Las provincias geológicas del noroeste argentino.

Abstract

Abstract: The geological provinces of northwestern Argentina.
The stratigraphy, structure and tectonic evolution of the different geological provinces of northwestern Argentina are analyzed. The boundaries and present knowledge of each province are analyzed and updated taking into consideration different alternatives previously proposed. The Western Cordillera that gathers the stratovolcanoes and associated rocks developed in the late Cenozoic. The Puna is one of the provinces where the knowledge and identification of novel processes such as thermal uplift, crustal delamination, and lithospheric removal, have progressed in an extraordinary way in the last years. These processes are active and associated with a subduction zone, which place the Puna as a unique laboratory at a global level. In the Eastern Cordillera, the latitudinal variation of its different structural styles allows recognizing the importance of previous extensional processes in the control of its tectonic inversion. The Sierras Subandinas is one of the classic and best developed areas for the study of thin-skinned fold and thrust belts along the foothills of the Andes. The Santa Barbara System presents a different development of the foothills, where it is possible to appreciate the importance of the extensional system of the Salta Group rift in the control of the structures, with opposite vergence constrained by the previous polarity of the normal faults. The Chaqueña Plain evidences an active subsidence and the sedimentation of alluvial systems as shown by the development of large fans such as the Juramento river megafan, which contrasts with the linear sedimentation of the fluvial deposits of the Pilcomayo and Bermejo rivers.

Keywords: Andes, thermal uplift, crustal delamination, lithospheric removal, tectonic inversion.

Full text

Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Relatorio del XX Congreso Geológico Argentino - Tucumán 2017
Ramos, V.A. 2017. Las provincias geológicas del noroeste argentino. En: Muruaga, C.M. y Grosse, P. (Eds.),
Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA. Relatorio del XX Congreso Geológico Argentino, San
Miguel de Tucumán: 42-56.
42
LAS PROVINCIAS GEOLÓGICAS DEL NOROESTE ARGENTINO
Víctor A. RAMOS
Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber – FCEyN, Universidad de Buenos Aires – CONICET
Ciudad Universitaria, Nuñez 1429, Ciudad Autónoma de Buenos Aires. Email: andes@gl.fcen.uba.ar
RESUMEN
Se analizan las características de las distintas provincias geológicas, su estratigrafía, estructura y evolución
tectónica. Los límites y el conocimiento actual de cada provincia se analizan y actualizan teniendo en cuenta
las diferentes alternativas previamente propuestas. La Cordillera Occidental reúne los estratovolcanes y rocas
asociadas desarrollados en el Cenozoico tardío a lo largo del límite argentino-chileno. La Puna es una de las
provincias donde ha avanzado en los últimos años en forma extraordinaria el conocimiento y la identi cación
de novedosos procesos tales como el levantamiento termal, la delaminación cortical y la remoción litosférica. La
identi cación de estos procesos la ubican como un laboratorio único a nivel global por ser éstos activos y aso-
ciados a una zona de subducción. La Cordillera Oriental, donde la variación latitudinal de sus diferentes estilos
estructurales, permite reconocer la importancia de los procesos extensionales previos que controlan en ciertos
sectores la inversión tectónica. Las Sierras Subandinas es una de las áreas clásicas y mejor desarrolladas para el
estudio de sistemas de fajas plegadas y corridas epidérmicas dentro del pie de monte de los Andes. El Sistema
de Santa Bárbara, presenta un desarrollo distinto del pie de monte, donde se puede apreciar la importancia del
sistema extensional del rift del Grupo Salta en el desarrollo de sus estructuras, con vergencias opuestas a la
anterior controladas por la polaridad de las fallas normales previas. Finalmente, la Llanura Chaqueña eviden-
cia una activa subsidencia y depositación de los sistemas aluviales como lo atestigua el desarrollo de grandes
abanicos como el del río Juramento, que contrasta con la sedimentación lineal de los depósitos  uviales de los
ríos Pilcomayo y Bermejo.
Palabras clave: Andes, levantamiento termal, delaminación cortical, remoción litosférica, inversión tectónica.
ABSTRACT
The geological provinces of northwestern Argentina. The stratigraphy, structure and tectonic evolution of the di e-
rent geological provinces of northwestern Argentina are analyzed. The boundaries and present knowledge of
each province are analyzed and updated taking into consideration di erent alternatives previously proposed.
The Western Cordillera that gathers the stratovolcanoes and associated rocks developed in the late Cenozoic.
The Puna is one of the provinces where the knowledge and identi cation of novel processes such as thermal
uplift, crustal delamination, and lithospheric removal, have progressed in an extraordinary way in the last
years. These processes are active and associated with a subduction zone, which place the Puna as a unique
laboratory at a global level. In the Eastern Cordillera, the latitudinal variation of its di erent structural styles
allows recognizing the importance of previous extensional processes in the control of its tectonic inversion.
The Sierras Subandinas is one of the classic and best developed areas for the study of thin-skinned fold and
thrust belts along the foothills of the Andes. The Santa Barbara System presents a di erent development of the
foothills, where it is possible to appreciate the importance of the extensional system of the Salta Group rift in
the control of the structures, with opposite vergence constrained by the previous polarity of the normal faults.
The Chaqueña Plain evidences an active subsidence and the sedimentation of alluvial systems as shown by the
development of large fans such as the Juramento river megafan, which contrasts with the linear sedimentation
of the  uvial deposits of the Pilcomayo and Bermejo rivers.
Keywords: Andes, thermal uplift, crustal delamination, lithospheric removal, tectonic inversion.

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Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
INTRODUCCIÓN
La división del territorio nacional en unida-
des geológicas coherentes ha sido realizada desde
que se iniciaron los primeros intentos de descri-
bir la Geología Argentina. Estos ensayos iniciales
fueron propuestos en forma aislada a nes del
siglo XIX por los grandes maestros de nuestra
geología tales como Alfredo Stelzner, Pellegri-
no Strobel, Guillermo Bodenbender, entre otros.
Sin embargo, se debe esperar a la obra de Wind-
hausen (1931) para tener una primera propuesta
que abarque todas las regiones estructurales re-
conocidas en el país. Esta división en unidades
estructurales es sustancialmente mejorada por
Groeber (1938), quien presenta la mayor parte de
las unidades hoy reconocidas. Harrington (1956)
introduce sus unidades morfoestructurales per-
feccionando las propuestas anteriores, aunque
debemos esperar al Primer y Segundo Simposios
de Geología Regional Argentina para llegar a una
división en provincias geológicas con cierto gra-
do de consenso (Leanza 1972, Turner 1972 a y b,
1979). A ello ha contribuido la denición de una
provincia geológica dada por Rolleri (1976), que
ha permitido denir más objetivamente las dife-
rentes unidades. Para este autor «una provincia
geológica es una región caracterizada por una determi-
nada sucesión estratigráca, un estilo estructural pro-
pio y rasgos geomorfológicos peculiares, siendo el con-
junto expresión de una particular historia geológica»
(Rolleri 1976: 240). Para mayores detalles sobre las
distintas unidades reconocidas en nuestro país se
remite a los interesados a Ramos (1999a).
La división en provincias geológicas ha sido
desde sus inicios una forma de transmitir el co-
nocimiento de la geología regional, la que al re-
unir unidades con una historia común y ciertas
características homogéneas, facilita el aprendiza-
je y la comprehensión de su evolución geológica.
Denidas con los criterios propuestos por Ro-
lleri (1976) se reconocen en el noroeste argentino
de oeste hacia el este las siguientes provincias
geológicas: la Cordillera Occidental, la Puna, la
Cordillera Oriental, las Sierras Subandinas, el
Sistema de Santa Bárbara y la Llanura Chaque-
ña (Ramos y Coira 2008a). En el extremo sur del
área bajo estudio, el sector norte de las Sierras
Pampeanas limita con parte de las unidades an-
teriores. La gura 1 ilustra el desarrollo de estas
unidades.
Se describirán a continuación las caracterís-
ticas generales de cada provincia geológica, re-
marcando sus propiedades principales y sus di-
ferencias con las otras unidades vecinas.
CORDILLERA OCCIDENTAL
Bajo esta denominación se incluye en diversos
segmentos de la Cordillera de los Andes de Co-
lombia, Ecuador, Perú y Chile-Bolivia, las rocas
volcánicas del Cenozoico superior, que general-
mente engloban al arco magmático activo (Ramos
y Alemán 2000). Así denida esta provincia geo-
lógica que se desarrolla a lo largo de la Cordille-
ra del Límite argentino-chilena, coincide con la
denominación de Keidel (1937), quien la describe
como Cordillera Occidental y la caracteriza por
sus volcanes bien conservados y en parte activos.
A la latitud analizada gran parte de esta cordillera
está en territorio chileno. Nótese que esta acep-
ción es diferente a la propuesta por Leanza (1958:
236), para quien su Cordillera Occidental se desa-
rrollaba entre los 31º y 40ºLS, en lo que es conside-
rado actualmente la Cordillera Principal.
El sector analizado de la Cordillera Occiden-
tal corresponde a la zona volcánica central así
denida por Thorpe y Francis (1979) entre los 16º
y 28ºLS sobre la base de las variaciones composi-
cionales de las andesitas a lo largo de los Andes
y su correspondiente signicado petrogenético.
Años más tarde Thorpe (1984) analiza los dife-
rentes ambientes tectónicos que controlan el vol-
canismo activo en los Andes, teniendo en cuenta
las diferentes geometrías de la zonas de Benio,
caracterizada por los estudios de Barazangi e
Isacks (1977, 1979) y Jordan et al. (1983).
En los últimos años diferentes autores han
analizado el volcanismo de la Cordillera Occi-
dental, especialmente el activo, caracterizando
su edad y composición. Entre ellos se destacan
los trabajos de Silva (1989a, b); de Silva y Francis
(1991), quienes discuten la composición de los
principales estratovolcanes y centros volcánicos
menores, junto a importantes calderas riolíticas
y dacíticas que componen el Complejo volcánico
Altiplano-Puna (“Altiplano-Puna Volcanic Com-
plex”, de Silva 1989 a). Los datos geofísicos han
demostrado la extensión y potencia de los cuer-
pos magmáticos asociados a este complejo vol-
cánico (Chmielowski et al. 1999). Para una com-
pleta revisión de las características de la zona
volcánica central se remite a de Silva y Francis
(1991), González Ferrán (1994) y Stern (2004).
En el noroeste argentino la Cordillera Occi-
dental se extiende desde el cerro Panizos y las
calderas Vilama y Panizos, al norte, siguiendo
por los volcanes Zapaleri, Nevados de San Pedro
en Jujuy, a lo largo de los volcanes Socompa, Llu-
llaillaco y Lastarria o Azufre en Salta, hasta los
Ojos del Salado en Catamarca, entre otros. Esta

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cadena de estratovolcanes, asociada en parte con
calderas, ha sido descripta por numerosos traba-
jos (Coira 1979, 1983, 1990, Coira y Pezzu i 1976,
Gardeweg et al. 1984, 1998, Baker et al. 1987, Sal -
ty et al. 1984, Naranjo 1992, Ort 1993, Ca e 2002,
2007, entre muchos otros).
Los estudios sobre la evolución geológica y
tectónica del volcanismo del noroeste argentino
han demostrado que la ubicación actual de esos
estratovolcanes ha sido el resultado de procesos
de empinamiento de la placa subducida (véase
Kay et al. 1999, Kay y Coira 2008, 2009), que hizo
retroceder en el Plioceno el frente volcánico a su
posición presente, con posterioridad a un período
de subducción horizontal (Coira et al. 1993, Cor-
nejo et al. 1993, Kay et al. 1994).
PUNA
Esta provincia de nida originalmente como
Puna de Atacama por Brackebusch (1883), fue pos-
teriormente denominada simplemente como Puna
por Bonarelli (1913) y Keidel (1927). Su acepción
actual como provincia geológica se debe a Leanza
(1958) quien estableció sus límites desde el lími-
te internacional con Bolivia y Chile hasta la Sierra
de Buenaventura en Catamarca (Fig. 1). Se debe a
Turner (1970) su caracterización actual y su diferen-
ciación con el Altiplano de Bolivia, basado en que
la Puna es una altiplanicie de mayor elevación y ca-
racterísticas geológicas distintas. La altiplanicie que
caracteriza a la Puna es explicada por un ascenso del
límite de la astenósfera propuesto por Isacks (1988),
Figura 1. Características principales y límites de las provincias geológicas del noroeste argentino basadas en Turner
(1970), Rolleri (1976), Ramos (1999a) y Ramos y Coira (2008a)

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quien fue el primero en reconocer la existencia de
un levantamiento termal de aproximadamente dos
kilómetros de altura en el Mioceno tardío.
La de nición aceptada actualmente para la
Puna la hace limitar por el este con la Cordillera
Oriental (Leanza 1958, Turner 1972 a, Turner y
Méndez 1979) y por el sur con las Sierras Pam-
peanas en su sector oriental y pasa transicio-
nalmente en su sector occidental a la Cordillera
Frontal y al Sistema de Famatina (Ramos 1999a).
Su límite norte con el Atiplano de Bolivia está
dado por la notable diferencia topográ ca entre
las dos unidades. Esta diferencia ha sido explica-
da por Whitman et al. (1996) como debida a la re-
moción del manto litosférico, que produce los re-
trasos en la velocidad de las ondas sísmicas, que
correlaciona con la mayor o menor proporción
de astenósfera por debajo de la litósfera (Fig. 2).
Alonso et al. (1984) han propuesto dividir a la
Puna en dos sectores diferentes, la Puna Septen-
trional o Jujeña, que correspondería al sector don-
de las rocas más antiguas a orantes son ordovíci-
cas y la Puna Austral o Puna salto-catamarqueña,
en donde a oran rocas proterozoicas (véase Fig. 1).
La estratigrafía de la Puna ha sido establecida
por Turner (1970) a través de sus numerosos levan-
tamientos geológicos. El basamento metamór co
de la Puna jujeña no se conoce en forma directa, sino
a través del análisis de los xenolitos reconocidos en
las secuencias volcánicas cenozoicas. Así por ejem-
plo en las lavas y  ujos piroclásticos del complejo
volcánico Coranzuli. Coira y Ca e (1995) describen
xenolitos de esquistos de alto grado, migmatitas y
rocas plutónicas dioríticas, tonaliticas y trondhemí-
ticas. El análisis petrográ co de estas rocas indican
estabilidad de sillimanita + cordierita ± feldespato
potásico en ausencia de muscovita, caracterizando
una asociación de alto grado. La presencia de folia-
Figura 2. Vista longitudinal de las diferencias topográ -
cas entre la Puna y Altiplano, controladas por una mayor
remoción del manto litosférico por debajo de la Puna (ba-
sado en Whitman et al. 1996).
ción dúctil tipo SC con sillimanita  brolítica-biotita
corrobora este grado metamór co. Estos autores
los interpretan como procedentes de fases restíticas
asociadas a procesos anatécticos. No hay edades
disponibles de estos xenolitos. En la Puna Austral
hay gneises y micacitas descriptos por Allmendin-
ger et al. (1982) en la margen occidental del Salar de
Antofalla conocidos en la literatura como “Estra-
tos de Botijuela” desde los trabajos de San Román
(1911: 146), que han sido datados recientemente
por Escayola et al. (2011). Estos autores presentan
una edad U-Pb en circones de 523 ± 0,7 Ma, para el
Ortogneiss de Botijuela, con típicas herencias meso-
proterozoicas grenvillianas. Estas rocas pertenece-
rían al orógeno pampeano asociado a las o olitas de
Calalaste de esa edad descriptas por Zimmermann
et al. (2014). Sin embargo, quedan aún sin datar las
rocas metamór cas del cerro Tebenquicho Gran-
de, al norte del Salar de Antofalla, descriptas como
gneises por Segerstrom y Turner (1972). Estos esca-
sos datos permitirían reconocer por lo menos en la
Puna Austral un basamento metamór co de edad
grenvilliana removilizado por un arco magmático
pampeano (Ramos 2010, Escayola et al. 2011).
La base de la secuencia a orante en la Puna
está dada por sedimentitas ordovícicas (Astini
2003), las que tanto en el sector occidental como
el oriental se intercalan con rocas volcánicas que
constituyen las denominadas Faja Eruptiva de
la Puna Oriental (Méndez et al. 1973) y la Faja
Eruptiva de la Puna Occidental (Palma et al. 1986,
Niemeyer 1989), las que a través de los años han
tenido diferentes interpretaciones (véanse Ra-
mos y Coira 2008b, Coira et al. 2009, Bahlburg et
al. 2016). En la actualidad hay cierto consenso en
que la occidental corresponde al arco volcánico
famatiniano, mientras que la oriental se interpreta
como una cuenca extensional detrás del arco que
en ciertos sectores ha desarrollado una incipiente
corteza oceánica. Los depósitos ordovícicos han
sido afectados por los movimientos oclóyicos con
los que culmina la deformación famatiniana en la
región (Ramos 1986, Hongn et al. 2008).
Los depósitos ordovícicos yacen en el Cerro
Rincón, en el sector occidental de la Puna sal-
teña, en discordancia por debajo de depósitos
marinos de edad silúrica y devónica (Aceñolaza
et al. 1972), que alcanzan mayor desarrollo en el
sector chileno adyacente (Breitkreuz 1986, Bahl-
burg 1987). En discontinuidad por encima de es-
tas secuencias hay rocas neopaleozoicas, donde
se destacan las calizas carboníferas a pérmicas
correlacionables por su contenido microfaunís-
tico y por sus braquiópodos con las Calizas de
Copacabana en Bolivia (Aceñolaza et al. 1973).

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 46
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A estas rocas siguen los depósitos continenta-
les a marinos someros correspondientes al sistema
de rift del Grupo Salta de escasa distribución en el
sector norte de la Puna asociados a intrusivos de
intraplaca, cuya distribución y ambiente tectónico
han sido revisados por Salty y Marquillas (1994).
Las rocas dominantes en la Puna corresponden
a diferentes rocas eruptivas de naturaleza orogé-
nica con diversos pulsos volcánicos constituidas
por estratovolcanes, domos volcánicos, ujos pi-
roclásticos y plateaux ignimbríticos de amplia dis-
tribución (véanse Coira 1979, 1983, 1990, Coira y
Barbieri 1990, Coira y Kay 1990, 1993, Cae et al.
2002, 2007, entre otros). A estas rocas se asocian
depósitos sinorogénicos que muestran el avance
del frente de deformación desde el Paleógeno en el
borde oeste de la Puna que va migrando hacia su
sector oriental (Ramos 1999b). En los últimos años
a través del análisis de sus circones detríticos y am-
bientes de depositación se han podido establecer
con precisión esta migración y sus intervalos tem-
porales (DeCelles et al. 2007, 2011, Galli et al. 2011,
2014, Galli y Reynolds 2012, Zhou et al. 2016, 2017).
Las rocas volcánicas han recibido numerosos
estudios en estos últimos años que han permitido
reconstruir una compleja evolución con importan-
tes variaciones en la geometría de la losa subduci-
da, reejadas en la expansión del frente volcáni-
co hacia el antepaís, que culminan con episodios
ignimbríticos de amplia distribución (Coira et al.
1993, Kay y Coira 2009, Kay et al. 2010, 2011, Ris-
se et al. 2013, Murray et al. 2015). Estas variaciones
han permitido reconocer mediante el análisis de
su evolución petrológica importantes procesos de
delaminación en la Puna Jujeña (Kay et al. 1994),
posteriormente conrmados mediante métodos
geofísicos en este sector y en otros lugares tanto de
la Puna Jujeña como la Austral (Schurr et al. 2003,
2006, Bianchi et al. 2013, Calixto et al. 2013, 2014,
Heit et al. 2014, Liang et al. 2014, Mulcahy et al.
2014, Beck et al. 2015). Estos estudios han converti-
do a la provincia geológica Puna, en una localidad
clásica para estudiar las variaciones del volcanis-
mo ante los procesos tectónicos y la delaminación
cortical y remoción del manto litosférico.
CORDILLERA ORIENTAL
La Cordillera Oriental como unidad morfoes-
tructural que caracteriza las estribaciones orienta-
les en el antepaís de la Cordillera de los Andes es
conocida en Colombia, Perú y Bolivia, además del
sector norte de Argentina. Su característica prin-
cipal es que constituye una cadena montañosa
doble-vergente, donde estratos paleozoicos y más
jóvenes forman fajas de corrimiento tanto en su
margen occidental como oriental, y donde el ba-
samento controla la deformación en su sector in-
terno (Collea et al. 1990, Ramos y Aleman 2000).
En territorio argentino fue Brackebusch (1892)
quien primero usó este término para describir
esta unidad, en un sentido más amplio que el
actual. Sin embargo, corresponde a Keidel (1925:
280, 1937) y en especial a Groeber (1938) restringir
su uso a los Andes de Salta y Jujuy y caracterizar-
los del punto de vista geológico-estructural.
En su sentido actual como provincia geológica
fue denida por Leanza (1958: 223) como Andes
Orientales, y considerada como una continuación
austral de la Cordillera Oriental de Bolivia. Años
más tarde Turner (1972 b) generaliza el nombre de
Cordillera Oriental para esta provincia geológica.
Sus límites fueron originalmente establecidos
por Leanza (1958) y seguidos por Turner (1972 b),
siendo similares a los aceptados por otros auto-
res (Fig. 1). Sin embargo, en el Segundo Simpo-
sio de Geología Regional, Turner y Mon (1979)
extienden sus límites hacia el sur para abarcar
las distintas unidades serranas de Tucumán, con
la sola excepción de la Sierra de Aconquija y las
Cumbres Calchaquíes, pertenecientes a las Sierras
Pampeanas. Si se compara la extensión ilustrada
por Turner y Mon (1979, Fig. 1), con la de Turner
(1972, Fig. 1) y la presente, se puede observar que
las otras sierras al oeste y al noreste de la ciudad
de Tucumán, serían según estos autores parte de
la Cordillera Oriental. En este trabajo se siguen las
deniciones originales de Leanza (1958), Turner
(1972) y Rolleri (1976), por ajustarse mejor a las
características de homogeneidad en su historia
geológica que debe tener una provincia geológica.
La geología de la Cordillera Oriental está
caracterizada por un basamento de edad pro-
terozoica tardía-cámbrica basal de rocas lepto-
metamórcas a sedimentarias de la Formación
Puncoviscana. Estas rocas están intensamente
plegadas por el diastrosmo pampeano, acae-
cido en la parte basal del Cámbrico, correspon-
diente a la orogenia pampeana datada en 530
Ma en el noroeste argentino por Escayola et al.
(2011). Estas rocas están intruidas por batolitos
como el de Santa Victoria y el de Tastil de edad
cámbrica inferior (Hongn et al. 2008).
Las secuencias clásticas del Grupo Mesón de
edad cámbrica medio a superior están caracteri-
zadas por potentes ortocuarcitas depositadas en
una cuenca episutural de plataforma (Sánchez y
Salty 1999). Le siguen potentes secuencias ordo-
vícicas que hacia el sector occidental se hacen más
profundas y están interdigitadas con rocas volcá-

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 47
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nicas a piroclásticas (Coira et al. 2009). Estas rocas
son cubiertas en el sector oriental por secuencias
sinorogénicas de edad ordovícica superior (Asti-
ni 2003), que se continúan en los depósitos silú-
rico-devónicos característicos de las Sierras Su-
bandinas. En la Cordillera Oriental hay escasos
a oramientos carboníferos en su borde este que
se desarrollan hacia la parte más profunda de la
cuenca en las Sierras Subandinas. Han sido pre-
servados en el sinclinal de Cianzo donde Starck
(2008) describe depósitos neopaleozoicos.
En el sector sur de la Cordillera Oriental, más
especí camente en la subcuenca de Alemanía
están representadas las diferentes unidades del
Grupo Salta. Éste corresponde a un sistema de
rift de edad neocretácica a paleógena, que se de-
sarrolla en forma transversal al orógeno andino.
Las unidades anteriores están cubiertas por los
depósitos sinorogénicos andinos de amplia distri-
bución en las cuencas de antepaís fragmentadas
del noroeste argentino. Tienen un desarrollo com-
plejo en diferentes cuencas hoy día intermonta-
nas, cuyas secuencias de antepaís han sido esta-
blecidas por diferentes estudios (véase Galli 2017,
este volumen).
La Cordillera Oriental, en conjunto con las
Sierras Subandinas, constituye una faja plegada y
corrida antitética (Roeder 1973), cuya estructura
actual está controlada por el desarrollo del oró-
geno andino a estas latitudes. Del punto de vis-
ta estructural la Cordillera Oriental corresponde
a la zona de transporte, mientras que las Sierras
Subandinas constituyen la zona frontal (Roeder
1978). Como clásica zona de transporte está carac-
terizada por una imbricación de corrimientos en
su sector oriental, que contrasta con la estructura
de pliegues que caracteriza al sector subandino.
Su diferencia topográ ca con las Sierras Subandi-
nas es notable, pasando de casi 1.500 m en el sec-
tor subandino a más de 6.000 m s.n.m. en el eje de
la Cordillera Oriental (6.247 m en el Nevado de
Chañi). Esta diferencia topográ ca se explica por
una rampa de basamento controlada por el de-
sarrollo de interfases frágil-dúctiles en la corteza
por debajo de la Cordillera Oriental, que permite
que el basamento intervenga en la deformación.
El desarrollo de estas interfases se origina por un
incremento en el  ujo térmico de la corteza de 45-
50 en el antepaís, a más de 80 mW/m2 (Fig. 3) a
medida que se aproxima en dirección al arco mag-
mático activo (Springer y Föster 1998).
El estilo estructural en el sector norte se carac-
teriza por epidérmico en la parte más oriental,
formando intensas imbricaciones, que pasa a un
estilo de piel gruesa que involucra al basamento
en la parte interna (Roeder 1988, Rodríguez Fer-
nández et al. 1999). En el sector sur la Cordillera
Oriental está caracterizada por una estructura
de inversión tectónica, donde el sistema de rift
ha controlado la deformación del basamento con
vergencias opuestas a las predominantes durante
el ciclo andino (Cristallini et al. 1997, y siguientes).
Una característica que comparte la Cordillera
Oriental de Salta y Jujuy con las ubicadas más al
norte en otros sectores de la Cordillera de los Andes,
es la dominante vergencia hacia el oeste de su mar-
gen occidental. Esta doble vergencia es un hecho
generalizado en los Andes, como los describieran
Figura 3. Variación de la topografía entre las Sierras Subandinas y la Cordillera Oriental con-
trolada por el desarrollo de interfases frágil-dúctiles debido al incremento del  ujo calórico,
basado en Springer y Föster (1998) y otros trabajos citados en el texto.

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 48
Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Mon y Drozdezewski (1999) para el noroeste argen-
tino. Ha sido interpretado como controlado por las
vergencias paleozoicas, en especial la desarrollada
durante el ciclo famatiniano, cuya subducción do-
minante desde Colombia a las Sierras Pampeanas
ha sido hacia el este (Ramos 2009). Ello implica que
la vergencia de la deformación es opuesta a la po-
laridad de la subducción, desarrollando en el ciclo
andino retrocorrimientos hacia el oeste, como resul-
tado de una cuña de basamento que es transporta-
da hacia el este en forma similar a lo que se observa
en las Sierras Pampeanas (Ramos et al. 2002).
SIERRAS SUBANDINAS
Esta provincia geológica tiene características
homogéneas en el noroeste argentino, las que fue-
ron estudiadas tanto estratigráca como estructu-
ralmente por Bonarelli (1913, 1921). Leanza (1958)
en su descripción de las provincias geológicas
destaca que las Sierras Subandinas presentan una
correlación directa entre la morfología de su paisa-
je y la estructura, estando representada las sierras
por amplios anticlinales y los valles por sinclinales.
Una de las primeras secciones estructurales balan-
ceadas de naturaleza epidérmica de la Argentina
corresponde al perl estructural presentado por
Alberto Mingramm en 1969 en el primer Simposio
de Geología Regional Argentina para las Sierras
Subandinas por Mingram y Russo (1972). Esta sec-
ción sirvió de base para que Roeder (1973) deniera
las fajas plegadas y corridas antitéticas de un oró-
geno andino, como un ejemplo de faja plegada y
corrida de tipo epidérmico (Ramos 1996). Téngase
en cuenta que su clasicación como fajas plegadas
y corridas epidérmicas (“thin-skinned thrust belt”)
y de piel gruesa (“thick-skinned thrust belt”) fue
propuesta por primera vez en los Appalaches por
Rodgers (1970, 1971). Esta sección fue mejorada por
Mingramm et al. (1979) y a partir de este pionero
trabajo la estructura de las Sierras Subandinas ha
sido estudiada en detalle por numerosos autores.
Si bien se discute aquellos que analizaron el sector
argentino de las Sierras Subandinas, es aún mayor
la bibliografía existente en el sector adyacente de
Bolivia de esta provincia geológica.
Su estratigrafía se caracteriza por las secuencias
sinorogénicas producto de la orogenia famatinia-
na, que comienzan con los depósitos de la Forma-
ción Zapla de edad ordovícica superior a silúrica
(Astini 2003) y continúan con diversas secuencias
silúrico devónicas de gran desarrollo en las Sie-
rras Subandinas. Estos depósitos comprenden tres
megasecuencias deposicionales de sistemas deltai-
cos en plataformas proximales y distales (Vistalli
1999). Esta autora interpretó estas tres secuencias
como formadas en un sistema extensional de rift,
criterio que no es compartido por otros autores
(Starck, 1995). Actualmente hay mayor consenso
para interpretar estos depósitos como pertenecien-
tes a una cuenca de antepaís producida por carga
exural de la deformación oclóyica del ciclo fama-
tiniano (Starck 1995, Ramos 1999c).
La cuenca de los depósitos neopaleozoicos tie-
ne una geometría diferente, dado que no presenta
una típica sección asimétrica de antepaís, con un
margen activo occidental asociado al frente de
corrimiento, como se observa en la cuenca silúri-
co-devónica. La cuenca carbonífera se desarrolla
con una fuerte incepción en los depósitos previos
y en un corte transversal es simétrica con una pro-
fundización hacia el sector central (Starck 2008).
Sus características deposicionales y la distribu-
ción de sus facies, si bien están regidas en su inicio
por un ambiente de fuerte inuencia glaciaria, su
mecánica de subsidencia está controlada por una
disipación de la carga exural. Tankard (1986) ha
descripto cuencas similares de esta edad en los
Appalaches, como cuencas de relajación viscoelás-
tica, en las cuales el borde activo al interrumpirse la
carga tectónica y la subsidencia exural, presenta
un rebote isostático, desarrollando características
similares a las observadas en la cuenca de Tarija.
Los depósitos del sistema de rift del Grupo Sal-
ta se preservan principalmente en el subsuelo don-
de tienen amplia distribución en la adyacente Lla-
nura Chaqueña. Los depósitos sinorogénicos del
ciclo ándico se desarrollan en discordancia sobre
las facies de hundimiento térmico (“sag facies”) del
Subgrupo Santa Bárbara de edad paleógena. Sus
depósitos están ampliamente representados en las
depresiones sinclinales y en el pie de monte de los
anticlinales. Se corresponden a diversas cuencas de
antepaís con potentes espesores de depósitos sino-
rogénicos, formadas por carga exural del sistema
orogénico andino. Estos depósitos sinorogénicos
correspondientes a ambientes uviales y hasta de
bajada proximal de edad miocena inferior a supe-
rior han sido formados durante el levantamiento
de la Puna y la Cordillera Oriental. Se apoyan en
discordancia sobre los depósitos neopaleozoicos.
En su tercio inferior intercalan arcillas verdes de
una transgresión marina efímera de edad miocena
media (aprox. 13,5-11 Ma) representada por la For-
mación Anta. Esta transgresión cubrió totalmente
las Sierras Subandinas, lo que demuestra que su
levantamiento se produjo con posterioridad a esta
edad (Ramos y Alonso 1995).
Del punto de vista estructural se caracteriza
por dos sectores que han sido denominados por

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 49
Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Kley et al. (1996) como Interandino y Subandino
s.s. El sector Interandino está limitado por el corri-
miento principal andino (“Main Andeann Thrust”
de Roeder 1988) de la Cordillera Oriental. Este lí-
mite estructural es neto y ha sido analizado por
diferentes autores (Roeder 1988, Starck y Schulz
1996, entre otros). La estructura del Interandino se
caracteriza por ser transicional con la Cordillera
Oriental, con niveles de despegue más profundos
y por lo tanto presenta mayor altura topográ ca y
estructuras de pliegues y corrimientos más apre-
tados. Su límite con el Subandino s.s. está dado
por el corrimiento interandino (I.A.T. de la Fig. 4).
Hacia el sur el sistema interandino pasa a los
suaves anticlinales de Zapla y Puesto Viejo, con
los que terminan las Sierras Subandinas.
La estructura de los anticlinales de las Sierras
Subandinas ha sido caracterizada siguiendo los
lineamientos iniciales de Mingramm et al. (1979)
por diversos autores (Aramayo Flores 1999, Kley
y Monaldi 1999, Echavarría et al. 2003). Sobre la
base de sus estratos de crecimiento se ha podido
establecer la cinemática de su formación, la mi-
gración desde el Interandino al frente del Suban-
dino y la edad miocena superior a cuaternaria de
su deformación (Mosquera 1999, Hernández et al.
2002, Hernández y Echavarría 2009). El frente de
corrimientos que afecta depósitos cuaternarios en
Campo Durán, se está propagando en el subsue-
lo hasta la estructura de Jollín unos 10 kilómetros
hacia el este (véase Ramos et al. 2004, Fig. 3). Este
sector coincide con una serie de sismos intracorti-
cales cuyos epicentros se ubican al este del frente
orogénico del Sistema Subandino (Suayter 1983).
SISTEMA DE SANTA BÁRBARA
Este sector había sido incluido en las Sierras Su-
bandinas en las primeras propuestas de división
en provincias geológicas del noroeste argentino
(Leanza 1958, Mingramm y Russo 1972). Su sec-
tor sur había sido incorporado parcialmente en la
Cordillera Oriental por Turner y Mon (1979). Los
primeros en separar el Sistema de Santa Bárbara
como una provincia geológica independiente han
sido Rolleri (1976) y Baldis et al. (1976). Estos auto-
res la segregaron de las Sierras Subandinas por sus
características estructurales y contrastante historia
geológica. Ambas diferencias están regidas por la
existencia del depocentro de Metán (Sal ty y Mar-
Figura 4. División entre los sistemas interandino y subandino según Kley et al. (1996). Nótese que el basamento si bien
no a ora participa en la estructura del Interandino.
quillas 1994) correspondiente al sistema de rift del
Grupo Salta, que condiciona la vergencia hacia
el oeste de los anticlinales fallados de las sierras
principales, donde predomina un estilo estructu-
ral controlado por la inversión tectónica.
Las Sierras Subandinas hacia el norte están
caracterizadas por una tectónica epidérmica con
vergencia hacia el este (Mingramm et al. 1979),
mientras que el Sistema de Santa Bárbara tie-
ne una deformación de piel gruesa y vergencia
opuesta (Mingramm et al. 1979, Kley y Monaldi
1999). El límite entre los dos sistemas corresponde
a la estructura de Lomas de Olmedo (Fig. 5), que
tiene una vergencia hacia el este como las Sierras
Subandinas, pero tiene un anticlinal fallado por
inversión tectónica, no epidérmico y controlado
por el rift del Grupo Salta (Ramos et al. 2006).
El sistema de Santa Bárbara se puede dividir en
dos sectores (Fig. 5). El septentrional que se desa-
rrolla al norte de Metán, caracterizado por grandes
anticlinales fallados en sus limbos occidentales y
con vergencia al oeste, cuyos núcleos de rocas pa-
leozoicas tienen una cubierta discordante de depó-
sitos del Cretácico Superior – Paleógeno del Grupo
Salta y depósitos sinorogénicos. El borde oriental
de este sector está dado por corrimientos epidérmi-
cos con vergencia al este, que afectan los depósitos
pliocenos que cabalgan sobre el Cuaternario, como
se observa en la región del Piquete. Este sector norte
es el de mayor acortamiento y deformación, coinci-

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 50
Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
diendo con el desarrollo del depocentro de Metán.
Algunos autores denominaban a este sector Sierras
Subandinas de Santa Bárbara (Baldis et al. 1976).
Hacia el sur se incluyen en este sistema las
sierras de La Candelaria, Medina, Nogalito, la
Ramada y del Campo, siguiendo la propues-
ta de Rolleri (1976), dado que estas estructuras
presentan más a nidades en su historia geoló-
gica y en sus características estructurales con
las del Sistema de Santa Bárbara. En estas sie-
rras, en discordancia angular sobre un substrato
leptometamór co de edad proterozoica a oran
remanentes de depósitos correspondientes a la
plataforma clástica cámbrica y ordovícica (Ricci
y Villanueva 1969, Mon et al. 1970, Mon 1971).
Rocas paleozoicas también a oran en los cerros
Remate y Cantero (Mon y Dinkel 1974). Estas
rocas están cubiertas por los conglomerados y
areniscas rojas cretácicas del Grupo Salta, con-
troladas por fallas normales del sistema de rift
invertidas durante la deformación cenozoica su-
perior (Mon 1971, Bossi y Moyano 2014). La ver-
gencia de estas sierras del noreste de Tucumán es
dominantemente hacia el este, aunque localmen-
te las sierras del Campo y de la Ramada vergen
al oeste (Mon et al. 1970, 2014, Ia a et al. 2011).
Algunos autores como Mon (1972, 1976), han
preferido asimilarlas a la Cordillera Oriental,
priorizando sus características estructurales, cri-
terio que no se comparte.
Figura 5. División del Sistema de Santa Bárbara en dos sectores de diferentes car-
acterísticas (modi cado de Ramos 1999a). Los límites han sido establecidos según
Rolleri (1976), mientras que el sector oriental está basado en Mon (1976).

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 51
Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
SIERRAS PAMPEANAS
Esta provincia geológica fue denida por
por Stelzner (1876) para comprender una serie
de sierras formadas por esquistos cristalinos o
metamórcos que emergían de las pampas cir-
cundantes. Su caracterización actual se debe a
González Bonorino (1950), quien fue el primero
en denirlas como una estructura contraccional
formada por bloques de basamento rotados, con
niveles de despegue coincidentes en transiciones
frágil-dúctiles dentro de la corteza. Este autor
fue quien propuso que el grado de metamors-
mo disminuía hacia el norte y que la preserva-
ción de su antigua cubierta paleozoica se incre-
mentaba en este sentido. En la región analizada
está compuesta principalmente por la Sierra del
Aconquija y las Cumbres Calchaquíes.
La estratigrafía se compone en la región de
rocas metamórcas e ígneas de edad proterozoi-
ca a cámbrica inferior, intruidas por rocas vol-
cánicas de edad miocena tardía. Estos depósitos
están cubiertos discordantemente por depósitos
sinorogénicos de edad miocena.
La existencia de estas montañas en bloque que
caracterizan a un antepaís fragmentado (“broken
foreland”) se debe a la horizontalización de la pla-
ca de Nazca, la que fue responsable de la migra-
ción del magmatismo de arco hacia el antepaís y
del paulatino ascenso y deformación de los blo-
ques de basamento en esa dirección. Su desarrollo
coincide con la geometría de la zona de subduc-
ción horizontal pampeana (“Pampean at slab”,
Ramos et al. 2002).
LLANURA CHAQUEÑA
Esta llanura corresponde al antepaís no defor-
mado de la Cordillera de los Andes a estas latitu-
des. Si bien tiene una compleja estructura en el sub-
suelo, su morfología y la distribución supercial de
sus depósitos cuaternarios, muestra la dinámica de
agradación de grandes mega-abanicos aluviales. Se
destaca el mega-abanico del río Juramento, el que
con ápice en la localidad de Joaquín V. González a
los aproximadamente 25ºS de latitud, se extiende
por más de 300 km hacia el este. Está limitado hacia
el norte por el cauce subsecuente del río Bermejo,
que lo diseca, a igual que el río Pilcomayo. Ambos
sistemas uviales evidencian un control estructu-
ral como se inere del desarrollo lineal de sus de-
pósitos uviales paralelos a sus cauces. El límite
sur del mega-abanico del río Juramento, que se ex-
tiende más de 250 km en forma meridiana hacia el
sur pasa transicionalmente a la llanura pampeana.
Estas características indican una importante zona
de depositación en el pie de monte, que estaría re-
ejando una subsidencia por carga exural la que
se hallaría activa en la actualidad.
CONCLUSIONES
El breve análisis realizado de las provincias
geológicas del noroeste argentino permite iden-
ticar una serie de características tectónicas que
destacan sus peculiaridades principales y que se
resumen a continuación.
- La Cordillera Occidental como la describiera
Keidel (1937) representa exclusivamente los
estratovolcanes y rocas asociadas del Ceno-
zoico tardío, dado que el arco volcánico no
estaba en esta posición durante el Mioceno.
- La Puna es una de las provincias más complejas
donde se han registrado las primeras eviden-
cias de levantamiento termal, delaminación
cortical y remoción del manto litosférico a tra-
vés de diferentes procesos geológicos. Dado
que estos procesos se encuentran aún activos,
convierten a esta región en un laboratorio geo-
lógico de importancia global por sus caracte-
rísticas tectónicas.
- La Cordillera Oriental interpretada tradicio-
nalmente como una zona de transporte de la
faja plegada y corrida del sistema subandino,
cuando se analiza regionalmente muestra una
transición paulatina hacia el sur con las Sierras
Pampeanas, conrmando un diferente nivel es-
tructural y diferentes procesos en su formación.
- Las Sierras Subandinas, junto con el Sistema Su-
bandino sur de Bolivia, se comportan como
una de las fajas plegadas y corridas epidérmi-
cas más clásicas y mejor desarrolladas en el
antepaís de los Andes.
- El Sistema de Santa Bárbara con una marcada va-
riación en el estilo estructural y desarrollo geo-
lógico, debe sus características principales a su
ubicación en la parte central de un importante
depocentro de rift, el que hacia el sur se atenúa
por efectos de borde de cuenca, tanto de las se-
cuencias paleozoicas como las cretácicas.
Una vez más el análisis regional de las distin-
tas provincias geológicas del noroeste argentino
evidencia ser una herramienta tanto para la com-
prehensión e identicación de los procesos geo-
lógicos regionales, como para la transmisión del
conocimiento.
Agradecimientos
Se desea agradecer expresamente a los doctores Clau-
dia Muruaga y Pablo Grosse por la invitación a par-

Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017 52
Ramos – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
ticipar en este relatorio y la edición realizada, que se
hace extensivo al doctor Fernando Hongn por le lectura
crítica del manuscrito. Este es la contribución R: 223 del
Instituto de Estudios Andinos don Pablo Groeber.
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