tesis-n6992-Barrionuevo

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El rol de la placa superior en la evolución tectónica 
andina (33-36°S): aportes desde la geología estructural 
y el modelado numérico 
 
Tesis presentada para optar por el título de Doctor de la Universidad de Buenos 
Aires en el área Ciencias Geológicas 
 
Matías Barrionuevo 
 
Director: Dr. Daniel Yagupsky 
Co-director: Dr. José Mescua 
Consejero de Estudios: Dr. Ernesto Cristallini 
 
Lugar de trabajo: Instituto de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales. IANIGLA, 
CCT – Mendoza, CONICET 
Lugar y fecha de defensa: Buenos Aires, 17/03/2020 
 
UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES 
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales 
Departamento de Ciencias Geológicas 
 
 
 
 
 
 
 
 
The role of the upper plate in the Andean tectonic 
evolution (33-36°S): insights from structural 
geology and numerical modeling 
 
 
 
 
Matías Barrionuevo 
 
 
 
 
Univ.-Diss. 
 
zur Erlangung des akademischen Grades 
"doctor rerum naturalium" 
(Dr. rer. nat.) 
in der Wissenschaftsdisziplin "Geologie" 
 
 
 
eingereicht an der 
Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fakultät 
Institut für Geowissenschaften 
der Universität Potsdam 
und 
der Universität Buenos Aires 
 
 
 
 
 
 
 
Ort und Tag der Disputation: Buenos Aires, Argentinien, 17. Marz 2020 
 
 
 
 
 
Hauptbetreuer: Prof. Dr. Stephan V. Sobolev 
Betreuer: Prof. Dr. Manfred Strecker 
Mentor: Dr. Javier Quinteros 
Gutachter: Prof. Dr. Bodo Bookhagen 
 Dr. Facundo Fuentes 
 Dr. Juan Franzese 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
The role of the upper plate in the Andean tectonic 
evolution (33-36°S): insights from structural geology 
and numerical modeling 
 
Thesis presented to opt for the degree of Doctor de la Universidad de Buenos Aires, 
Geosciences and Dr. rer. nat. from the University of Potsdam 
 
 
Matías Barrionuevo 
 
Supervisor UBA: Dr Daniel Yagupsky 
Supervisor UP: Dr Stephan Sobolev 
 
Workplace: Instituto de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales. IANIGLA, CCT – 
Mendoza, CONICET 
Buenos Aires, 17th March, 2020 
UNIVERSITY OF BUENOS AIRES 
Faculty of Exact and Natural Sciences 
 
UNIVERSITY OF POTSDAM 
Faculty of Sciences 
 
 
 
i 
 
Tabla de contenidos 
Tabla de contenidos ......................................................................................................................... i 
Resumen ........................................................................................................................................ 1 
Abstract .......................................................................................................................................... 2 
Zusammenfasung ........................................................................................................................... 3 
Agradecimientos ............................................................................................................................. 5 
Capítulo I ........................................................................................................................................ 6 
1. Introducción ................................................................................................................................ 6 
1.1 Hipótesis de la investigación ..................................................................................................... 6 
1.2 Preguntas que guían la investigación ........................................................................................ 7 
1.3 Objetivos ................................................................................................................................... 8 
1.3.1 Objetivos generales............................................................................................................ 8 
1.3.2 Objetivos específicos ......................................................................................................... 8 
1.4 Estructura de la tesis y consideraciones preliminares ............................................................... 8 
1.5 Metodología general ................................................................................................................. 9 
1.6 Marco geológico ...................................................................................................................... 11 
1.6.1 Evolución paleozoica y mesozoica del margen occidental de América del Sur ................. 14 
1.6.2 Unidades morfoestructurales ............................................................................................ 16 
Cordillera de la Costa ................................................................................................................ 16 
Depresión Central ..................................................................................................................... 17 
Cordillera Principal .................................................................................................................... 17 
Cordillera Frontal ...................................................................................................................... 18 
Precordillera .............................................................................................................................. 18 
Sierras Pampeanas ................................................................................................................... 19 
Cerrilladas Pedemontanas ........................................................................................................ 19 
Bloque de San Rafael ............................................................................................................... 20 
1.6.3 Ciclo tectónico andino - desde el Cretácico Tardío hasta el presente ............................... 20 
1.6.4 Iniciación de la deformación andina – desde el Cretácico Tardío hasta el Paleoceno ....... 21 
1.6.5 Levantamiento inicial de la Cordillera Frontal a 30°S durante el Eoceno Tardío ............. 22 
1.6.6 Extensión del Eoceno tardío al Mioceno temprano ........................................................... 22 
1.6.7 Evento principal de acortamiento del Mioceno temprano (21-16 Ma) ............................... 23 
1.6.8 Deformación dirigida hacia el este y subducción horizontal del Mioceno medio (15-12 Ma)
.................................................................................................................................................. 26 
1.6.9 Levantamiento de la Precordillera del Mioceno medio-tardío (12-6 Ma) ........................... 27 
1.6.10 Deformación pliocena en el antepaís (5-2,5 Ma) ............................................................ 28 
1.6.11 Cuaternario (2,5 Ma hasta la actualidad) ........................................................................ 29 
1.6.12 Análisis del acortamiento cortical .................................................................................... 32 
Capítulo II ..................................................................................................................................... 34 
2. Deformación miocena en el frente orogénico de la faja plegada y corrida de Malargüe (35º30'- 
36°S): controles en la migración de fluidos magmáticos e hidrocarburíferos. ................................ 34 
Resumen ...................................................................................................................................... 34 
 
ii 
 
Abstract ........................................................................................................................................ 34 
2.1 Introducción ............................................................................................................................ 35 
2.2 Marco geológico ...................................................................................................................... 38 
2.2.1 La Cuenca Neuquina norte ...............................................................................................38 
2.2.2 La faja plegada y corrida de Malargüe.............................................................................. 40 
2.2.3 Actividad magmática ........................................................................................................ 42 
2.3 Métodos .................................................................................................................................. 43 
2.4 Resultados .............................................................................................................................. 45 
2.4.1 Mapeo estructural superficial ............................................................................................ 45 
2.4.2 Estructura subsuperficial .................................................................................................. 48 
2.4.3 Modelo estructural pseudo-3D ......................................................................................... 51 
2.4.4 Intrusivos cenozoicos y su relación con las estructuras .................................................... 54 
2.4.5 Análisis cinemático ........................................................................................................... 57 
2.5 Discusión ................................................................................................................................ 59 
2.5.1 Controles en el emplazamiento de intrusivos ................................................................... 59 
2.5.2 Estado de esfuerzos durante la intrusión magmática y relación con la migración de fluidos
.................................................................................................................................................. 61 
2.5.3 Evolución tectónica y magmática del área de estudio ...................................................... 63 
2.6 Conclusiones .......................................................................................................................... 66 
Capítulo III .................................................................................................................................... 67 
3. Estado de esfuerzos y fallas activas en el frente orogénico de los Andes en la faja plegada y 
corrida de Malargüe (35°-36°S) .................................................................................................... 67 
Resumen ...................................................................................................................................... 67 
Abstract ........................................................................................................................................ 67 
3.1. Introducción ........................................................................................................................... 68 
3.2. Marco geológico ..................................................................................................................... 68 
3.3. Métodos ................................................................................................................................. 71 
3.4. Fallas activas ......................................................................................................................... 72 
3.4.1 Sector norte ..................................................................................................................... 72 
3.4.2 Sector sur ......................................................................................................................... 76 
3.5. Análisis cinemático ................................................................................................................. 77 
3.6. Estado de esfuerzos .............................................................................................................. 81 
3.6.1. Direcciones de los esfuerzos ........................................................................................... 81 
3.6.2. Magnitudes de esfuerzos ................................................................................................ 85 
3.7. Análisis de la tendencia al deslizamiento ............................................................................... 86 
3.8. Variaciones de los esfuerzos de Coulomb .............................................................................. 88 
3.9. Discusión ............................................................................................................................... 89 
3.9.1. Implicancias tectónicas ................................................................................................... 89 
3.9.2. Implicancias para el peligro sísmico ................................................................................ 90 
3.10. Conclusiones ....................................................................................................................... 91 
Capítulo IV .................................................................................................................................... 92 
4. Primer acercamiento al modelado numérico del sistema de subducción ................................... 92 
 
iii 
 
Resumen ...................................................................................................................................... 92 
Abstract ........................................................................................................................................ 92 
4.1 Introducción ............................................................................................................................ 92 
4.2 LAPEX-2D .............................................................................................................................. 93 
4.2.1 Metodología ..................................................................................................................... 93 
4.2.2 Configuración del modelo ................................................................................................ 96 
4.3 Resultados de los modelos ..................................................................................................... 97 
4.4 Conclusiones y trabajo futuro ................................................................................................ 100 
Capítulo V ................................................................................................................................... 101 
5. El impacto de las características heredadas de la corteza en la evolución de los Andes 
Centrales del Sur: nuevos aportes a partir de observaciones de campo y del modelado numérico
 ................................................................................................................................................... 101 
Resumen .................................................................................................................................... 101 
Abstract ...................................................................................................................................... 102 
5.1 Introducción .......................................................................................................................... 102 
5.2 Marco geológico .................................................................................................................... 104 
5.3.1 Métodos geológicos ....................................................................................................... 110 
5.3.2 Modelado geodinámico numérico ................................................................................... 110 
5.4 Configuración del modelo numérico ...................................................................................... 112 
5.4.1 Modelos del grupo A: altas velocidades de empuje y LAB linear .................................... 116 
5.4.2 Modelos del grupo B: bajas velocidades de empuje y LAB lineal ................................... 117 
5.4.3 Modelosdel grupo C: bajas velocidades de empuje y LAB simétrico ............................. 117 
5.4.4 Modelos del grupo D: bajas velocidades de empuje y LAB asimétrico ........................... 118 
5.5 Resultados ............................................................................................................................ 120 
5.5.1 Modelos del grupo A (altas velocidades de empuje) ....................................................... 120 
5.5.1a Modelos a 33°40'S (A33.4): .......................................................................................... 120 
5.5.1b Modelos a 36°S (A36): ................................................................................................ 121 
5.5.2 Modelos del grupo B (velocidades de empuje más bajas) .............................................. 121 
5.5.2a Modelos a 33°40'S (B33.4): .......................................................................................... 121 
5.5.2b Modelos a 36°S (B36): ................................................................................................. 122 
5.5.3 Modelos del grupo C (velocidades de empuje bajas y LAB simétrica) ............................ 123 
5.5.3.a Modelos a 33°40'S: C33 .............................................................................................. 123 
5.5.3.b Modelos a 36° (C36): .................................................................................................. 124 
5.5.4 Modelos del grupo D (velocidades de empuje bajas y LAB asimétrico) .......................... 124 
5.5.4.a Modelos a 33°40'S (D33.4):......................................................................................... 124 
5.5.4.b Modelos a 36° (D36): .................................................................................................. 125 
5.6 Limitaciones del modelo ........................................................................................................ 127 
5.7 Discusión .............................................................................................................................. 127 
5.8 Conclusiones ........................................................................................................................ 128 
Capítulo VI .................................................................................................................................. 130 
6. Conclusiones y perspectivas a futuro ...................................................................................... 130 
6.1 Conclusiones ........................................................................................................................ 130 
 
iv 
 
6.2 Perspectivas futuras .............................................................................................................. 131 
7. Referencias ............................................................................................................................. 132 
8. Material suplementario .............................................................................................................. S1 
 
 
1 
 
El rol de la placa superior en la evolución tectónica andina (33-36°S): 
aportes desde la geología estructural y el modelado numérico 
Resumen 
Los Andes Centrales del Sur (33-36°S) son un gran laboratorio para el estudio de los 
procesos de deformación orogénica, donde las condiciones de borde, como la geometría 
de la placa subductada, imponen un importante control sobre la deformación andina. Por 
otro lado, la Placa Sudamericana presenta una serie de heterogeneidades que también 
imparten un control sobre el modo de deformación. El objetivo de esta tesis es probar el 
control de este último factor sobre la construcción del sistema orogénico andino. 
A partir de la integración de la información superficial y de subsuelo en el área sur (34°-
36°S), se estudió la evolución de la deformación andina sobre el segmento de subducción 
normal. Se desarrolló un modelo estructural que evalúa el estado de esfuerzos desde el 
Mioceno hasta la actualidad, el rol de estructuras previas y su influencia en la migración de 
fluidos. Con estos datos y publicaciones previas de la zona norte del área de estudio (33°-
34ºS), se realizó un modelado numérico geodinámico para probar la hipótesis del papel de 
las heterogeneidades de la placa superior en la evolución andina. Se utilizaron dos códigos 
(LAPEX-2D y ASPECT) basados en elementos finitos/diferencias finitas, que simulan el 
comportamiento de materiales con reologías elastoviscoplásticas bajo deformación. Los 
resultados del modelado sugieren que la deformación contraccional de la placa superior 
está significativamente controlada por la resistencia de la litósfera, que está definida por la 
composición de la corteza superior e inferior y por la proporción del manto litosférico, que a 
su vez está definida por eventos tectónicos previos. Estos eventos previos también 
definieron la composición de la corteza y su geometría, que es otro factor que controla la 
localización de la deformación. Con una composición de corteza inferior más félsica, la 
deformación sigue un modo de cizalla pura mientras que las composiciones más máficas 
provocan un modo de deformación tipo cizalla simple. Por otro lado, observamos que el 
espesor inicial de la litósfera controla la localización de la deformación, donde zonas con 
litósfera más fina es propensa a concentrar la deformación. Un límite litósfera-astenósfera 
asimétrico, como resultado del flujo de la cuña mantélica tiende a generar despegues 
vergentes al E. 
Palabras clave: geología estructural; tectónica, subducción; modelado geodinámico; 
Andes. 
 
2 
 
The role of the upper plate in the Andean tectonic evolution (33-36°S): 
insights from structural geology and numerical modeling 
Abstract 
The Southern Central Andes (33°-36°S) are an excellent natural laboratory to study 
orogenic deformation processes, where boundary conditions, such as the geometry of the 
subducted plate, impose an important control on the evolution of the orogen. On the other 
hand, the South American plate presents a series of heterogeneities that additionally impart 
control on the mode of deformation. This thesis aims to test the control of this last factor 
over the construction of the Cenozoic Andean orogenic system. 
From the integration of surface and subsurface information in the southern area (34-
36°S), the evolution of Andean deformation over the steeply dipping subduction segment 
was studied. A structural model was developed evaluating the stress state from the Miocene 
to the present-day and its influence in the migration of magmatic fluids and hydrocarbons. 
Based on these data, together with the data generated by other researchers in the northern 
zone of the study area (33-34°S), geodynamic numerical modeling was performed to test 
the hypothesis of the decisive role of upper-plate heterogeneities in the Andean evolution. 
Geodynamic codes (LAPEX-2D and ASPECT) which simulate the behavior of materials with 
elasto-visco-plastic rheologies under deformation, were used. The model results suggest 
that upper-plate contractional deformation is significantly controlled by the strength of the 
lithosphere, which is defined by the composition of the upper and lower crust, and by the 
proportion of lithospheric mantle, which in turn is determined by previous tectonic events. In 
addition, the previous regional tectono-magmatic events also defined the composition of the 
crust and its geometry, which is another factor that controls the localization of deformation. 
Accordingly, with more felsic lower crustal composition, the deformation follows a pure-shear 
mode, while more mafic compositions induce a simple-shear deformation mode. On the 
other hand, it was observed that initial lithospheric thickness may fundamentally control the 
location of deformation, with zonescharacterized by thin lithosphere are prone to 
concentrate it. Finally, it was found that an asymmetric lithosphere-astenosphere boundary 
resulting from corner flow in the mantle wedge of the eastward-directed subduction zone 
tends to generate east-vergent detachments. 
Keywords: structural geology; tectonics, subduction; geodynamic modeling; Andes. 
 
3 
 
Die Rolle der oberen Platte in der tektonischen Entwicklung der Anden 
(33-36°S): Erkenntnisse aus der Strukturgeologie und der numerischen 
Modellierung 
Zusammenfasung 
Die südlichen Zentralanden (33°-36°S) sind eine ausgezeichnete, natürliche 
Forschungsumgebung zur Untersuchung gebirgsbildender Deformationsprozesse, in der 
Randbedingungen, wie die Geometrie der subduzierten Platte, einen starken Einfluss auf 
die Evolution des Gebirges besitzen. Anderseits sind die Deformationsmechanismen 
geprägt von der Heterogenität der Südamerikanischen Platte. In dieser Arbeit wird die 
Bedeutung dieses Mechanismus für die Herausbildung der Anden während des 
Känozoikums untersucht. 
Im südlichen Teil (34-36°S), in dem die subduzierte Platte in einem steileren Winkel in 
den Erdmantel absinkt, wird die Entwicklung der Andendeformation mithilfe von 
oberflächlich aufgezeichneten und in tiefere Erdschichten reichenden Daten untersucht. 
Das darauf aufbauende Strukturmodell ermöglicht die Abschätzung der tektonischen 
Spannungen vom Miozän bis in die Neuzeit und den Einfluss der Bewegungen von 
magmatischen Fluiden, sowie Kohlenwasserstoffen. Auf Grundlage dieser Daten und 
solcher, die von Wissenschaftlern im nördlichen Bereich des Untersuchungsgebietes (33-
34°S) erfasst wurden, wurde eine geodynamische, numerische Modellierung durchgeführt, 
um die Hypothese des Einflusses der Heterogenität der oberen Platten auf die 
Gebirgsbildung der Anden zu überprüfen. Die genutzte geodynamische Softwares (LAPEX-
2D und ASPECT) simulieren das Verhalten von elasto-viskoplastischen Materialien, wenn 
diese unter Spannung stehen. Die Modellierungsergebnisse zeigen, dass die 
Kontraktionsprozesse hauptsächlich durch die Stärke der Lithosphäre beeinflusst werden. 
Diese Kenngröße wird aus der Zusammensetzung von Ober- und Unterkruste und dem 
Anteil des lithosphärischen Mantels, der durch vorhergehende tektonische Vorgänge 
überprägt ist, bestimmt. Diese räumlich begrenzten tektono-magmatischen Events 
definieren ebenfalls die Zusammensetzung und die Geometrie der Erdkruste, welche einen 
großen Einfluss auf das räumliche Auftreten von Deformationsprozessen hat. Eine eher 
felsische Unterkruste führt vorrangig zu pure-shear, während eine eher mafisch 
zusammengesetzte Unterkruste primär zu einem Deformationsmechanismus führt, der 
simple-shear genannt wird. Weiterhing wurde beobachtet, dass die Dicke der Lithosphäre 
vor der Deformation einen fundamentalen Einfluss auf die räumliche Eingrenzung von 
Deformation hat, wobei Regionen mit einer dünnen Lithosphärenschicht verstärkt 
 
4 
 
Deformation aufweisen. Eine asymmetrische Grenzschicht zwischen Lithosphäre und 
Asthenosphäre ist das Resultat von Fließprozessen im Erdmantel, im Keil zwischen der 
obenliegenden Platte und der sich ostwärts absinkenden Subduktionszone, und verstärkt 
die Herausbildung von nach Osten gerichteten Abscherungen in der Erdkruste. 
 
 
 
5 
 
Agradecimientos 
A mis padres, Linda y Carlos, y a mis hermanos, Rocío y Benja, que siempre me 
apoyaron, con amor, a través de estos años. Con ellos, empecé a disfrutar de las montañas 
y la naturaleza. A mi ahijada, Valentina y a Justina, cuyas risas y amor me alegran. A Sole 
por dejarme ser parte de su familia. 
A Laura y José, que me guiaron de cerca durante mi doctorado. Su generosidad, 
humildad y ayuda fueron muy importantes durante esta etapa. 
A Valeria que me acompañó gran parte del tiempo de este proyecto, que me apoyó 
cuando estuve en el extranjero y cuyas palabras y amor realmente me hicieron sentir bien. 
A mis amigos del instituto, Sebis, Tuqui, Albertini, Marcos, Clari, Mari, Andre, Aldi, Valen, 
Juli, Manu, Javi, Fer, Diego, Rodri. 
Y entre ellos, especialmente a Pili, que en los últimos meses apareció como una gran y 
encantadora compañera para caminar los últimos pasos del doctorado. 
A mis amigos del coro, con quienes compartí estos años de canto, y particularmente a 
Natu, Tango, Flor, Tincho, Mati, Titi, Nati, Ceci, Nico, Eric. Especialmente a Lili por 
enseñarme a disfrutar de la música en grupo. 
A mis amigos en Córdoba, Chancha, Popi, Carlitos, Juan P, Mateo, Vere, Lu, Ine, Gordo 
Franco, Enano, Tata y sobre todo a Fer que nos acompaña desde arriba y cuya pasión por 
la geología y los Andes siempre nos inspiró. Por tantos "asados" y momentos felices. 
A Stephan, Andrey y Javier que me introdujeron en el tema de los modelos numéricos y 
me enseñaron mucho. A Dani Yag y Manfred por su gran ayuda con las correcciones del 
manuscrito y su apoyo durante el proyecto de doctorado. 
A los revisores Dr. Facundo Fuentes, Dr. Juan Franzese y Dr. Bodo Bookhagen cuyas 
sugerencias mejoraron este manuscrito. 
Al proyecto StRATEGy aquí en Argentina y en Alemania que me permitió trabajar en 
cooperación con muchos colegas, y particularmente con Sibiao Liu. A Verónica Acosta que 
me ayudó a realizar el doctorado binacional. A Martin Zeckra y Sarah Zobel, que me 
ayudaron con la traducción al alemán y a Michaël Pons que me ayudó a presentar la tesis 
en Alemania. 
Al Estado argentino, a la Universidad pública de Córdoba y a la Universidad de Buenos 
Aires y a todos y todas los que contribuyeron a mi formación. Al CONICET que me brindó 
apoyo económico a través de la beca de doctorado y la oportunidad de quedarme y 
aprender en Alemania. 
 
6 
 
Capítulo I 
1. Introducción 
1.1 Hipótesis de la investigación 
Los Andes son la localidad tipo de un orógeno de subducción no colisional, donde la 
placa oceánica de Nazca se subduce debajo de la placa continental sudamericana (Oncken 
et al., 2006). Mientras que la evolución orogénica andina parece estar controlada en gran 
medida por el comportamiento del sistema de subducción (Jarrard, 1986; Sobolev y 
Babeyko, 2005; Oncken et al., 2006; Ramos, 2010), el cinturón montañoso comprende 
segmentos con características estructurales y evolución tectono-magmática variables 
(Gansser, 1973; Ramos, 1999; Tassara y Yáñez, 2003; McGroder et al., 2015). Esta 
segmentación es el resultado de la interacción entre la dinámica de subducción y las 
características de la placa superior (Gansser, 1973), y esto incluye las anisotropías de la 
corteza, heredadas de procesos geológicos pasados en el tiempo profundo. 
Por lo tanto, las características geológicas heredadas (estructuras, composición, espesor 
de la corteza inferior y superior, entre otras) de la placa continental del sistema de 
subducción ejercen un importante control sobre los procesos de deformación durante la 
orogénesis. Los eventos extensionales pre-andinos mesozoicos entre 33° y 36°S 
modificaron significativamente la arquitectura de la corteza de la Placa Sudamericana y 
generaron segmentos con diferentes características (por ejemplo, Franzese y Spalletti, 
2001, Mosquera y Ramos, 2006; Bechis et al., 2014) que más tarde, durante la compresión 
andina del Cenozoico, han respondido de manera diferente e influido en los procesos de 
deformación hasta nuestros días (por ejemplo, Manceda y Figueroa, 1995; Cristallini y 
Ramos, 2000; Mescua et al., 2016). Por ejemplo, al norte de 35°S, se infiere que la 
resistencia de la litósfera es menor en comparación con la litósfera al sur de 35°S 
(Giambiagi et al., 2012). Esto se ha explicado debido a diferencias en la extensión cortical 
corteza durante el Mesozoico, cuando el área al sur de 35° S experimentó más extensión, 
lo que resultó en una menor relación de espesor entre la corteza y el manto litosférico, lo 
que la hace más resistente a la deformación por compresión.Tal escenario sería susceptible 
a un desacople de la deformación entre la corteza superior e inferior y por lo tanto sería 
similar al modelo de cizalla simple (simple shear) propuesto para los procesos de 
deformación en el Altiplano entre 19° y 23°S (Isacks, 1988; Allmendinger y Gubbels, 1996); 
allí, la deformación de la corteza superior se localiza hacia el este con respecto al espesor 
máximo de la raíz de la corteza. Esto contrasta con un modelo de cizalla pura (pure shear), 
 
7 
 
donde la deformación de la corteza superior e inferior están acopladas o en la misma 
columna vertical de roca, como se ha propuesto para el sector sur del Plateau andino, en 
la Puna Argentina entre 23° y 26°S (Isacks, 1988; Allmendinger y Gubbels, 1996). La 
diferencia fundamental en las características de deformación tectónica del Plateau Andino 
está relacionada con la presencia de una secuencia sedimentaria potente en el antepaís 
del Altiplano boliviano, donde se desarrolla la faja plegada y corrida ya que alli se concentra 
la deformación, debido a una menor resistencia en comparación con el arco y el interior del 
orógeno (Babeyko y Sobolev, 2005). En contraste, la deformación en las regiones al este 
de la Puna está acomodada por cadenas montañosas limitadas por fallas inversas con 
actividad temporal y espacial dispares, dando lugar a el antepaís fragmentado del Noroeste 
argentino, que no coincide con cuencas sedimentarias potentes. 
Estos ejemplos ilustran que las características de la corteza continental juegan un papel 
fundamental en la determinación de estilos deformacionales y que las anisotropías de la 
corteza pueden ser más importantes en las características generales de deformación en 
comparación con la geometría de las placas de subducción. En el área de estudio (33-
36°S), las sucesiones sedimentarias de la Cuenca Neuquina no muestran grandes 
variaciones de espesor. Ésta área se encuentra al sur del segmento de subducción plana 
que subyace en el centro argentino. La principal hipótesis de investigación que impulsa este 
trabajo es que la historia tectono-magmática pre-andina es un factor fundamental que 
controla la resistencia de la corteza y por lo tanto la localización de la deformación andina 
cenozoica. 
1.2 Preguntas que guían la investigación 
Las principales preguntas que guían esta investigación se resumen a continuación: 
● ¿Cómo se distribuye la deformación en la placa superior del sistema de subducción 
y qué controla esta distribución espacial? 
● ¿Cómo condiciona la presencia de una corteza inferior máfica frente a una más 
félsica el modo de deformación? 
● ¿Influye la geometría de la corteza de la placa superior (cuencas o áreas 
engrosadas) en cómo se distribuye la deformación? 
Para responder a estas preguntas, compilé datos estructurales en toda el área de estudio 
centrándome en las transectas a 33° 30 y a 36° S en el segmento de subducción normal o 
mas empinada. Este sector de los Andes también es importante porque se encuentra en la 
zona de la transición propuesta para el desarrollo de deformación tipo cizalla pura y simple 
a 35° S (Giambiagi et al. 2012). En la transecta a 36°S, me enfrenté a una falta de 
 
8 
 
información estructural geológica detallada y fue necesario un trabajo de campo adicional 
para mejorar el conocimiento de la evolución tectónica en esta región. 
1.3 Objetivos 
1.3.1 Objetivos generales 
En el contexto de las preguntas de investigación descritas anteriormente, los principales 
objetivos de esta investigación son: (i) analizar la evolución tectónica cenozoica del orógeno 
andino en el sector centro-sur del orógeno; (ii) probar modelos geodinámicos conceptuales 
(cizalla pura vs. simple) para la evolución de los Andes al norte y sur de 35°S, utilizando 
modelos numéricos termomecánicos; y (iii) comparar los resultados obtenidos con los 
modelos evolutivos tectónicos que se han inferido para estas regiones. El modelado 
numérico termomecánico ayudará a validar estos modelos de evolución tectónica y avanzar 
en nuestra comprensión de la construcción de montañas de tipo andinas. 
 
1.3.2 Objetivos específicos 
● Examinar el papel de las estructuras mesozoicas preexistentes en la deformación 
andina en transectas seleccionadas a lo largo del área de estudio, es decir, las 
transectas a 33° y 36°S. 
● Evaluar la evolución de las estructuras de deformación y el campo de esfuerzos 
tectónico relacionado, en el frente orogénico (desde el Mioceno hasta la actualidad) 
y los impactos en la migración de fluidos. 
● Verificar si los modelos conceptuales propuestos por diferentes autores para la 
evolución de los Andes Centrales del Sur son consistentes con los resultados de 
modelado numérico de los procesos físicos que han estado impulsando la 
construcción de montañas, utilizando diferentes configuraciones iniciales de corteza. 
● Comparar mis propias conclusiones con las obtenidas para otras latitudes por otros 
investigadores, explorando la idea de diferentes etapas en la evolución a lo largo de 
los Andes. 
1.4 Estructura de la tesis y consideraciones preliminares 
Esta tesis forma parte de un convenio de cotutela entre la Universidad de Buenos Aires 
(Argentina) y la Universidad de Potsdam (Alemania) para obtener un doctorado entre ambas 
universidades. La tesis también forma parte del proyecto de Cooperación Internacional 
StRATEGy (Surface processes, Tectonics and Georesources: The Andean foreland basin of 
Argentina) entre el CONICET de Argentina y el DFG de Alemania cuyo objetivo es estudiar 
 
9 
 
los Andes desde un punto de vista multitemporal (involucrando escalas de tiempo muy 
diferentes), multidisciplinario y multiespacial (involucrando áreas muy diferentes), 
considerando las relaciones clima-tectónica, la influencia de las estructuras corticales 
heredadas, el modelado de cuencas, la generación de recursos y los peligros geológicos, 
entre otros temas. 
La tesis se organiza como una serie de capítulos que pueden leerse de forma 
relativamente independiente ya que algunos forman parte de publicaciones aceptadas y 
otros pertenecen a manuscritos en preparación. El capítulo I es una introducción al tema de 
investigación, incluyendo la metodología y el marco geológico de la zona. El capítulo II se 
basa en un manuscrito publicado en Tectonophysics (Barrionuevo et al., 2019) centrado en 
la evolución del frente orogénico en la faja plegada y corrida de Malargüe. El capítulo III se 
basa en un artículo publicado en Tectonophysics (Mescua, Barrionuevo, et al., 2019) que 
investiga el estado actual de esfuerzos y su relación con fallas activas y peligro sísmico en 
la faja plegada y corrida de Malargüe. Este capítulo es el resultado del reconocimiento de 
fallas activas durante el trabajo de campo, que inicialmente tuvo como objetivo ampliar la 
base de datos estructural para el área de estudio. En el capítulo IV se presentan las técnicas 
de modelado numérico aplicadas y se intenta modelar todo el sistema de subducción 
utilizando LAPEX-2D. El capítulo V constituye un manuscrito del primer autor en 
preparación; en este manuscrito presento los resultados de experimentos de modelado 
numérico entre 33°S y 36°S y su comparación con el área de estudio, basados en 
variaciones en las condiciones iniciales de la placa superior. Por último, en el capítulo VI se 
resumen las conclusiones y posibles vías futuras de investigación relacionadas con los 
resultados de esta tesis. 
El presente manuscrito en español es una traducción del originalmente presentado en 
inglés para cumplir con los requisitos de ambas universidades. Dicha tesis en inglés se 
encuentra en el repositorio de la Universidad de Potsdam. 
1.5 Metodología general 
En primer lugar, este estudio se basa en la recopilación de la información bibliográfica 
del área de estudio sobre su geología y evolución tectónica. Las zonas norte y central (33°-
34°S) son áreascon la mayor densidad de datos con respecto a la evolución geológica, con 
análisis detallados sobre geología estructural (ver Giambiagi et al., 2015 y 2016 para una 
revisión). 
En segundo lugar, en la zona sur (34-36°S) se llevó a cabo un trabajo de campo adicional, 
incluyendo mapeo estructural y análisis de indicadores cinemáticos de fallas para constreñir 
 
10 
 
la evolución estructural de la zona. En particular, durante el trabajo de campo en la faja 
plegada y corrida de Malargüe (35°-36°S), se estudiaron las unidades geológicas, su actitud 
y estilo estructural dado por fallas y pliegues. Los datos cinemáticos fueron analizados 
utilizando el software FaultKin (Allmendinger et al., 2001, 2012) para estimar los ejes P y T 
en estaciones de medición representativas de fallas de mesoescala. 
En tercer lugar, la combinación de esta información se utilizó para generar un mapa base 
con el software abierto QGIS que se utilizó posteriormente como datos de entrada para 
construir secciones estructurales locales en el programa comercial MOVE. Para la 
construcción de las secciones también se utilizaron datos del subsuelo, como sísmica 2D y 
3D, junto con información de registro de pozos de hidrocarburos proporcionada por la 
empresa ROCH SA. Esto me permitió atar las estructuras superficiales y las unidades 
aflroantes con sus manifestaciones subsuperficiales. 
El cuarto paso consistió en modelado numérico termomecánico. Para este propósito, 
realicé 2 estadías en la Sección de Modelado Geodinámico del GFZ (Deutsches 
GeoForschungsZentrum, Potsdam, Alemania). En el GFZ el Dr. Stephan Sobolev, el Dr. 
Andrey Babeyko y el Dr. Javier Quinteros me guiaron en la realización de las simulaciones. 
Para los modelos numéricos, se propuso utilizar el código geodinámico LAPEX-2D, 
desarrollado por el Dr. Babeyko. Se realizaron modificaciones en este código con el fin de 
simular una losa oceánica que se subduce con una geometría y velocidad prescriptas, para 
evitar la variabilidad que puede ocurrir si se desarrolla dinámicamente. La primera etapa de 
este esfuerzo de modelado conduce a resultados poco realistas. Por lo tanto, se diseñó una 
nueva serie de modelos, sin imponer restricciones a la losa. Estos modelos todavía se están 
ejecutando. Las simulaciones se realizaron en el clúster GMOD2 del GFZ y en TUPAC del 
CSC CONICET. Al mismo tiempo, las simulaciones se llevaron a cabo utilizando un código 
más reciente. Este código se llama ASPECT (Kronbichler et al., 2012; Heister et al., 2017) 
y nuestros análisis de los diferentes conjuntos de datos se llevaron a cabo en cooperación 
con Sibiao Liu, MSc de la Universidad de Potsdam. En estas simulaciones probamos el 
comportamiento de la litósfera continental bajo compresión, pero sin subducción de una 
placa oceánica. Las simulaciones se realizaron en la HLRN (North-German 
Supercomputing Alliance) en Alemania. Estos conjuntos de experimentos se presentan en 
el capítulo 5. Los resultados obtenidos pueden ser exportados y visualizados en Paraview, 
lo que permite analizar la evolución temporal de las diferentes variables. 
 
11 
 
1.6 Marco geológico 
La cordillera de los Andes, con una longitud de unos 7000 km, resulta de la subducción 
de diferentes placas oceánicas del Pacífico (Placas de Cocos, Nazca y Antártica) bajo la 
Placa Sudamericana. Este sistema orogénico presenta un patrón de acortamiento 
caracterizado por un sector central (~20°S) donde es máximo (entre 280 y 320 km, Isacks, 
1988; Allmendinger et al., 1997; Kley et al., 1999; Ramos, 1999 a; McQuarrie, 2002); hacia 
el norte y el sur disminuye el acortamiento. El origen de estas variaciones en el acortamiento 
es debatido, y múltiples factores pueden ser responsables de esto (ver Oncken et al., 2006 
para una revisión). Entre estos factores se encuentran: (i) el debilitamiento de la litósfera 
por la cuña astenosférica (Isacks, 1988); (ii) la edad de la losa subducida (Ramos et al., 
2004; Yañez y Cembrano, 2004); (iii) la existencia de zonas con subducción plana (Isacks, 
1988; Jordan et al., 1983 a);(iv) la subducción de las dorsales oceánicas (Yañez et al., 
2001); (v) la existencia de heterogeneidades de la corteza y variaciones en la resistencia 
de la placa superior (Tassara y Yañez, 2003; Babeyko y Sobolev, 2005; Oncken et al, 2006), 
así como la presencia de potentes cuencas sedimentarias que promueven la formación de 
fajas plegadas y corridas de piel delgada (Allmendinger y Gubbels, 1996; Kley et al., 1999); 
(vi) diferentes zonas climáticas y su relación con la contribución de sedimentos a la 
trinchera, lo que puede modificar el grado de acoplamiento de placas en la zona de 
subducción (Lamb y Davis, 2003; Strecker et al., 2007, 2009); y (vii) dinámica a escala 
litosférica y flujo del manto en la zona de subducción (Russo y Silver, 1996; Schellart et al., 
2007; Faccenna et al., 2013). Además de estos factores de primer orden a gran escala, hay 
factores adicionales de segundo orden que pueden promover variaciones en el 
acortamiento. Estos pueden incluir diferencias heredadas en el espesor de la corteza y 
composición de la corteza inferior (Giambiagi et al., 2012), las características del basamento 
y la geometría de las cuencas sedimentarias extensionales (Kley et al., 1999; Ramos et al., 
2004; McGroder et al., 2015). 
El sistema orogénico andino puede dividirse en diferentes segmentos (Fig.1.1) según las 
características geológicas, la geometría de la zona de subducción y la topografía. Existen 
varias propuestas, la primera de Gansser (1973) que distingue los Andes Norte (10ºN-4ºS), 
Andes Centrales (4ºS-46º30'S) y Andes Del Sur (46º30'-52ºS), según criterios tectónicos 
(Fig. 1.1). Ramos (1999a), sobre la base de esta propuesta, introdujo una nueva subdivisión 
en los Andes Centrales de acuerdo con las variaciones en la geometría de la zona Wadati-
Benioff; diferenció un sector norte (4ºS-14ºS), un sector central (14ºS-27ºS) y un sector sur 
(27ºS-46º30'S). 
 
12 
 
Aquí, me enfoqué en la porción de los Andes Centrales del Sur que se encuentra entre 
33° y 36°S. En esta zona, la placa oceánica de Nazca es subducida por debajo de la placa 
Sudamericana. Aunque se considera que los Andes son el resultado del acortamiento y la 
elevación en esta latitud desde el Cretácico hasta la actualidad (por ejemplo, Mpodozis y 
Ramos, 1989), la mayor parte del engrosamiento de la corteza y el levantamiento 
topográfico tuvieron lugar durante el Mioceno-Cuaternario (Ramos et al., 1996; Giambiagi 
et al., 2012; Suriano et al., 2017). Entre 30° y 36°S, hay variaciones en el ángulo de 
subducción de la losa oceánica, con un segmento sub-
horizontal entre 27° y 33°S y una zona de subducción más 
inclinada al sur de 33°S (Barazangi e Isacks, 1976); Cahill e 
Isacks, 1992). Este contexto geodinámico general define 
características muy diferentes al norte y al sur de 33°S 
(Isacks et al., 1982; Jordan et al., 1983 a). En el segmento 
sub-horizontal o de subducción plana, el orógeno andino 
(Fig. 1.2) comprende, de oeste a este, la Cordillera de la 
Costa, las cordilleras Principal y Frontal, la faja plegada y de 
piel delgada de Precordillera, y un sector con deformación 
de piel gruesa correspondiente al levantamiento del 
basamento de las Sierras Pampeanas. Se ha inferido que 
las Sierras Pampeanas están relacionadas con la 
somerización de la losa de Nazca durante el Mioceno tardío, 
que también causó una migración del arco magmático hacia 
el antepaís, lo que resultó en el vulcanismo de arco a 500 
km de distancia de la picos más altos de los Andes (Ramos, 
1988; Kay et al., 1991). Los datos termocronológicos 
recientes limitados sugieren una historia de levantamiento 
que pudo haber comenzado antes, quizás acentuado por los 
efectos de la subducción plana en el Neógeno (Löbens et 
al., 2011; Bense et al., 2013). Este segmento de subducción 
plana se caracteriza porla ausencia de un arco volcánico 
activo. 
Entre 33° y 34°S existe una zona de transición entre el segmento de subducción plana 
al norte y la zona de subducción normal al sur. Aquí se produce la abrupta desaparición de 
la Precordillera y las Sierras Pampeanas y el sistema orogénico se estrecha. 
 
 
Figura 1.1: Segmentación 
andina en principales 
provincias estructurales, 
según Gansser (1973) y 
Ramos (1999). De Folguera et 
al., 2016. 
 
13 
 
Las unidades morfoestructurales de este sector son, de oeste a este, la Cordillera de la 
Costa, la Depresión Central, la Cordillera Principal, la Cordillera Frontal y las Cerrilladas 
Pedemontanas. En esta región, aparece de nuevo un arco volcánico activo, que 
corresponde a la Zona Volcánica Sur (SVZ, Hildreth y Moorbath, 1988; Stern et al., 2007). 
Al sur de 34°, la expresión topográfica de la Cordillera Frontal desaparece bajo los 
sedimentos del Cenozoico, dejando sólo la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal 
como las únicas unidades morfoestructurales del orógeno y el bloque de basamento 
elevado correspondiente al Bloque de San Rafael en la zona de antepaís. 
 
 
Figura 1.2: A: Provincias morfoestructurales del área de estudio. B: Mapa geológico simplificado 
basado en SERNAGEOMIN (2003) y SEGEMAR (1997) con localización de las transectas (Fig. 1.7) 
indicada por letras mayúsculas. Modificado de Mescua et al. (2016). 
 
 
14 
 
1.6.1 Evolución paleozoica y mesozoica del margen occidental de América 
del Sur 
El margen occidental de Gondwana registra una prolongada historia de subducción, que 
resultó en una heterogeneidad estructural de la corteza, antes del desarrollo del orógeno 
andino cenozoico (Ramos et al., 1986); estas anisotropías de la corteza han sido 
reconocidas como un importante control sobre la deformación asociada con el acortamiento 
andino. Los eventos contraccionales en el Paleozoico y los eventos extensionales en el 
Mesozoico crearon anisotropías y zonas de debilidad que afectaron la resistencia litosférica 
y la aparición de distintos estilos estructurales durante la deformación compresiva del 
Neógeno (Giambiagi et al., 2012). 
La evolución geológica del Paleozoico temprano se caracterizó por la acreción de 
terrenos alóctonos o para-autóctonos a el margen occidental de Gondwana. Según varios 
autores, durante el Ordovícico Medio a Tardío se produjo la acreción del terreno Cuyania 
(Fig. 1.3) de origen lauréntico (Ramos et al., 1998; Thomas y Astini, 1996). Posteriormente, 
durante el Devónico Tardío, el terreno Chilenia, cuyo origen aún se debate, se acrecionó al 
margen (Ramos et al., 1986; López y Grégori, 2004; Massone y Calderón, 2008). 
A finales del Paleozoico, se desarrolló una zona de subducción a lo largo del margen 
continental y se produjo una deformación contraccional, conocida como la orogenia 
Gondwánica (Keidel, 1916; Du Toit, 1937; Cawood, 2005) o la Fase San Rafael (Azcuy y 
Caminos, 1987). Éste cinturón orogénico con corteza engrosada tenía una forma curva 
orientada al NO a NNO (Llambías y Sato, 1990). Las cuencas de retroarco de edad 
Carbonífero-Pérmica Temprana (Limarino y Spalletti, 2006) fueron deformadas durante este 
evento. En la región de estudio se formaron dos estructuras importantes durante el 
Paleozoico que probablemente impactaron en la orogenia cenozoica: el lineamiento NNO 
La Manga (Fig. 1.3), que se interpreta como una anisotropía de escala litosférica con 
evidencia de reactivación sucesiva durante el Paleozoico tardío y el Mesozoico (Bechis et 
al., 2010); y el lineamento ONO Sosneado-Melipilla (Fig. 1.3). Esta estructura está asociada 
con la anomalía de Melipilla, un bloque rígido de la corteza al sur de la zona de cizalla 
sinestral de Melipilla (Yáñez et al., 1998) 
La transición del Pérmico Tardío al Triásico Temprano se caracteriza por un evento 
extensional generalizado asociado con la ruptura inicial de Gondwana (Charrier, 1979; 
Llambías et al., 1993). Durante este tiempo,el plutonismo post-orogénico y el vulcanismo 
 
15 
 
ácido del Grupo Choiyoi, que abarca gran parte del área de estudio (Fig. 1.3), se asoció con 
el colapso gravitacional del orógeno de San Rafael (Llambías et al., 1993; Sato et al., 2015). 
Durante el Triásico Temprano a Medio continuaron los procesos extensionales, 
generando los hemigrábenes orientados al NNO de la Cuenca Cuyana y otras cuencas, 
que se rellenaron de sedimentos clásticos continentales (Kokogián et al., 1993; Franzese 
 
Figura 1.3: Características preandinas, incluyendo terrenos, cuencas y cinturones 
volcánicos que conforman la Placa Sudamericana entre 30°-36°S (modificada de 
Mescua et al., 2016). 
 
 
16 
 
et al., 2003). Posteriormente, durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano la extensión se 
desplazó hacia el oeste y se desarrollaron los primeros depocentros de la Cuenca Neuquina 
(Legarreta y Gulisano, 1989; Vergani et al., 1995). A medida que la extensión continuó, los 
depocentros de la Cuenca Neuquina coalescieron en el Jurásico Medio y entre el Jurásico 
Medio al Cretácico Inferior el relleno de la cuenca registra una etapa de subsidencia térmico 
(sag) con más de 5000 m de depósitos marinos y continentales (Vergani et al., 1995). 
Finalmente, en el Cretácico Tardío se inició el levantamiento andino en esta latitud y se 
depositaron los depósitos continentales del Grupo Neuquén (Tunik et al., 2010; Di Giulio et 
al., 2012; Mescua et al., 2013). 
 
1.6.2 Unidades morfoestructurales 
En el área entre 30° y 36°S, se pueden definir tres sectores morfoestructurales con 
diferentes características tectónicas (Fig. 1.2). El sector norte, entre 30°-33°S, en el 
segmento de subducción plana; un sector de transición entre 33°-34°S, y un sector 
meridional, entre 34°-36°S, con una zona de subducción normal y de ángulo de subducción 
pronunciado (Barazangi e Isacks, 1976; Cahill e Isacks, 1992; Tassara et al., 2006). Según 
Jordan et al. (1983a) esta variación en la geometría de la zona de subducción puede ser en 
parte responsable de la presencia o ausencia de ciertas provincias morfoestructurales. En 
el segmento de subducción plana, no existe una Depresión Central que separe la Cordillera 
de la Costa de la Cordillera Principal, como se observa en Chile (Charrier et al., 2015). Al 
este de la Cordillera Principal, las principales provincias morfoestructurales incluyen la 
Cordillera Frontal, la Precordillera y las Sierras Pampeanas. Estas dos últimas provincias 
ya no están presentes en la zona de transición, y en el segmento de subducción normal, la 
Cordillera Frontal está ausente. 
 
Cordillera de la Costa 
Este cordón (Fig. 1.2) consiste en una serie de afloramientos del Paleozoico Tardío al 
Cretácico, dispuestos en un homoclinal suavemente buzante al E (Wall et al., 1999). No se 
han identificado grandes corrimientos andinos. En cambio, esta región exhibe fallas de 
rumbo NO a NNO, como la falla de Melipilla (Yáñez et al., 2002). La deformación andina 
cenozoica en esta cordillera está relacionada con el plegamiento flexural y la elevación, sin 
un movimiento significante a lo largo de las estructuras contraccionales (Giambiagi et al., 
2015). 
 
 
17 
 
Depresión Central 
La Depresión Central (Fig. 1.2) separa la Cordillera de la Costa de la Cordillera Principal 
al sur de Santiago de Chile; la depresión alberga depósitos sedimentarios y piroclásticos 
cuaternarios, de hasta 500 m de espesor (Araneda et al., 2000). Localmente, las rocas del 
basamento emergen del relleno como alturas aisladas que alcanzan los 1600 m de altitud 
(Rodríguez et al., 2012). 
 
Cordillera Principal 
La Cordillera Principal (Fig. 1.2) comprende un sector occidental (WPC) y un sector 
oriental (EPC). El sector occidental corresponde al arco volcánico del Oligoceno al Mioceno 
y se caracteriza por la inversión de la cuenca del Abanico, una cuenca extensional de intra-
arco del Eoceno Tardíoal Mioceno Temprano (Godoy et al., 1999; Charrier et al., 2002; Fock 
et al., 2006). La Formación Abanico está deformada por pliegues de longitud de onda larga 
(102-103 m) (Rivano et al., 1990). Estas rocas están cubiertas por la Formación Farellones 
que está vinculada a la actividad del arco del Mioceno Medio; esta unidad está suavemente 
plegada con buzamientos estratales <15° (Vergara et al., 1988). 
El sector oriental (EPC) se divide en tres fajas plegadas y corridas (FPC) que se 
caracterizan por diferentes estilos estructurales: la FPC de La Ramada, la FPC del 
Aconcagua y la FPC de Malargüe. 
Al norte de 32°30'S la FPC de La Ramada corresponde a una región con deformación 
de piel fina y piel gruesa. Esto es consecuencia de la inversión tectónica de las estructuras 
extensionales permo-triásicas (Cristallini et al., 1995; Jara y Charrier, 2014) y del rift Triásico 
Tardío-Jurásico Temprano (Álvarez et al., 1996; Ramos et al., 1996a; Mackaman Loflad et 
al., 2020). Inicialmente, se produjo un período de deformación de piel delgada que afectó 
los depósitos de la Cuenca Neuquina; la deformación de piel fina se asoció con un nivel de 
despegue en las evaporitas jurásicas de la Formación Auquilco. Esta deformación temprana 
fue reemplazada por la inversión de fallas extensionales en el basamento Permo-Triásico 
(Cristallini y Ramos, 2000). En esta latitud el orógeno registra una baja cantidad de 
acortamiento (~18 km) en la Cordillera Principal ya que la deformación se concentra en la 
Precordillera (Cristallini et al., 1995; Cristallini y Ramos, 2000). 
La FPC del Aconcagua (32°30'-34°S) es una faja plegada y corrida de piel delgada en su 
parte norte, con valores de acortamiento de ~60 km. La FPC comprende pliegues y 
corrimientos vergentes al este que despegan en las pelitas y evaporitas del Jurásico de la 
Cuenca Neuquina (Kozlowski et al., 1993; Cegarra y Ramos, 1996). En el sector sur, la FPC 
 
18 
 
cambia a un régimen de deformación de piel gruesa, ya que el acortamiento se acomoda 
adicionalmente por la inversión de fallas normales mesozoicas (Giambiagi et al., 2003 a). 
La FPC de Malargüe (al sur de 34°S) es un cinturón híbrido con características de 
deformación de piel gruesa y delgada, con fallas profundas que afectan al basamento y 
fallas poco profundas que deforman rocas sedimentarias mesozoicas a cenozoicas 
(Kozlowski et al., 1993; Manceda y Figueroa, 1995; Giambiagi et al., 2008; Silvestro y 
Atencio, 2009; Fuentes et al., 2016). En la zona norte, la FPC comparte características 
estructurales con la porción sur de la FPC del Aconcagua, marcando una transición a la 
deformación de piel gruesa al sur de 35°S (Giambiagi et al., 2016). En algunos lugares, las 
fallas normales triásico-jurásicas se invirtieron, como las fallas La Manga y Río del Cobre 
(Mescua y Giambiagi, 2012), o ejercieron una influencia en el desarrollo de los corrimientos 
cenozoicos (Manceda y Figueroa, 1995; Giambiagi et al., 2008; Yagupsky et al., 2008; 
Bechis et al., 2014). El acortamiento disminuye hacia el sur, de ~30 km a 34°S a ~10 km a 
36ºS (Giambiagi et al., 2012; Mescua et al., 2014). 
 
Cordillera Frontal 
Esta provincia morfoestructural (Fig. 1.2) está compuesta por rocas metamórficas 
proterozoicas, rocas metasedimentarias y metavolcánicas del Paleozoico Temprano, rocas 
sedimentarias marinas del Paleozoico Tardío, granitoides del Carbonífero al Pérmico y 
rocas volcánicas del Pérmo-Triásico (Polanski, 1964, 1972; Heredia et al., 2012). Estas 
rocas afloran en las siguientes cordilleras que conforman la Cordillera Frontal: Cajón de la 
Brea, Colangüil, Ansilta, Cordón de la Ramada, Cordillera del Tigre, Cordón del Plata, 
Cordón del Portillo y Cordillera de las Yaretas (Ramos, 1999b; Giambiagi et al., 2016). Al 
norte de 33°S, la Cordillera Frontal se eleva a lo largo de una rampa ciega, que se eleva 
por debajo de la FPC de Precordillera (Allmendinger et al., 1990). Al sur de los 33°S, la 
Cordillera Frontal está delimitada por el sistema de fallas de La Carrera, que corresponde 
a fallas reactivadas de rumbo N a NNE (Caminos, 1965; Folguera et al., 2004; Casa et al., 
2010). 
 
Precordillera 
La FPC de Precordillera (Fig. 1.2) se encuentra entre 29° y 33°S; de norte a sur puede 
subdividirse en dos zonas, la zona norte entre 29° y 32°S, y la zona sur, entre 32° y 33°S. 
La zona norte puede subdividirse, según características estratigráficas y estructurales, en 
tres subunidades: la Precordillera Occidental, Central y Oriental (Ortiz y Zambrano, 1981). 
En sus sectores occidental y central, la Precordillera es una FPC de piel delgada y vergente 
 
19 
 
al E; el sector oriental implica fallas de basamento, con estructuras principalmente 
vergentes al O, similares al estilo de deformación de las Sierras Pampeanas (Bracaccini, 
1946, 1960; Rolleri, 1969). Los corrimientos de las zonas occidental y central despegan a 
lo largo de un décollement en las calizas y pelitas cámbricas a ordovícicas (Baldis y Chebli, 
1969; Ortiz y Zambrano, 1981). La estratigrafía comprende depósitos continentales y 
marinos del Paleozoico temprano a medio (evaporitas, calizas y rocas clásticas), rocas 
continentales, marinas y volcánicas del Paleozoico tardío, sedimentos continentales del 
Triásico y depósitos sinorogénicos del Mio-Plioceno (Jordan et al., 1983b; Kokogian et al., 
1999; Ramos, 1999b). 
En contraste, la Precordillera sur exhibe un estilo de deformación de piel gruesa e 
involucra rocas del Paleozoico medio al Triásico que se reactivaron durante el acortamiento 
andino (Giambiagi et al., 2011). La ausencia de la secuencia paleozoica completa distingue 
esta parte de la provincia morfoestructural de la Precordillera septentrional. 
 
Sierras Pampeanas 
Esta provincia morfoestructural (por ejemplo, Sierra de Pie de Palo en la Fig. 1.2) 
corresponde a una serie de bloques de basamento delimitados por fallas inversas (Stelzner, 
1873; González Bonorino, 1950), y elevaciones superiores a los 5000 m en algunos 
sectores. El basamento consiste en rocas metamórficas e ígneas del Proterozoico al 
Paleozoico temprano, cubiertas por sedimentos continentales neopaleozoicos 
(Bodenbender, 1911; Salfity y Gorustovich, 1984). Esta región se vió afectada durante la 
extensión mesozoica con la depositación de sedimentos continentales y rocas volcánicas 
máficas (López y Solá, 1981; Kay y Ramos, 1996; Lagorio, 2008). Se infiere que los bloques 
de basamento, asimétricamente elevados están asociados con fallas inversas lístricas, 
generalmente con una vergencia hacia el oeste (González Bonorino, 1950) y asociados con 
la reactivación compresional de fallas normales mesozoicas y anisotropías paleozoicas 
(Gordillo y Lencinas, 1979; Jordan y Allmendinger, 1986; Jordan et al, 1983b; Ramos, 1999 
b). 
 
Cerrilladas Pedemontanas 
Las Cerrilladas Pedemontanas (Fig. 1.2) presentan una serie de pliegues alargados, con 
fallas inversas vergentes al O y E (Dellapé y Hegedus, 1995), de rumbo NNO. Esto se debe 
a la reactivación de fallas normales triásicas de la Cuenca Cuyana, que fueron parcialmente 
invertidas durante el Cenozoico (Legarreta et al., 1992). Aquí, los depósitos continentales 
 
20 
 
del Triásico están cubiertos por sedimentos sinorogénicos neógenos a cuaternarios de la 
subcuenca de Cacheuta (Irigoyen et al., 2000; Buelow et al., 2018). 
 
Bloque de San Rafael 
El Bloque de San Rafael (Fig. 1.2) corresponde a una sierra elevada de basamento, 
ubicado en el centro-sur de Mendoza, entre 34° y 36°S. Esta unidad morfotectónica, cuyo 
basamento corresponde a rocas metamórficas proterozoicas (grenvilianas), está cubierta 
por rocas ordovícicas calcáreas, siliciclásticas y metamórficas de bajo grado; estas 
unidades son cubiertas por sedimentos silúrico-devónicos y carboníferos y rocas volcánicas 
y sedimentarias pérmo-triásicas (González Díaz, 1964; Bordonaro, 1999; Baldis y Peralta, 
1999;Cortés et al., 1999; Kleiman y Japas, 2009). El vulcanismo de retroarco se desarrolló 
en este bloque durante el Plioceno al Cuaternario (Folguera et al., 2009). 
El Bloque de San Rafael se eleva unos 100-200 m sobre la cuenca del Alvear y la llanura 
pampeana (Folguera y Zárate, 2011). Fue elevada por el sistema de fallas Las Malvinas 
(Folguera et al., 2009) y la falla Santa Isabel, ambas fallas inversas, que estuvieron activas 
en el Plioceno (~3 Ma; Folguera y Zárate, 2009). En la zona oriental, se documenta la 
neotectónica caracterizada por un sistema de fallas activo (Folguera et al., 2009); los datos 
incluyen la actividad a lo largo de la falla Las Malvinas asociada con el terremoto M 6.0 de 
1929 (Bastías et al., 1993; Cisneros y Bastías, 1993; Cortéz et al., 2006). Se ha especulado 
que esta actividad neotectónica puede verse influenciada, como factor de segundo orden, 
por el impacto de anomalías del manto en la corteza inferior (Burd et al., 2014; Folguera et 
al., 2015). 
 
1.6.3 Ciclo tectónico andino - desde el Cretácico Tardío hasta el presente 
El ciclo tectónico andino comenzó durante el Cretácico Tardío, aunque la subducción de 
una placa oceánica por debajo del margen occidental de América del Sur probablemente 
ya se había establecido durante el Triásico (Vázquez et al., 2011; Del Rey et al 2016, 
Oliveros et al., 2018); el magmatismo relacionado se desarrolló en las ubicaciones de las 
actuales Cordillera Principal y la Cordillera de la Costa (Oliveros et al., 2018). Este arco 
magmático era paralelo al margen occidental de Gondwana, con cuencas de retroarco 
extensionales al este del arco, incluyendo la Cuenca Neuquina. Esto probablemente se 
debió a un bajo grado de acoplamiento de placas al comienzo del ciclo, cuando la corteza 
oceánica vieja y fría se subducía debajo de Gondwana occidental (Charrier et al., 2007). 
Este régimen extensional se mantuvo durante la mayor parte del Jurásico y Cretácico 
Temprano. 
 
21 
 
El acortamiento comenzó en el Cretácico Tardío, aunque la topografía actual de los 
Andes entre 30° y 36°S resulta principalmente de la deformación que ha caracterizado a 
esta región desde el Mioceno hasta la actualidad (Ramos, 1999 b; Giambiagi et al., 2012; 
Suriano et al., 2017). Las diferentes etapas deformacionales desde el Cretácico Tardío se 
describen a continuación. 
 
1.6.4 Iniciación de la deformación andina – desde el Cretácico Tardío hasta 
el Paleoceno 
La orogenia andina comenzó con episodios de deformación contraccional durante el 
Cretácico Tardío (Fig.1.4) e implicó la inversión de cuencas de retroarco (Mpodozis y 
Ramos, 1989). Este evento de acortamiento del Cretácico es registrado por depósitos 
continentales sinorogénicos del Grupo Neuquén (y su equivalente Formación Diamante) en 
la Cordillera Principal, entre 34° y 36°S durante el Aptiano-Cenomaniano (Tunik et al., 2010; 
Orts et al., 2012; Tapia et al., 2012; Mescua et al., 2013; Balgord y Carrapa, 2016; Horton y 
Fuentes, 2016; Fennell et al., 2017; Gómez et al., 2019). La subsidencia flexural en el 
antepaís aumentó durante el Maastrichtiano, culminando durante la primera transgresión 
atlántica, que alcanzó el frente orogénico cretácico (Tunik, 2003; Aguirre-Urreta et al., 2011). 
Estudios recientes, sin embargo, propusieron una fase extensional para la última parte de 
este último evento (Fennell et al., 2019). La interpretación clásica de la etapa de cuenca de 
antepaís (es decir, debido a la carga flexural del orógeno) registrada por el Grupo Neuquén 
ha sido cuestionada recientemente por Fuentes y Horton (2020) proponiendo que la 
subsidencia térmica restante de la etapa post-extensional anterior y la carga por el arco 
magmático fueron más importantes en la generación de espacio de acomodación que 
debido a una corteza acortada y engrosada. Durante el Paleoceno, una fase de 
acumulación reducida en el antepaís se relaciona con un acortamiento bajo o nulo en el 
arco (Horton et al. 2016; Horton y Fuentes, 2016). 
 
22 
 
 
Figura 1.4: Modelo cinemático para los Andes a 33°40'S desde el Cretácico Tardío hasta el Mioceno 
Temprano (Giambiagi et al., 2015). 
 
1.6.5 Levantamiento inicial de la Cordillera Frontal a 30°S durante el Eoceno 
Tardío 
Según nuevos datos termocronológicos de la Cordillera Frontal a 30°S (por ejemplo, 
Lossada et al., 2017), el sector central de la Cordillera Frontal comenzó a elevarse durante 
el Eoceno Tardío hasta el Oligoceno Temprano (~35 Ma). Esto concuerda con la evidencia 
estructural (Pineda y Emparán, 2006), con los datos termocronológicos de la vertiente 
occidental (Cembrano et al., 2003; Rodríguez, 2013), y análisis de procedencia en el 
retroarco (Fosdick et al., 2017). Esta fase tectónica es ampliamente reconocida al norte, en 
la región Puna/Altiplano (fase de deformación incaica entre 45 y 35 Ma), pero no hay 
evidencia de esta fase contraccional pre-Mioceno al sur de 30°S. 
 
1.6.6 Extensión del Eoceno tardío al Mioceno temprano 
Durante el Eoceno Tardío al Mioceno Temprano (Fig. 1.4), se produjo un evento 
extensional prolongado, que afectó a la vertiente occidental de la Cordillera Principal 
(Charrier et al., 2002) y que se ha relacionado con el retroceso de la trinchera de la Placa 
 
23 
 
de Nazca (Mpodozis y Cornejo, 2012) entre 35 y 21 Ma (Muñoz et al., 2006). Este evento 
condujo a fallas normales, adelgazamiento de la corteza (30-35 km) y magmatismo 
tholeiitico, representado por los depósitos de la Formación Abanico/Coya Machalí (Nyström 
et al., 1993; Kay y Kurtz, 1995; Zurita et al., 2000; Muñoz et al., 2006). Esta cuenca fue 
rellenada por hasta 3000 m de depósitos volcánicos, lavas de composición ácida a 
intermedia e intercalaciones sedimentarias (Charrier et al., 2002). El magmatismo reflejado 
por la Formación Abanico es contemporáneo al registrado más al norte, entre ~29°S y 
30°30'S. Allí, el Grupo Doña Ana del Eoceno Tardío al Mioceno Tardío también fue 
depositado en un ambiente extensional (Charrier et al., 2007; Litvak et al., 2007; Winocur 
et al., 2015). Al sur (35-36°S) la Formación Coya Machalí representa el equivalente de la 
Formación Abanico (Charrier et al., 2007). 
Durante este período, se interpreta que la Cordillera Costera hubiera correspondido a un 
máximo topográfico debido al engrosamiento de la corteza (del evento Cretácico Tardío-
Paleoceno) y la compensación isostática (Giambiagi et al., 2016). Localmente, el rebote 
isostático cerca de la falla maestra Abanico vergente al O también puede haber afectado a 
esta área (Charrier et al., 2009). Hacia el este, en la Cuenca Neuquina, se depositaron 
sedimentos continentales distales, disminuyendo hacia el este (Melchor y Casadío, 2000). 
Un hiatus importante que duró 20 Ma se registra en en antepaís (Horton et al., 2016; Horton 
y Fuentes, 2016) coetáneo con la extensión en el retropaís (hinterland). 
 
1.6.7 Evento principal de acortamiento del Mioceno temprano (21-16 Ma) 
El último gran evento de acortamiento comenzó a principios del Mioceno (Fig. 1.5) con 
la inversión de la cuenca de Abanico (Godoy et al., 1999; Charrier et al., 2002; Fock et al., 
2006). El inicio de la deformación en la actual vertiente occidental de los Andes está 
marcado por un cambio de las tholeiitas de bajo K de la Formación Abanico a las dacitas 
calco-alcalinas del Complejo Volcánico Teniente (~34ºS) (Kay et al., 2005; 2006) entre 21 y 
19 Ma (Charrier et al., 2002; 2005). Esta deformación es contemporánea con el vulcanismo 
entre 29° y 30°S, representado por Las Tórtolas, (Mpodozis y Cornejo, 1988; Nasi et al., 
1990; Martin et al., 1995; Murillo et al., 2017), el desarrollo del arco volcánico de Farellones 
(Vergara et al., 1999) en la zona norte (32°-34°S), y la actividad magmática del Complejo 
Volcánico Cordón del Burrero (~ 18 Ma) en la zona sur del área de estudio (~35°S) (Sruoga 
et al., 2008). En la zona norte, la señal geoquímica de laslavas del Oligoceno Tardío al 
Mioceno Temprano indican un aumento en el espesor de la corteza con respecto a la parte 
inferior del Grupo Doña Ana (Kay y Abruzzi, 1996; Litvak et al., 2007) y la Formación 
Abanico (Charrier et al., 2007). 
 
24 
 
Durante este período, el magmatismo de retroarco en la Precordillera estuvo 
representado por complejos volcánicos y subvolcánicos, como el complejo alcalino la Peña 
(Villar y Zappettini, 2000; Zappettini et al., 2013). El complejo La Peña fue emplazado en un 
ambiente tectónico transtensional, desarrollado localmente en la Precordillera durante el 
Mioceno Temprano (19 Ma) (Pagano et al., 2014). 
La deformación y levantamiento de la Cordillera Principal Occidental (WPC) está 
relacionada con la generación de un despegue o detachment principal a nivel cortical, que 
se enraíza bajo el arco en el contacto entre el Moho y el manto litosférico, a unos 40 km de 
profundidad y correspondiente al extremo inferior de la zona bloqueada de subducción 
(Giambiagi et al., 2015). El movimiento hacia el este de la corteza superior con respecto a 
la zona MASH estable y de larga duración de la corteza inferior (Muñoz et al., 2012) puede 
explicar el ancho de hasta 40 km del arco volcánico de Farellones. Los principales sectores 
que fueron elevados pasivamente durante este período son la Cordillera de la Costa 
Oriental y la Cordillera Principal Occidental (Giambiagi et al., 2016). La elevación pasiva en 
ambos sectores concuerda con los estudios de procedencia para la parte inferior de la 
Formación Navidad (Rodríguez et al., 2012) cuyas edades radiométricas indican una 
deposición durante 23-18 Ma (Gutiérrez et al., 2013); una edad de trazas de fisión en apatita 
(AFT) de 18,3+2,6 Ma refleja la exhumación durante la sedimentación de los depósitos del 
Cretácico Superior (Fock, 2005). El levantamiento coetáneo de la Cordillera de la Costa 
Oriental y la Cordillera Principal dio lugar a la formación de un depocentro relleno de 3000 
m de rocas volcánicas que están representadas por las rocas volcánicas de la Formación 
Farellones (Vergara et al., 1988; Elgueta et al., 1999; Godoy et al., 1999). El inicio de la 
deformación (20-18 Ma) en las FPCs del antepaís (Cegarra and Ramos, 1996; Cristallini y 
Ramos, 2000; Pérez, 2001; Giambiagi y Ramos, 2002; Silvestro et al., 2005; Mescua et al., 
2014) está vinculado a la propagación hacia el este del despegue principal (Giambiagi et 
al., 2015). Entre 18 y 15 Ma, sin embargo, las fuerzas motrices aparentemente no eran lo 
suficientemente fuertes como para causar la elevación de la Cordillera Principal Oriental 
(WPC); como consecuencia, el orógeno se ensanchó y se propagó hacia el antepaís para 
mantener la cuña crítica (Giambiagi et al., 2016). El cambio en la ubicación de la 
deformación podría estar relacionado con el rápido ascenso de magmas derivados del 
manto y con poca interacción con los sectores superiores de la litósfera en la Cordillera 
Principal Occidental (Muñoz et al., 2012). Durante este período el sector norte de la FPC 
del Aconcagua acomodó la mayor parte del acortamiento (Cegarra y Ramos, 1996; 
Cristallini y Ramos, 2000) antes del vulcanismo del Complejo Aconcagua (15,8-8,6 Ma) 
(Ramos et al., 1996b). Los depósitos sinorogénicos que registran esta etapa de 
 
25 
 
deformación se conservan en la Cordillera Principal Oriental (EPC) (cuencas de 
Manantiales, Penitentes y Alto Tunuyán) y en el antepaís a lo largo del frente orogénico 
(cuencas de Cacheuta, Atuel, Las Peñas y Río Grande-Palauco) (Giambiagi et al., 2016). 
 
Figura 1.5: Modelo cinemático para los Andes a 33°40'S desde el Mioceno Temprano a Medio 
(Giambiagi et al., 2015). 
 
El levantamiento de la Cordillera Frontal durante el Mioceno, registra una evolución 
diacrónica, comenzando primero (es decir, ~18 Ma, Lossada et al., 2018) en la zona norte 
del área de estudio (30°S), a ~16 Ma en la zona central (32°-33°S; Suriano et al., 2018) y 
entre 10-5 Ma al sur de 33°S (Lossada et al., en revisión). Esto no puede ser correlacionado 
con el cambio en la dinámica de la subducción, porque el inicio de la contracción del 
Mioceno es anterior a la colisión de la dorsal de Juan Fernández, que ha sido considerada 
 
26 
 
por algunos autores como la causa de la subducción plana entre 27° y 33°S (Yáñez et al., 
2001; Ramos et al., 2002). 
 
1.6.8 Deformación dirigida hacia el este y subducción horizontal del Mioceno 
medio (15-12 Ma) 
Durante este período se produjo un importante acortamiento de la corteza en el 
segmento norte, concentrado en la Cordillera Principal Oriental (EPC) y en el Cordón de La 
Ramada (Cordillera Frontal) (Cristallini y Ramos, 2000). El espesor de la corteza alcanzó 
un valor cercano al presente y se asoció con una migración hacia el este de la raíz de la 
corteza (Giambiagi et al., 2015). Debido a la carga tectónica, se generó espacio de 
acomodación en las cuencas de antepaís al este de las FPCs de La Ramada y Aconcagua 
(Irigoyen et al., 2000; Pérez, 2001; Mazzitelli, 2019). 
A 30° S la corteza alcanzó su espesor máximo a los ~14 Ma, lo que fue acompañado por 
un aumento en la magnitud relativa del componente de esfuerzos vertical, lo que causó una 
permutación entre σ3 y σ2, y un cambio correspondiente a un régimen de transcurrencia 
(Giambiagi et al., 2017). 
En el Mioceno Medio-Tardío (14-10 Ma, Yánez et al., 2001; Kay y Mpodozis, 2002), la 
losa oceánica comenzó a horizontalizarse al norte de 33°S y el vulcanismo migró desde la 
Cordillera Principal, donde estuvo activo entre 15 y 9 Ma (es decir, complejos volcánicos de 
Aconcagua y La Ramada; Ramos y otros, 1996b; Pérez y Ramos, 1996), hacia las Sierras 
Pampeanas (Kay y Abbruzzi, 1996). Al sur de 33°S, la actividad volcánica disminuyó y se 
manifiesta en forma de centros localizados desde el Mioceno Medio-Tardío hasta el 
Plioceno (Giambiagi et al., 2016). Posteriormente, el arco volcánico activo se estableció en 
el Plioceno Tardío (Giambiagi et al., 2016). 
En el segmento sur (34°-36°S), la FPC de Malargüe oriental se deformó durante este 
período (Kozlowski et al., 1993; Silvestro et al., 2005; Giambiagi et al., 2008; Turienzo et al., 
2012; Mescua et al., 2014), con acortamiento significativo y un estilo estructural complejo, 
que implicó la inversión de fallas normales mesozoicas y la formación de corrimientos 
(Giambiagi et al., 2012; Mescua et al., 2014; Fuentes et al., 2016). El frente orogénico se 
expandió hacia el este, dando lugar a una amplia zona de deformación que incluye la Sierra 
Azul y la Sierra de Palauco (Yagupsky et al., 2008; Silvestro y Atencio, 2009, Giambiagi et 
al., 2009). El avance hacia el este de la deformación en la Cordillera Principal fue 
acompañado por sedimentación sinorogénica que condujo a la formación de la cuenca 
Pincheira-Ventana entre 16 y 7 Ma (Silvestro et al., 2005; Horton et al., 2016). En este 
contexto, el magmatismo sinorogénico calco-alcalino del ciclo de Huincán comenzó a ~14 
 
27 
 
Ma (Baldauf, 1997; Nullo et al., 2002; Sruoga et al., 2009) y refleja un importante 
ensanchamiento del arco hacia el este, contemporáneo con deformación de la corteza. La 
firma geoquímica de estas rocas volcánicas indica un engrosamiento de la corteza en este 
período (por ejemplo, Nullo et al., 2002). 
 
1.6.9 Levantamiento de la Precordillera del Mioceno medio-tardío (12-6 Ma) 
El levantamiento de la Precordillera comenzó entre el Mioceno Medio y el Mioceno 
Tardío. Estudios previos propusieron que comenzaba a los 20 Ma en su parte occidental 
con el corrimiento de La Tranca (Jordan et al., 1993); sin embargo, investigaciones recientes 
han propuesto que el inicio de la deformación puede haber tenido lugar entre 12 y 11 Ma, 
prácticamente con una migración ininterrumpida del frente orogénico hacia la zona de 
antepaís (Suriano et al., 2017). Además, se ha sugerido que la elevación de Precordillera 
fue en