(ciclos granodecrecientes). La FormaciónItacuamí se compone de pelitas lamina-das con lentes arenosos, en donde las la-minaciones tipo varves son comunes,mientras que la Formación Tarija estáformada por potentes bancos de diamic-titas grises, con matriz pelítica y clastospolimícticos (López Gamundi 1986, DelPapa y Martínez 2001, Starck y Del Papa2006), intercaladas con bancos de arenis-cas con gradación normal e inversa. LasFormaciones Itacuamí y Tarija se han de-positado en ambientes con fuerte in-fluencia glacial, intercalados con ríos en-trelazados que forman deltas al descargaren cuerpos lacustres.El Grupo Mandiyutí se deposita discor-dantemente sobre el Grupo Macharetí,posee un espesor máximo de 1.000 me-tros y se compone de las FormacionesLas Peñas y San Telmo. La FormaciónLas Peñas se caracteriza por depósitos deareniscas granocrecientes y granodecre-cientes, con laminación entrecruzada,ondulitas y escasos bancos de pelitas la-minadas. Esta formación, al igual que laFormación Tupambi, ha sido depositadaen ambientes fluviales asociados a lagosrestringidos y someros. La FormaciónSan Telmo se compone de diamictitas y

pelitas, separadas por una sección centralcompuesta por areniscas. El ambiente dedepositación de la Formación San Telmoestá relacionado a ríos entrelazados y la-gos clásticos someros con influencia gla-cial. Debido a la escasez de macrofósiles, laedad de los Grupos Macharetí y Mandi-yutí es difícil de establecer. Sobre la basede palinomorfos se ha propuesto unaedad namuriana tardía para el comienzode la sedimentación en la cuenca de Ta-rija, mientras que el final de la sedimenta-ción del Grupo Mandiyutí podría ubicar-se dentro del Pérmico temprano (diPasquo 2003). Otros trabajos indicaríanun inicio de la cuenca de Tarija entre elTournaisiano y el Viseano, y se prolonga-ría al Carbonífero Superior, Westphaliano- Stephaniano (A. Dalenz, com. pers.).La dinámica de depositación de los Gru-pos Macharetí y Mandiyutí está controla-da por el avance y retroceso de la masaglaciaria, y se caracteriza por el labradode profundos valles que coinciden con elretroceso de la masa glaciaria. De estaforma se generan importantes superficieserosivas asociadas a valles que están ge-neralmente labrados sobre depósitos dia-mictiticos y rellenos en la base por depó-sitos de origen fluvial. De este modo, lageometría de las distintas formaciones esmuy irregular con una compleja distribu-ción de facies. Hacia el techo de los depósitos carboní-feros se evidencia una tendencia hacia laaridización de los ambientes sedimenta-rios reconocidos, puesta de manifiestopor la aparición de regímenes más espo-rádicos en los sistemas fluviales. Estatendencia se acentúa hacia el techo deltercer megaciclo en los Grupos Cuevo yTacurú.El Grupo Cuevo se presenta en aflora-mientos aislados y restringidos debido ala erosión pre-cretácica, se compone delas Formaciones Cangapi, Vitiacua e Ipa-guazu. La Formación Cangapi está inte-grada por areniscas eólicas, blancas, bienseleccionadas que alcanzan unos 300 me-tros de espesor; pasa transicionalmente aun paquete calcáreo de unos 30 a 90 me-

tros de espesor con lentes de areniscasque corresponden a la Formación Vitia-cua. Por último, la Formación Ipaguazucomprende pelitas rojas intercaladas concalizas y areniscas finas que se deposita-ron en un ambiente lacustre árido. Estaunidad ha sido asignada al Triásico tardío(Beltán et al. 1987), aunque otros trabajossugieren una edad que podría estar com-prendida entre el Carbonífero tardío y elTriásico temprano (Starck et al. 1992,Starck 1995, Sempere et al. 1992, Sem-pere, 1995).El Grupo Tacurú se deposita en discor-dancia sobre el Grupo Cuevo, está for-mado por areniscas rojas con grandessets de estratificación entrecruzada y del-gados bancos de calizas intracuencales.Estas rocas fueron depositadas en unambiente árido de campo de dunas entrelas que se desarrollaban pequeños lagos.Al Grupo Tacurú se le asigna una edadjurásica temprana en base a correlacionesregionales y consideraciones estructura-les (Starck 1995), aunque en el Suban-dino del sur de Bolivia, se describieronbraquiópodos de edad cretácica inferioren su tramo superior.El cuarto megaciclo está formado por lossedimentos depositados en la cuenca deantepaís cenozoica del noroeste argenti-no, en la que se reconocen más de 7 kmde sedimentos continentales neógenos(Fig. 3), que han sido asignados al GrupoOrán (Russo 1975). La Formación Tran-quitas es la unidad más antigua, posee al-rededor de 850 metros de espesor en elsector occidental de las Sierras Subandi-nas (Hernández et al. 1996) y alrededorde 750 metros en la sierra de Aguaragüe(Zunino 1944); se trata de sedimentoscontinentales que presentan facies dista-les en la base que se hacen progresiva-mente más proximales hacia el techo dela unidad donde se reconocen facies la-custres, fluviales efímeras y eólicas (Her-nández et al. 1996).Sobre la Formación Tranquitas se des-arrolla una potente columna de sedimen-tos continentales de cuenca de antepaísque superan los 6 km de espesor y que seconoce como "Terciario Subandino" (Zu-

nino 1944), en el que se han descrito tresciclos progradantes de depositación (Her-nández et al. 1996, 1999). Las facies reco-nocidas corresponden a ambientes deabanicos aluviales, ríos entrelazados, aba-nicos distales efímeros y planicies de in-undación.El primer ciclo progradante posee formade cuña adelgazándose hacia el este, des-apareciendo completamente en el flancooeste de la sierra de Aguaragüe. Este ci-clo está formado por facies de planiciesde inundación en la base que se hacenmás gruesas hacia arriba culminando confacies de canales complejas.Un hiatus deposicional se interpreta en-tre el primer y el segundo ciclo progra-dante. El segundo ciclo progradante co-mienza con facies de planicies de inunda-ción y se hace más grueso hacia arribacon facies de canal compuestas por are-niscas medias a gruesas. La parte supe-rior se caracteriza por la presencia de fa-cies gruesas con conglomerados anasto-mosados que se conocen como La Ma-roma y corresponden a sistemas entrela-zados característicos de climas más hú-medos y ríos de carácter permanente. In-tercalados con estas facies se reconocenniveles de tobas finas, ricas en biotita quehan sido datados isotópicamente en dife-rentes localidades, arrojando edades deentre 5,92 y 8,56 Ma. El segundo cicloprogradante culmina con la progradaciónde conglomerados de facies de abanicosaluviales. El tercer ciclo progradante se depositasobre el segundo ciclo progradante, sepa-rado por una suave discordancia erosiva.El espesor y el arreglo de facies de esteúltimo ciclo progradante varía considera-blemente entre los diferentes depocen-tros representados por los valles inter-montanos, y a lo largo del rumbo de es-tas cuencas. En general, presenta arreglosgranocrecientes con depósitos de granofino a medio, pobremente seleccionadosen la base que gradan hacia arriba a ríosentrelazados y abanicos aluviales. Es dedestacar un evento de inundación que sepresenta en el río Iruya dentro del tercerciclo progradacional que no ha sido co-

rrelacionable en otras localidades.Por último, se reconoce en todas lascuencas intermontanas una gran discor-dancia de crecimiento que se hace pro-gresivamente más joven de oeste a este(véase más adelante la discusión), que secaracteriza por la aparición repentina deconglomerados gruesos y monótonos deabanicos aluviales que se conocen con elnombre de El Simbolar (Hernández et al.1996).Cinco columnas estratigráficas del Ter-ciario Subandino (Fig. 1) se han acotadocronológicamente sobre la base de paleo-magnetismo (Hernández et al. 1996,1999, Reynolds et al. 2001), y datacionesisotópicas de bancos de tobas intercala-dos con los sedimentos. Estas columnasson la base del reconocimiento de losarreglos pre y sincrecimiento.

ESTRUCTURA

Las Sierras Subandinas constituyen unafaja plegada y corrida caracterizada poranticlinales elongados en dirección NNEque forman cordones serranos continuosy paralelos (Mingramm et al. 1979, Ara-mayo Flores 1989, 1999, Belotti et al.1995, Kley y Monaldi 1999, Fig. 1). El ni-

vel de despegue basal se ubica dentro delas lutitas silúricas (Formación Kirusillas)e inclina entre 2° y 3° al oeste. Por otraparte, también se reconocen niveles dedespegue intermedios, principalmentedentro de las unidades pelíticas devóni-cas (Formación Los Monos, Baby et al.1992, Belotti et al. 1995, Aramayo Flores1999, Leturmy et al. 2000). La posición deestos niveles de despegue intermediosestá fuertemente controlada por la paleo-geografía y la distribución de las facies degrano más fino dentro de las rocas devó-nicas. Como la distribución de dichas fa-cies es diacrónica de este a oeste (Alba-riño et al. 2002); el despegue intermediocorta líneas de tiempo e inclusive límitesde secuencias. La presencia de unidades con comporta-miento estructural contrastante permitedividir a la columna estratigráfica involu-crada en la deformación en tres niveles (ointervalos) estructurales, que coincidenaproximadamente con las unidades lito-tectónicas de Baby et al. (1992) y con losniveles de Aramayo Flores (1999). El ni-vel inferior incluye a las supersecuenciasCinco Picachos y Las Pavas, el nivel inter-medio está integrado por la potente se-cuencia de lutitas de la supersecuencia

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Figura 3: Columna estrati-gráfica simplificada de losdepósitos sedimentarios dela Cuenca de antepaís ceno-zoica, mostrando los 3 ciclosgranocrecientes y las secuen-cias de crecimiento. S.P.: se-cuencia precrecimiento.S.P.C.: secuencia precreci-miento y/o de crecimiento.S.C.: secuencia de crecimien-to

Aguaragüe; finalmente, el nivel superiorcomprende a las unidades de la cuenca deTarija y del Terciario Subandino. Las fallas principales cortan la sección des-de el nivel de despegue basal hacia arriba,con una vergencia al este e inclinación aloeste (Figs. 4 y 5). En el sector occiden-tal del Sistema Subandino, donde el espe-sor del nivel de despegue intermedio esreducido debido a erosión, la deforma-ción de los 3 niveles estructurales es ho-mogénea (Fig. 4), aquí (y a lo largo detodo el nivel estructural inferior) las fallasgeneran anticlinales por flexión de falla,con crestas relativamente amplias, flan-cos dorsales suaves y flancos frontalesempinados. Hacia el este, donde la se-cuencia pelítica devónica (FormaciónLos Monos) es más potente, se producesu engrosamiento estructural en el nú-cleo de los anticlinales, produciendo undesacople entre los niveles estructuralesinferior y superior (Figs. 4 y 5). El apa-rente comportamiento dúctil del nivel in-termedio es en realidad el resultado depequeñas y numerosas fallas y zonas decizalla (Kley y Monaldi 1999). El desaco-ple descripto es incipiente en la sierra dePintascayo y se hace más importante ha-cia el este, en la sierra Baja de Orán, SanAntonio y Aguaragüe (Fig. 4). AramayoFlores (1989) propuso que el espesor mí-nimo de las pelitas devónicas necesariopara producir el lift off es de 500 metros.En el sector oriental de las Sierras Sub-andinas el nivel estructural superior estácaracterizado por pliegues con ambosflancos empinados y crestas angostas,con formas en cajón comunes, y sólocortados por fallas menores. Este nivelajusta su geometría a la deformación quese genera en el nivel intermedio.En general, se interpreta que el estadíoinicial de deformación genera plieguesamplios con flancos suaves, mientras quea medida que aumenta el acortamientolos flancos se hacen más empinados, concrestas más angostas y cerradas. Esta evo-lución puede observarse de este a oeste(Kley y Monaldi 1999): Los anticlinalesorientales (ej. Campo Duran, Madrejonese Ipaguazu, Fig. 5), representan los esta-

dios iniciales menos deformados, mien-tras que los anticlinales de San Antonio osierra Baja de Orán (Fig. 4) representanlos estadios más evolucionados y defor-mados. La misma secuencia evolutiva dela deformación se observa desde las zo-nas de buzamiento (plunge) a las zonascentrales de los anticlinales (ej. Aguara-güe, Mombru y Aramayo Flores 1986).El acortamiento general de las SierrasSubandinas varía considerablemente a lolargo del rumbo (Kley 1998). El acorta-miento máximo publicado del sector surde las Sierras Subandinas al sur de la in-flexion de Santa Cruz es de alrededor de100 km (50-55%) cerca de los 21° de la-titud sur; mientras que si se incluye lazona interandina (Dunn et al. 1995, Gi-raudo et al. 1999) el acortamiento sería de156 km (56%). La sección regional pre-sentada aquí (Fig. 4) posee un acorta-miento mínimo de alrededor de 60 km,incluyendo 5 km de acortamiento debidoal retrocorrimiento (back-thrust) de la sie-rra de Cinco Picachos (Starck y Schulz1996). 65% de dicho acortamiento es ge-nerado por secuencia normal de falla-miento que evoluciona de oeste hacia eleste, el 35% restante es debido a falla-miento fuera de secuencia. El acorta-miento calculado es similar al encontradopor otros autores en esta latitud: 60 kmen el modelo de Mingramm et al. (1979),55 km en Starck y Schulz (1996), y 50-55


Figura 4: Sección estructural balanceada de lafaja plegada y corrida subandina. 1. "Back-thrust" de Cinco Picachos. 2. CorrimientoNogalito: en secuencia, con reactivación fuerade secuencia. 3. Corrimiento del Pescado: ensecuencia. 4. Corrimiento del Pescado: fuerade secuencia. 5. Corrimiento Pintascayo: ensecuencia con reactivación fuera de secuencia.6. Corrimiento de la Sierra Baja de Orán: ensecuencia. 7. Corrimiento de la Sierra Baja deOrán: fuera de secuencia. 8. Corrimiento deSan Antonio: en secuencia. 9. Corrimiento SanAntonio: fuera de secuencia. 10. CorrimientoAguaragüe: en secuencia (con escasa reactiva-ción fuera de secuencia?).Las líneas de tiempomostradas dentro de los sedimentos terciariosestán basadas estratigrafía de polaridad mag-nética y dataciones absolutas de niveles de to-bas, y representan los límites locales entre lassecuencias pre- y de crecimiento. No poseeexageración vertical.

km el calculado por Schmitz y Kley(1997) y Kley y Monaldi (1999).

Cronología de la deformación en lasSierras SubandinasEn general, la mayoría de los autores coin-cide en que la deformación en la Cordi-llera Oriental terminó hace aproximada-mente 10 Ma (Jordan y Alonso 1987,Gubbels et al. 1993, Schmitz y Kley 1997),y que posteriormente se transfirió a lasSierras Subandinas. En esta sección sepresenta un modelo de la evolución de ladeformación de las Sierras Subandinasbasado en los trabajos de Hernández etal. (1996, 2002), Mosquera (1999), Echa-varria et al. (2002, 2003), Echavarria yHernández (2005). Se han utilizado dife-rentes métodos para ajustar el movimien-to individual de los distintos corrimien-tos dentro de la faja plegada y corrida: re-laciones de corte, estratos de crecimiento,presencia de discordancias, provenienciade sedimentos, cambios en la tasa de se-dimentación y migración de facies.La deformación en las Sierras Subandi-nas puede ser dividida en dos grandes ci-

clos. El primero de ellos se extiende des-de los 8,5 a 9 Ma, edad que marca el co-mienzo de la deformación en el ámbitode las Sierras Subandinas (Echavarria etal. 2003), hasta probablemente los 1,2Ma. Este ciclo está caracterizado por unadeformación en secuencia, comenzandoal oeste y trasladándose progresivamentehacia el este. El segundo ciclo de defor-mación lo representa un evento de creci-miento fuera de secuencia, que se iniciaprobablemente a los 4,5 Ma y continúaactivo en la actualidad. La deformación en las Sierras Subandi-nas se inicia como resultado del desplaza-miento de una mega estructura que traebasamento cristalino de niveles mediosde la corteza y lo desplaza a manera derampa de techo sobre el horizonte dedespegue silúrico, produciendo flexióncortical (Starck y Schulz 1996, Allmen-dinger y Zapata 2000), y por consiguien-te subsidencia tectónica, que se refleja enun dramático incremento en la tasa de se-dimentación entre los 8,5 y 9 Ma en elTerciario Subandino en el río Iruya, LasManzanas y Peña Colorada (Fig. 6). La

rampa del techo de esta falla está localiza-da debajo de la sierra de Cinco Picachos,y la correspondiente rampa de piso po-dría ubicarse de 65 a 75 km al oeste(Starck y Schulz 1996, Allmendinger yZapata 2000). Algunos autores relacio-nan la aceleración en la tasa de sedimen-tación a alrededor de 10 Ma (Marshall etal. 1993, Kley et al. 1997), aquí acotada a8.5-9 Ma, con un evento magmático fél-sico explosivo que ocurrió en el Altipla-no y la Cordillera Oriental de la mismaedad (Sempere et al. 1990, Coira y Caffe1999). La rápida subsidencia tambiénproduce migración de facies, y la deposi-tación de sedimentos finos de planicie deinundación en la base del Segundo CicloProgradacional en el río Iruya, Las Man-zanas y Peña Colorada. Esta subsidenciatectónica también puede estar relaciona-da a la transgresión del mar Paranaense(Marshall et al. 1993, Ramos y Alonso1995, Rasanen et al. 1995, Hernández etal. 2005), que de acuerdo a Marshall et al.(1993) podría desarrollarse entre 8 y 10Ma en el sur de Bolivia. De acuerdo al modelo aquí propuesto, el


Figura 5: Sección de la Sierra de Aguaragüe (A),Campo Durán (B), y Madrejones-Ipaguazu (C).Modificado de Belotti et al. (1995). Se observa elcambio de estilo estructural de oeste a este y la disminución del acortamiento. Véase Fig.1 para ubicación. No posee exageración vertical.


primer evento de deformación en lasSierras Subandinas sería el retrocorri-miento de la sierra de Cinco Picachos,que se desarrolla en el flanco frontal de larampa del techo de la mega falla. En estaprimer etapa también se formaría el le-vantamiento de la proto-sierra del Pesca-do (Fig 7A y B), aunque con una tasa delevantamiento inferior a la tasa de sedi-

mentación, como es evidenciado por laproveniencia desde la Cordillera Orientalpara los sedimentos en el sinclinal de ElSimbolar (Hernández et al. 1996). La edad de levantamiento de las sierrasubicadas más al este se estableció utili-zando la técnica de diagramas de separa-ción vertical (Bischke 1994, Echavarria yAllmendinger 2002). Estos diagramas se

basan en datos cronológicos de superfi-cie (para las Sierras Subandinas las curvasde separación vertical se han construidoen base a columnas estratigráficas concontrol paleomagnético), y relacionan ta-sas de acumulación en ambos flancos deun determinado anticlinal. Una inflexiónen el diagrama de separación vertical in-dica el comienzo del dominio de los es-

Figura 6: Tasas de acumulación sedimentaria del Terciario Subandino usando espesores medi-dos. Los números junto a las curvas representan las tasas de acumulación promedio en mm/a,para tramos con tasas de acumulación relativamente constante. A. Río Iruya. B. Las Manzanas.C. Peña Colorada. D. La Porcelana. E. Quebrada de León. Ubicación de las columnas utilizadasen la Fig. 1.

tratos de crecimiento. La edad del levantamiento de la sierra dePintascayo se ha determinado en base alanálisis del diagrama de separación verti-cal río Iruya-Las Manzanas (Fig. 8a). Elfuerte quiebre que se observa en la curvade separación vertical a los 7,6 Ma indicael comienzo del levantamiento. La fuerteinflexión observada en el diagrama de se-paración vertical Peña Colorada-La Por-celana (Fig. 8d) y río Iruya-Peña Colorada(Fig. 8c), alrededor de 6,9 Ma refleja el

comienzo del crecimiento de la sierra Ba-ja de Orán. Ambas sierras continúan cre-ciendo simultáneamente reduciendo el es-pacio de acomodación entre ellas que re-gistra muy baja tasa de sedimentación en-tre 7 y 6 Ma (0,3 mm/a). La deformación continúa migrando al es-te, ya que en el flanco frontal de la sierrade San Antonio se observan arreglos deestratos de crecimiento en líneas sísmicascon edades de 4,5 a 4 Ma (Echavarría etal. 2003) o 3,5 a 4 Ma (Mosquera 1999).

El comienzo del crecimiento de la sierrade San Antonio puede correlacionarsecon un quiebre en la curva de separaciónvertical del diagrama La Porcelana-Que-brada de León (Fig. 8e) a alrededor de 4,5Ma, y con el descenso en la separaciónvertical a los 4,4 Ma en el diagrama PeñaColorada-La Porcelana. El fin del creci-miento de la sierra de San Antonio nopuede ser determinado con exactitud, aun-que sería posterior a 3,2 Ma (Echavarríaet al. 2003).


Figura 7: Estadios evolutivos de la faja plegada y corrida Subandina. A-D. Representa el evento de deformación en secuencia, hasta los aproximada-mente 4.5 Ma., donde se desarrolla la Sierra de Cinco Picachos (que representa la mega rampa colgante con basamento en el núcleo), la proto Sierradel Pescado, y las Sierras de Pintascayo y Baja de Orán. E. Muestra el levantamiento en secuencia de las Sierras de San Antonio y Aguaragüe,y esca-so desarrollo dedeformación fuera de secuencia en el oeste, donde comienza a levantarse la Sierra del Pescado. F. Representa la configuración actual.


El comienzo de la deformación en la sie-rra de Aguaragüe puede restringirse a los2,5 a 3 Ma basado en estratos de creci-miento observados en ambos flancos delanticlinal (Mosquera 1999). Esta edadcoincide con abruptos incrementos en latasa de sedimentación del sinclinal del ríoSeco observada a los 2,7 Ma, seguido pormigración de facies representada por lossedimentos finos de la base del tercer ci-clo progradante. La sierra de Aguaragüecontinúa creciendo en secuencia hasta almenos 1,2 Ma. El segundo ciclo de deformación lo re-presenta un evento de crecimiento fuerade secuencia, que se inicia a los 2,2 Ma ycontinúa activo en la actualidad (Figs. 7ey f). Este ciclo está relacionado a la depo-sitación de importantes secuencias de fa-cies de abanicos aluviales gruesas, rela-cionadas al rápido levantamiento de lasestructuras anticlinales (depósitos del Sim-bolar, Fig. 3). Estudios paleomagnéticossobre estos sedimentos (Hernández et al.1996, Echavarria et al. 2002) revelan queel inicio de su depositación se hace másjoven hacia el este comenzando a los 2,2Ma en la zona del sinclinal de El Simbo-lar (columna estratigráfica del río Iruya),a los 2-1,8 Ma en la ubicación de la co-lumna estratigráfica de La Porcelana, y aaproximadamente 1,2 Ma en el sinclinaldel río Seco. Ello indicaría que el levanta-miento fuera de secuencia de los anticli-nales ha comenzado en el oeste y se hatrasladado progresivamente hacia el este.Una vez establecido el movimiento en lasdistintas estructuras éste ha continuadohasta la actualidad, con el movimiento si-multáneo en gran parte de los anticlinalescomo El Pescado, Pintascayo, sierra Bajade Orán, San Antonio y Aguaragüe. Prue-ba de la deformación actual puede en-contrarse en el hecho de que la falla de ElPescado corta depósitos de El Simbolardatados en menos de 1 Ma, y en estratosdel Cuaternario rotados 8° con respectoa las terrazas fluviales (Hernández et al.1996).Del total de 60 km de acortamiento me-dido, el evento de deformación en se-cuencia registra, a la latitud de la sección

transversal presentada, un acortamientode alrededor de 40 km, mientras que laetapa de deformación fuera de secuenciaes la responsable de los restantes 20 kmde acortamiento.El resultado general de la cronología dedeformación en las Sierras Subandinas

muestra que el inicio del levantamientode cada estructura está mejor definidoque el final del mismo o la evidencia desu continuidad en el movimiento. Debi-do a ello se muestran 2 interpretacionescon tiempo de levantamiento mínimo ymáximo para cada estructura.

Figura 8: Diagramas de separación vertical:es la distancia vertical entre capas de la mismaedad en dos localidades diferentes, niveladasal tiempo presente. A. Río Iruya-LasManzanas. B. Las Manzanas-Peña Colorada.C. Río Iruya-Peña Colorada. D. PeñaColorada-La Porcelana. E. La Porcelana-Quebrada de León. Ubicación de las colum-nas utilizadas en la Fig. 1.

Figura 9: a)Duración del movimientode los corrimientos individuales de lasSierras Subandinas. Se muestran dosinterpretaciones posibles para los datospresentados, una considerando la dura-ción máxima posible y la otra la dura-ción mínima posible. b) Tasa de movi-miento acumulada para toda la faja ple-gada y corrida subandina en relación ala edad. Se muestran dos curvas quecorresponden a los modelos de máxi-ma y mínima duración posible en eldesplazamiento de los corrimientos, re-presentados en a.

Tasas de deformación en la Faja Ple-gada y Corrida SubandinaCombinando el acortamiento calculadoen base a las secciones balanceadas conlas edades de deformación de cada es-tructura se pueden estimar tasas de acor-tamiento. De esta forma se arriban a dosinterpretaciones, una asumiendo el tiem-po mínimo de movimiento en cada es-tructura y la otra asumiendo los tiemposmáximos de movimiento en cada estruc-tura (Fig. 9). Si tomamos los tiempos má-ximos de movimientos la tasa de acorta-miento resultante se incrementa desdelos 9 Ma de forma gradual hasta alcanzarsu máximo de 11 mm/a a los 3 Ma, conuna tasa de deformación actual de 8mm/a. Si por el contrario se toman lostiempos mínimos de duración de cada fa-lla, las Sierras Subandinas se formaríanen 2 pulsos de deformación entre los 9 y7 Ma el primero, y entre 2 Ma y la actua-lidad el segundo; siendo las tasas de de-formación en estos pulsos de alrededorde 13 mm/a o más, mientras que en elperíodo entre ellos (entre los 7 y 2 Ma)las tasas de deformación serían casi nulas(entre 0 y 5 mm/a). En ambos escenarios, las tasas de defor-mación de las Sierras Subandinas duran-te los últimos 2 Ma se encuentran en elrango de entre 8 y 11 mm/a. Estas tasasde deformación se correlacionan cohe-rentemente con datos de deformaciónactual medidos en estaciones de GPS enla zona de Tarija y Sucre, que muestranvelocidades de 8 a 12 mm/a hacia el estecon respecto a un marco de referenciafijo en Sudamérica (Bevis et al. 2001).

CONCLUSIONES

Las Sierras Subandinas del noroeste ar-gentino forman parte de la cuenca de an-tepaís deformada del orógeno andino. Laestratigrafía involucrada en la deforma-ción muestra una historia compleja don-de se superponen, separados mediantesuperficies erosivas, sedimentos de dis-tinta edad y generados en ambientes dife-rentes. La cuenca siluro-devónica com-prende más de 3.000 metros de sedimen-

tos de ambiente de plataforma marinasomera. En discordancia se depositan de-pósitos carboníferos en una cuenca intra-cratónica con fuerte influencia glacial, se-guidos por depósitos continentales y es-casos marinos de campo de dunas de am-bientes áridos. Por último, se registra ladepositación de sedimentos neógenos enuna cuenca continental de antepaís, ya re-lacionada a la evolución andina.Las características principales de la es-tructuración del cinturón corrido y ple-gado comprenden un despegue basal in-clinando 2°-3° al oeste, con marcada ver-gencia al este de las estructuras. Se reco-nocen dos niveles de despegue principa-les ubicados en las lutitas silúricas (For-mación Kirusillas y Formación Lipeón) yen las lutitas devónicas (Formación LosMonos). La efectividad y desarrollo delnivel de despegue superior depende deldesarrollo y continuidad de las facies fi-nas, por ello un conocimiento detalladode la distribución de las facies y forma dela cuenca es fundamental para interpretarlas estructuras resultantes. De esta formase reconoce que hacia el este el nivel dedespegue en la Formación Los Monos sehace más importante resultando estruc-turas con un fuerte desacople entre lasunidades por debajo y por encima delmismo. Este desacople es incipiente enlas estructuras jóvenes y se hace mayorcuando aumenta el acortamiento.Se reconocen dos estadios de deforma-ción: en secuencia y fuera de secuencia.El estadio en secuencia comienza en eloeste a los 8,5-9 Ma y migra paulatina-mente hacia el este, finalizando aproxi-madamente a los 1,2 Ma. El estadio fue-ra de secuencia comienza en el oeste alre-dedor de los 4,5 Ma y continúa en la ac-tualidad, también muestra una migraciónhacia el este y una disminución en elacortamiento de oeste a este.Por último, se proponen dos modelos dela evolución de las tasas de deformacióna lo largo de la historia de las SierrasSubandinas, en ambos modelos las tasasde deformación en los últimos 2 Ma seencuentran entre 8 y 11 mm/año, quecoinciden con los resultados de estacio-

nes de GPS del área.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Aceñolaza, F.G., Buatois, L. A., Mángano, M.G.,Esteban, S.B., Tortello, M.F. y Aceñolaza, G.F.1999. Cámbrico y Ordovícico del NoroesteArgentino. En Caminos, R. (ed.) Geología Ar-gentina, Instituto de Geología y Recursos Mi-nerales, Anales 29(7): 169- 187, Buenos Aires.

Albariño, L., Dalenz-Farjat, A., Alvarez, L. y Her-nández, R. 2002. Modelo de Cuenca para elDevónico del Subandino - Chaco del Sur deBolivia y noroeste Argentino. 5º Congreso deExploración y Desarrollo de Hidrocarburos(Mar del Plata), archivos digitales.

Allmendinger, R.W. y Zapata, T.R. 2000. The fo-otwall ramp of the Subandean decollement,northernmost Argentina, from extended co-rrelation of seismic reflection data. Tectono-physics 321: 37-55.

Aramayo Flores, F. 1989. El cinturón plegado ysobrecorrido del norte argentino. Boletín deInformaciones Petroleras, Tercera Época 17:2-16.

Aramayo Flores, F. 1999. Estructura de las SierrasSubandinas del noroeste Argentino. En Gon-zález Bonorino, G., Omarini, R. y Viramonte,J. (eds.) Geología del Noroeste Argentino, 15ºCongreso Geológico Argentino (Salta), Rela-torio: 401-414.

Baby, P., Herail, G., Salinas, R. y Sempere, T.1992. Geometry and kinematic evolution ofpassive roof duplexes deduced from sectionbalancing: example from de Foreland thrustsystem of the southern Bolivia Subandeanzone. Tectonics 11: 523-536.

Belotti, H.J., Saccavino, L.L. y Schachner, G.A.1995. Structural styles and petroleum occu-rence in the Subandean fold and thrust belt ofnorthern Argentina. En Tankard, A.J. , SuarezSoruco, R. y Welsink, H. J. (eds.) PetroleumBasins of South America, American Associa-tion of Petroleum Geologists Memoir 62:545-555.

Beltan, L., Freneix, S., Janvier, P. y López-Paul-sen, O. 1987. La faune triassique de la forma-tion de Vitiacua dans la region de Villamontes(Départament de Chuquisaca, Bolivie). NeuesJahrbuch fur Geologie und Palaontologie 2:99-115.

Bevis, M., Kendrick, E., Smalley Jr., R., Brooks,



B., Allmendinger, R. y Isacks, B. 2001. On thestrength of interplate coupling and the rate ofbackarc convergence in the Central Andes: ananalysis of the interseismic velocity field.Geochemistry Geophysics Geosystems 2: pa-per number 2001GC000198.

Bischke, R.E. 1994. Interpreting sedimentarygrowth structures from well log and seismicdata (with examples). American Associationof Petroleum Geologists Bulletin 78: 873-892.

Cobbold, P.R. 1999. Hydrocarbon generation,fluid overpressure and source rock detach-ments in thrust belts (abs). Thrust tectonicconference, Royal Holloway, University ofLondon, Session 2 Geodymanics of ThrustSystems, paper 4: 7-9.

Coira, B. y Caffe, P. 1999. Volcanismo Cenozoicode Puna norte. En González Bonorino, G.,Omarini, R. y Viramonte, J. (eds.) Geologíadel Noroeste Argentino, 15º Congreso Geo-lógico Argentino (Salta), Relatorio 1: 371-386.

Cruz, C. E., Albariño, L. M., Sylwan, C. A. y Vi-llar, H. J. 2001. Source rocks and hydrocar-bons south of the Santa Cruz elbow, Boliviaand northwestern Argentina (abs). AmericanAssociation of Petroleum Geologists AnnualConvention, Official Program Book: A45,Denver.

Del Papa, C. y Martínez, L. 2001. Sedimentaciónlacustre glaci-dominante en la Formación Ta-rija (Carbonífero), Sierra de Aguaragüe, nor-oeste Argentino. Revista de la AsociaciónArgentina de Sedimentología 8(1): 61-76.

Di Marco, L. 2005. Geología y fracturas en la es-tructura San Pedro, Sierra del Alto Río Seco,Sierras Subandinas, provincia de Salta. Revistade la Asociación Geológica Argentina 60(4):696-713.

Di Pasquo, M. 2003. Avances sobre palinología,bioestratigrafía y correlación de los GruposMacharetí y Mandiyutí, Neopaleozoico de laCuenca de Tarija, provincia de Salta, Argen-tina. Ameghiniana 40(1): 3-32.

Di Salvo, A. y Villar, H.J. 1999. Los sistemas pe-trolíferos del área oriental de la Cuenca Paleo-zoica Noroeste, Argentina. 4º Congreso deExploración y Desarrollo de Hidrocarburos(Mar del Plata), Actas: 83-100.

Dunn, J.F., Hartshorn, K.G. y Hartshorn, P.W.1995. Structural styles and hydrocarbon po-tential of the Sub-Andean thrust belt of sou-thern Bolivia. En Tankard, A.J., Suárez So-

ruco, R. y Welsink, H.J. (eds.) Petroleum ba-sins of South America, American Associationof Petroleum Geologists Memoir 62: 523-453.

Echavarria, L.E. y Allmendinger, R.W. 2002. Dia-gramas de separación vertical, una herramien-ta para reconocer estratos de crecimiento. 15ºCongreso Geológico Argentino (El Calafate),Actas 3: 242-245.

Echavarria, L. y Hernández, R. 2005. El creci-miento de las Sierras Subandinas del NoroesteArgentino y su relación con la teoría de lacuña tectónica. 16º Congreso Geológico Ar-gentino (La Plata), Actas 2: 37-42.

Echavarria, L., Hernández, R., Allmendinger, R. yReynolds, J. 2003. Subandean thrust and foldbelt of northwestern Argentina. Geometryand timing of the Andean evolution. Ameri-can Association of Petroleum Geologists Bu-lletin 87(2): 965-985.

Echavarria, L., Hernández, R. y Allmendinger, R.2002. Cronología de la deformación en lasSierras Subandinas occidentales. 15º Congre-so Geológico Argentino (El Calafate), Actas3: 239-241.

Giraudo, R., Limachi, R., Requena, E. y Guerra,H. 1999. Geología estructural de las regionessubandina y de piedemonte entre los 18° y22°30' lat. Sur, Bolivia. Un nuevo modelo dedeformación. 4º Congreso de Exploración ydesarrollo de hidrocarburos (Mar del Plata),Actas: 405-426.

Gubbels, T.L., Isacks, B.L. y Farrar, E. 1993.High-level surfaces, plateau uplift, and fore-land development, Bolivian Central Andes.Geology 21: 695-698.

Hernández, R.M., Reynolds, J. y Di Salvo, A.1996. Análisis tectosedimentario y ubicacióngeocronológica del Grupo Orán en el río Iru-ya. Boletín de Informaciones Petroleras, Ter-cera Época 45: 80-93.

Hernández, R.M., Galli, C. I. y Reynolds, J. 1999.Estratigrafía del Terciario en el noroeste Ar-gentino. En González Bonorino, G., Omarini,R. y Viramonte, J. (eds.) Geología del Noroes-te Argentino, 15º Congreso Geológico Argen-tino (Salta), Relatorio: 316-328.

Hernández, R., Echavarria, L., Allmendinger, R.,Reynolds, J. y Jordan, T. 2002. La faja plegaday corrida subandina del Noroeste Argentino.Secuencias precrecimiento y crecimiento, geo-metría estructural y tiempo de evolución de

los Andes. 5º Congreso de Exploración y De-sarrollo de Hidrocarburos (Mar del Plata), ar-chivos digitales.

Hernández, R.M., Jordan, T.E., Dalenz Farjat, A.,Echavarría, L., Idleman, B.D. y Reynolds, J.H.2005. Age, distribution, tectonics, and eustaticcontrols of the Paranense and Caribbean ma-rine transgressions in Southern Bolivia andArgentina. Journal of South American EarthSciences 19(4): 495-512.

Jordan, T.E. y Alonso, RN. 1987. Cenozoic stra-tigraphy and basins tectonics of the Andesmountains, 20°-28° south latitude. AmericanAssociation of Petroleum Geologists, Bulletin71: 49-74.

Kley, J. 1998. Variable Foreland Shortening alongthe central Andes (15°-42° S): correlationwith crustal thickness, lithospheric structureand the geometry of the Nazca Plate. 10ºCongreso Latinoamericano de Geología (Bue-nos Aires), Actas: 88-93.

Kley, J. y Monaldi, C.R. 1999. Estructura de lasSierras Subandinas y del Sistema de SantaBárbara. En González Bonorino, G., Oma-rini, R. y Viramonte, J. (eds.) Geología delNoroeste Argentino, 15º Congreso GeológicoArgentino (Salta), Relatorio: 415-425.

Kley, J., Muller, J., Tawackoli, S., Jacobhsagen, V.y Manutsoglu, E. 1997. Pre-Andean and An-dean-Age deformation in the Eastern Cordi-llera of Southern Bolivia. Journal of SouthAmerican Earth Sciences 10: 1-19.

Leturmy, P., Mugnier, J.L., Vinour, P., Baby, P.,Colletta, B. y Chabron, E. 2000. Piggybackbasin development above a thin-skinnedthrust belt with two detachment levels as afunction of interactions between tectonic andsuperficial mass transfer: the case of the Sub-andean zone (Bolivia). Tectonophysics 320:45-67.

López Gamundi, O. 1986. Sedimentología de laFormación Tarija, Carbonífero de la Sierra deAguaragüe, provincia de Salta. Revista de laAsociación Geológica Argentina 41: 334-355.

Marshall, L., Sempere, T. y Gayet M. 1993. ThePetaca (Late Oligocene- Middle Miocene) andYecua (Late Miocene) Formations of the Sub-andean-Chaco Basin, Bolivia, and their tecto-nic significance. Documents Laboratoire Geo-logique Lyon 125: 291-301.

Mingramm, A., Russo, A., Pozzo, A. y Cazau, L.1979. Sierras Subandinas. En Turner, J.C.M.

(ed.) Geología Regional Argentina, AcademiaNacional de Ciencias 1: 95-138, Córdoba.

Mombru, C. F. y Aramayo Flores, F. 1986. Geo-logía del Yacimiento de Aguaragüe. Boletín deInformaciones Petroleras, Tercera Época 6:53-64.

Monaldi, C.R. y Boso, M.A. 1987. Dalmatinia (D.)subandina n.sp. (Trilobita) en la FormaciónZapla del Norte Argentino. 6º Congreso La-tinoamericano de Paleontología, Actas 1: 149-158.

Moretti, I., Baby, P., Mendez, E. y Zubieta, D.1996. Hydrocarbon Generation in relation tothrusting in the Sub-Andean zone from 18° to22° S, Bolivia. Petroleum Geoscience 2: 17-28.

Mosquera, A. 1999. Evolución temporal de la de-formación en las Sierras Subandinas Orienta-les. 4º Congreso de Exploración y desarrollode hidrocarburos (Mar del Plata), Actas: 563-578.

Ramos, V.A. y Alonso, R.N. 1995. El mar Para-nense en la provincia de Jujuy. Revista del Ins-tituto de Geología y Minería de Jujuy 10: 73-82.

Rasanen, M.E., Linna, A.M., Santos, J.C.R. y Ne-gri, F.R. 1995. Late Miocene Tidal Deposits inthe Amazonian Foreland Basin. Science 269:386-390.

Reynolds, J.H., Hernández, R.M., Galli, C.I. yIdleman, B.D. 2001. Magnetostratigraphy ofthe Quebrada La Porcelana Section, Sierra deRamos, Salta Province, Argentina: initial agelimits on the regional Neogene lithostrati-graphy and uplift of the southern SierrasSubandinas. Journal of South American EarthSciences 14: 681-692.

Russo, A. 1975. Estratigrafía del Terciario en elNoroeste Argentino. YPF, (inédito), BuenosAires.

Salfity, J., Azcuy, C.L., López Gamundi, O., Va-lencio, D.A., Vilas, J., Cuerda, A. y Laffitte, G.1987. Cuenca Tarija. En Archangelsky, S. (ed.)El Sistema Carbonífero en la República Ar-

gentina, Academia Nacional de Ciencias, 15-37, Córdoba.

Schmitz, M. y Kley, J. 1997. The geometry of theCentral Andean Backarc Crust: joint interpre-tation of Cross-section balancing and SeismicRefraction Data. Journal of South AmericanEarth Sciences 10: 99-110.

Schulz, A., Santiago, M., Hernández, R., Galli, C.,Alvarez, L. y Del Papa, C. 1999. Modelo estra-tigráfico del Carbónico en el sector sur de laCuenca de Tarija. 4º Congreso de Explora-ción y Desarrollo de Hidrocarburos (Mar delPlata), Actas: 695-704.

Sempere, T. 1995. Phanerozoic evolution of Bo-livia and adjacent regions. En Tankard, A.J.,Suarez Soruco, R. y Welsink, H.J. (eds.) Pe-troleum Basins of South America, AmericanAssociation of Petroleum Geologists Memoir62: 207-230.

Sempere, T., Erial, G., Oller, J. y Bonhomme, M.1990. Late Oligocene-Early Miocene mayortectonics crisis and related basins in Bolivia.Geology 18: 946-949.

Sempere, T., Aguilera, E., Doubinger, J., Janvier,P., Lobo, J., Oller, J. y Wenz, S. 1992. LaFormation de Vitiacua (Permien Moyen a su-perieur Trias? Inferieur, Bolivie du sud): stra-tigraphy, palynologie et paleontology. NeuesJahrbuch fur Geologie und Palaontologie.Abhandlungen 185: 239-253.

Starck, D. 1995. Silurian-Jurassic stratigraphy andbasin evolution of northwestern Argentina.En Tankard, A.J., Suarez Soruco, R. y Welsink,H.J. (eds.) Petroleum Basins of South Ame-rica, American Association of PetroleumGeologists Memoir 62: 251-268.

Starck, D. 1999. Los sistemas petroleros de laCuenca de Tarija. 4º Congreso de Explora-ción y desarrollo de hidrocarburos (Mar delPlata), Actas: 63-82.

Starck, D. y Del Papa, C. 2006. The Northwes-tern Argentina Tarija Basin: stratigraphy, de-positional systems, and controlling factors in a

glaciated basin. Journal of South AmericanEarth Sciences 22: 169-184.

Starck, D. y Schulz, A. 1996. La configuración es-tructural del límite entre Cordillera Oriental ySierras Subandinas en el extremo norte de laRepublica Argentina: Boletín de Informacio-nes Petroleras, Tercera Época 52: 39-46.

Starck, D., Gallardo, E. y Schulz, A. 1992. LaCuenca de Tarija: Estratigrafía de la porciónArgentina. Boletín de Informaciones Petrole-ras, Tercera Época 30: 2-14.

Vistalli, M. C. 1999. Cuenca Siluro Devónica. EnGonzález Bonorino, G., Omarini, R. y Vira-monte, J. (eds.) Geología del Noroeste Argen-tino, 15º Congreso Geológico Argentino(Salta), Relatorio: 168-184.

Zunino, J. 1944. La estructura de la Sierra deAguaragüe desde el paralelo 22° hasta la esta-ción de Cornejo Ballivián. YPF, (inédito), Bue-nos Aires.

Recibido: 15 de abril, 2009 Aceptado: 11 de septiembre, 2009

R. HERNÁNDEZ Y L . ECHAVARRIA80