Evolución geodinámica de la Puna sobre la base de estudios

Evolución geodinámica de la Puna sobre la base
de estudios paleomagnéticos
Prezzi, Claudia Beatriz
1999
Tesis Doctoral
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Universidad de Buenos Aires
www.digital.bl.fcen.uba.ar
Contacto: digital@bl.fcen.uba.ar
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Biblioteca Digital de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales - Universidad de Buenos Aires

EVOLUCION GEODIN~CA DE LA PUNA SOBRE LA
BASE DE ESTUDIOS PALEOMAGNETICOS.
TESIS DOCTORAL
FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATWLES
UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
CLAUDIA BEATRIZ PREZZI
~ DIRECTOR: DR JUAN F. VILAS
*.
CODIRECTOR: DR. RICARDO N. ALONSO b~ I -
$

"Evolution gedncimica de la Puna sobre la base de estua'ios paleomagnkticos. ,, Claudia B . Prezzi
EVOLUCION GEODIN~CA DE LA PUNA SOBRE LA BASE DE ESTUDIOS
PALEOMAGN~TICOS
PALABRAS CLAVE: Puna, Cenozoico, Paleomagnetismo, Rotaciones Tectonicas,
Local.
RESUMEN: Los Andes Centrales presentan un combamiento pronunciado a 10s 18"s.
Este combamiento es denominado cod0 de Arica. Se determino la existencia de
rotaciones segim ejes verticales en sentido antihorario a1 norte de Arica y en sentido
horario a1 sur de Arica a partir de datos paleomagneticos. Estos datos provienen de
rocas mesozoicas y cenozoicas aflorantes en el antearco y el retroarco andinos. Varios
autores han propuesto distintos modelos para tratar de explicar la evolucion
geodinamica de 10s Andes Centrales, pero el origen de las rotaciones continua siendo
discutido. Los modelos regionales propuestos involucran combamiento oroclinal ylo
rotacion local de bloques. Esta falta de consenso en parte se debe a la escasez de datos
paleomagneticos y a la incertidumbre en la edad de la mayoria de las rotaciones. LOS]
robjetivos de esta tesis doctoral son la obtencion de nuevos datos paleomagneticos a
partir de rocas aflorantes en la Puna Argentina y tratar de definir 10s procesos
generadores del patron de rotaciones observado.
En el campo se obtuvieron 831 muestras orientadas en distintas zonas: Siete
Curvas, Juncal Grande, Tebenquicho, Chorrillos, Tiomayo, Morro Blanco, Rinconada,
Mina Loma Blanca y Coranzuli. A 10s distintos especimenes se les aplicaron diferentes
tecnicas de desmagnetizacion. Algunos especimenes sufrieron cambios mineralogicos
durante la desmagnetizacion termica. Se determino que durante el calentarniento se
generaba maghemita como consecuencia de la descomposicion y la oxidation de
siderita y de la deshidratacion de lepidocrocita. Tambien se observi, la formacion de
hematita a partir de la deshidratacion de goethita. Se aislaron magnetizaciones
remanentes que indican la existencia de sitios no rotados, sitos rotados en sentido
horario y sitios rotados en sentido antihorario.
Se propone un modelo flexural muy simplificado para tratar de explicar el
diacronismo observado en la deformacion mio-pliocena a lo largo de la Puna Argentina.
Dicha deformacion finalizo en la Puna Septentrional y migro hacia el este a las Sierras
Subandinas aproximadamente hace 10 Ma, per0 continuo en la Puna Austral hasta 10s 4
Ma antes de que se produjera una migration similar. Se consider6 una reologia elhtica.
Se modelaron dos perfiles E-0 a 10s 22 y 10s 24"s con espesores elhticos de 25 y 15
km respectivamente aplicando la carga de la topografia estimada para 10s Andes
Centrales a 10s 10 Ma. Mientras la placa debajo de las Sierras Subandinas a 10s 22"s
sufiia elevacion, a 10s 24"s debajo del Sistema de Santa Bhrbara sufria subsidencia,
explicando el diacronismo anteriormente mencionado.
La base de datos paleomagneticos de 10s Andes Centrales fue analizada y se
determinaron algunas caracteristicas del patron de rotaciones. Estas caracteristicas son
explicadas considerando un modelo de rotacion local de bloques en respuesta a cizalla
distribuida en el antearco y en respuesta a cizalla penetrativa en niveles subcorticales en
el retroarco.

"Evolucion geodinhmica a% la Puna sobre la base ale estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
GEODYNAMIC EVOLUTION OF THE PUNA ON THE BASE OF
PALEOMAGNETIC STUDIES
KEYWORDS: Puna, Cenozoic, Paleomagnetism, Tectonic Rotations, Local.
ABSTRACT: The Central Andes show a pronounced bend at 18OS. This bend is called
the Arica elbow. The existence of counterclockwise vertical axis rotations north of
Arica and clockwise ones to the south has been determined fiom paleomagnetic data.
These data have been obtained from Mesozoic and Cenozoic rocks cropping out in the
Andean forearc and backarc. Various authors have proposed different models to explain
the geodynamic evolution of the Central Andes, but the origin of these rotations
remains controversial. Proposed regional models involve oroclinal bending andlor local
block rotations. This lack of agreement is partly due to the scarce paleomagnetic data
base and the uncertain age of most of the rotations. The aims of this PhD Thesis are to
obtain new paleomagnetic data fiom rocks cropping out in the Argentine Puna and to
try to define the processes leading to the observed rotation pattern.
83 1 oriented samples were obtained in the zones of Siete Curvas, Juncal Grande,
Tebenquicho, Chorrillos, Tiomayo, Morro Blanco, Rinconada, Mina Loma Blanca y
Coranzuli. Different demagnetization techniques were applied to the specimens. Some
specimens suffered mineralogcal changes when submitted to thermal demagnetization.
It was determined that during heating, maghemite is produced by the decomposition and
oxidation of siderite and by the dehydration of lepidocrocite. Also it was observed that
hematite is produced by the dehydration of goethite. Remanent magnetizations were
isolated which indicate the existence of non-rotated, clochse rotated and
anticlochse rotated sites.
A very simplified flexural model is proposed trying to explain the observed
diachronism of Mio-Pliocene deformation along the Argentine Puna. It ceased in the
Northern Puna and moved eastward to the Andean foreland belts at about 10 My, but it
. continued to 4 My in the Southern Puna, before a similar shift. An elastic rheology was
considered. Two E-W profiles at 22 and 24"s were modelled with elastic thicknesses of
25 and 15 km respectively and applying the load of the estimated topography of the
Central Andes at about 10 My. While under the model constrains the plate under de
Andean foreland belts at 22's underwent elevation , at 24OS it underwent subsidence,
explaining the above mentioned diachronism.
The Central Andes data base was analysed and some features of the rotation
pattern were determined. These features are explained considering a model of local
block rotations in response to distributed shear in the antearc and to shear-driven sub-
crustal ductile flow in the backarc.

"Evolution geodinci-mica & la Pum sobre la base & estudios paleomagn&ticos. " Claudia B. P rd
Capitulo I: Introducci6n
Caracterizacion de 10s Andes Centrales ....................................................... pag. 1
Topografia.. .................................................................................................. pag. 1
, .
Marco Tectonrco ........................................................................................... pa. 3
Unidades Mo$oestructurales. ...................................................................... pag. 6
Magmatismo.. ............................................................................................. pa. 10
Estructura LitosfGrica.. ............................................................................... pa. 12
Fuses de Deformacidn. ................................................................................. pag. 19
Patrdn de Rotaciones ............................................................................... pa. 22
Modelos Propuestos .................................................................................... ..pag. 23
Grupo A.. ...................................................................................................... pag. 24
Grupo B.. ...................................................................................................... pag. 29
Grupo C. ....................................................................................................... pag. 3 1
Grupo D.. ...................................................................................................... pag. 3 1
Obj etivos y Zonas de Trabaj 0.. ..................................................................... pag. 33
Capitulo 11: Metodologia
Trabaj o de Campo.. ...................................................................................... pag. 3 5
Trabajo de Laboratorio ............................................................................. pag. 36
Andisis de 10s Resultados Obtenidos .......................................................... Mg. 43
Capitulo IU: Zona de Siete Curvas
Geologia del hea de Trabajo ...................................................................... pag. 48
Estratigrafia.. ............................................................................................... pag. 48
Estructura. ............................................................................................... pag. 54
Trabajo de Campo ................................................................................... pa. 56
Trabajo de Laboratorio ................................................................................ pag. 57
Resultados Obtenidos .................................................................................. pag. 59
Andisis de 10s Resultados Obtenidos .......................................................... pag. 71
. I
Discusion.. ............................................................................................ p a g 73
Capitulo IV: Zonas de Juncal Grande, Tebenquicho y Chorrillos
Geologia del Area de Trabajo.. .................................................................... pag. 75

"Evolucion neotectdnica de la Puna sobre la base de estudiospaleorn(~@ticos". Claudia B. Prezzi
Trabajo de Camp.. ..................................................................................... a . 84
Trabajo de Laboratorio. ............................................................................... phg. 86
Resultados Obtenidos .................................................................................. pag. 87
Anidisis de 10s Resultados Obtenidos .......................................................... pag. 93
- I
Discus~on.. ............................................................................................... pa. 99
Capitulo V: Zona de Tiomayo
Geologia del hea de Trabajo .................................................................... p .
Trabaj o de Campo.. ................................................................................... g . 109
Trabajo de Laboratorio.. ......................................................................... pag. 1 10
Resultados Obtenidos.. ............................................................................ pag. 11 1
Andisis de 10s Resultados Obtenidos ........................................................ phg. 125
Discusion.. .......................................................................................... p a g 128
Capitulo VI: Zona de Morro Blanco
Geologia del Area de Trabajo ...................................................................... pag. 130
Estratigrafia.. ............................................................................................... pag. 130
Estructura.. .................................................................................................. pag. 136
Trabajo de Carnpo.. ...................................................................................... pag. 137
Trabaj o de Laboratorio.. ............................................................................. pag. 13 8
Resultados Obtenidos .................................................................................. pag. 139
Andisis de 10s Resultados Obtenidos .......................................................... pag. 157
. I
Discus~on.. ................................................................................................. pa. 169
Capitulo VII: Zona de Rinconada
Geologia del hea de Trabaj 0.. ................................................................. pag. 171
Trabaj o de Camp.. ................................................................................ g . 176
Trabajo de Laboratorio.. .............................................................................. pig. 177
Resultados Obtenidos.. ............................................................................... pag. 178
Andisis de 10s Resultados Obtenidos.. .................................................... pag. 184
. I
Discusion.. .............................................................................................. pag. 187
Capitulo VIII: Zonas de Mina Loma Blanca y Coranzuli
Geologia del kea de Trabajo ...................................................................... pag. 189
Trabajo de Campo ........................................................................................ pa. 195
Trabajo de Laboratorio.. ....................................................................... pag. 196
103

"Evolucion neotectonica de la Puna sobre la base de estudiospaleomapiticos': Claudia B. Prezzi
................................................................................
Resultados Obtenidos.. pag. 196
Andisis de 10s Resultados Obtenidos ......................................................... pag. 205
Discusion.. ............................................................................................... p a g 2 1 1
Capitulo M: Cambios Mineralbgicos Ocurridos Durante la
Desmagnetizacibn por Altas Temperaturas
Areniscas Verdes.. ...................................................................................... pa. 2 16
Areniscas Roj as.. .................................................................................. ........ a . 230
Ignimbritas y Dacitas.. ................................................................................ pa. 239
Discusion.. ................................................................................................. p a . 25 1
Capitulo X: Diacronismo en la Deformacibn Mio-Pliocena de la Puna
Argentina: Un Modelo Flexural
Introduction ................................................................................................. pag. 254
Metodologia ................................................................................................. pag. 256
.................................................................................
Resultados Obtenidos. pag. 262
Capitulo XI: Discusibn
Discusion.. ................................................................................................ pag 274
Conclusiones ................................................................................................ pag. 294
. . .........................................................................................
Agradec~mientos pag. 299
Bibliografia ................................................................................................. pag. 302

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagnkticos. " Claudia B. Prezzi
El presente trabajo titulado "Evolucion geodinimica de la Puna sobre la base de
estudios paleomagneticos", se presenta como Tesis Doctoral. El objetivo fundamental
de esta Tesis es la obtencion de nuevos datos paleomagneticos en distintas localidades
de la Puna Argentina. Los nuevos datos obtenidos se analizaron junto a 10s ya existentes
para 10s Andes Centrales, contribuyendo a una mejor comprension de la evolucion
geodinhica de la Puna. Para cumplir con 10s objetivos planteados se estudiaron 9
localidades, representadas por un total de 831 muestras orientadas, procesindose en el
laboratorio 1064 especimenes.
En la primera parte del presente capitulo se delinearin 10s rasgos mas notorios
(topografia, magmatismo, fases de deforrnacion, etc.) que caracterizan a 10s Andes
Centrales, particularmente a la Puna Argentina. En una segunda parte se presentarin 10s
modelos mas importantes que han sido propuestos por distintos autores, tratando de
explicar la evolucion de 10s Andes Centrales. Finalrnente se plantearin 10s objetivos de
esta tesis y se presentarin las zonas de trabajo por ella abarcada.
L CaracterizaciBn de 10s Andes Centrales:
Tomgrafia:
Los Andes Centrales poseen un ancho miurimo de alrededor de 800 km (Scheuber y
Giese 1999) y alcanzan elevaciones superiores a 10s 6800 m (Coira et al. 1993) (Fig. 1.1). El
rumbo general de dicho orogeno muestra un notorio cambio a 10s 17-lgOS, defhiendo el
codo de Arica. Dicho mbo es aproximadamente NO al norte del codo de Arica y
aproximadamente N-S al sur del mismo. En la parte central se encuentra un notable

"Evolucion geodinhica a% la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.1: (De: Research Project: Satellite Remote Sensing, Andean Tectonic-Climatic
Geomorphology, Cornell University). Modelo de elevacion digital de 10s Andes Centrales,
mostrando las expresiones topogrsificas mayores del margen convergente.

"Evolucidn geodimimica de la PUM sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
plateau, conocido como el Altiplano en Bolivia, Peni y Chile y la Puna en Argentina.
Constituye una amplia region de 350-400 km de ancho y 1800 km de largo (Allmendinger
et al. 1997), con una altitud media de aproximadamente 3650 m sobre el nivel del mar
(Isacks 1988) (Fig. 1.1). El plateau Altiplano - Puna se encuentra limitado al 0 y a. E por
sendos altos topogrzificos, presentando grandes ireas con drenaje intemo. Al N y al S de
este plateau la cadena Andina se toma visiblemente mh angosta En la Fig. 12 se destacan
las caracteristicas topo@icas de 10s Andes Centrales a traves de cuatro vistas que
muestran bandas especificas de elevacion (Research Project: Satellite Remote Sensing,
Andean Tectonic-Climatic Geomorphology, Come11 University). Las cuatro figuras
muestran elevaciones de -1,5 a 2 km; 2 a 3,5 km; 3,5 a 4,5 km y mh de 4,5 km
respectivamente. Las elevaciones de entre -1,5 y 2 km representan la region costera del
antearco y las pendientes menores de 10s Andes orientales (Fig. 1.2a). Las elevaciones de
entre 2 y 3,5 krn enfa- las pendientes menores de 10s bordes E y 0 del plateau. Es
importante destacar que mientras la pendiente del limite 0 del plateau es relativamente
simple y aproxirnadamente paralela a la fosa ocehica de Peni-Chile, la pendiente del
limite E muestra una complejidad mucho mayor, reflejando diferentes estilos tectonicos y
erosivos (Fig. 1.2b). Las elevaciones de entre 3,5 y 4,5 km destacan la enorme extension de
las ireas de relieve suave del plateau que presentan altitudes de 3,7 - 4,3 km (Fig. 1.2~). Las
elevaciones mayores a 4,5 km corresponden mayormente a 10s edificios vol~cos
existentes en el plateau, a la Cordillera Real de Bolivia y al borde oriental de la Puna (Fig.
L2d).
Marco Tectonico:
Los Andes Centrales constituyen una cadena montaiiosa de men activo, con
subduction de corteza ocehica (placa de Nazca) debajo de corteza continental (placa

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base & estudios paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.2: (De: Research Project: Satellite Remote Sensing, Andean Tectonic-Climatic
Geomorphology, Cornell University). Modelos de elevation digital mostrando bandas de
altitud especificas, en cada caso un esquema de colores resalta ademits la ubicacion de la
fosa ocehica: a) Elevaciones entre -1,5 y 2 km, b) elevaciones entre 2 y 3,5 km, c)
elevaciones entre 3,5 y 4,5 km y d) elevaciones mayores a 4,5 km.
b)

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base & estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Sudarnericana). Esta subduccion ha estado activa desde hace aproximadamente 200 Ma. La
edad de la placa ocebica subductada es mayor en el N y menor en el S. Actualmente, la
tasa de convergencia de placas va de 7,5 a 8,O cda entre 10s 12-30"s (DeMets et al. 1994).
lhante el Cenozoico temprano la convergencia era en direccion NE-SO, con una tasa de
5-8 cda (Somoza 1998). Dicha tasa de convergencia aumento abruptamente hasta valores
de alrededor de 15 cda entre 10s 28,3-25,8 Ma, y simultheamente se produjo un cambio
en la direccion de convergencia que paso a ser E-0 (Somoza 1998). Este regimen de tasa de
convergencia relativamente alta se mantuvo hasta 10s 20-1 1 Ma Durante el Cenozoico
tardio disminuyo la tasa, alcanzhndose valores sirnilares a 10s actuales hace alrededor de 5
Ma (Somoza 1998). La direccion de convergencia habria sido dextral durante el Cenozoico
temprano, siendo levemente oblicua en Peni y moderadamente oblicua en Chlle. Vinculado
al abrupt0 aumento de la tasa de convergencia anterionnente mencionado, se registd un
cambio en la direccion a convergencia levemente sinistral en Peni y casi ortogonal en Chde
(Somoza 1998). Reconstrucciones mhs modernas sugieren leve oblicuidad de la
convergencia de tipo dextral en Chile y sinistral en Perh
La placa de Nazca subductada presenta una geometria segmentada, con sectores de
subduccion subhorizontal y sectores de subduccion normal (Jordan et al. 1983). Entre 10s
15-24"s la zona de Benioff inclina alrededor de 30" al E, mientras que desde 10s 2 a 10s
15"s y desde 10s 27 a 10s 33"s inclina solo 5-10" al E (Jordan et al. 1983). La geometria de
la placa subductada &fiere debajo de 10s extremos N y S del plateau. Bajo el S de Peni hay
una curva pronunciada en la placa subductada. En cambio bajo la Puna, hacia el S, la placa
subductada se curva gradualmente entre 10s 24-30"s (Allrnendinger et al. 1997). Entre 10s
25-27"s existe una zona de silencio sismico (Cahill y Isacks 1992), defhida como una zona
de lnmsicion (Jordan et al. 1983). Comte y Suirez (1995) determinaron la existencia de una

“Evolution geodihica rie la Puna sobre la base de estudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezxi
&sminucion gradual de la inclinacih de la zona de Benioff a partir de 10s 21 "S hasta 10s
24"S, pasando dicha inclinacion de 30" a 20" al E, respectivamente. Estos autores
suguieron que el pasaje de una subduccion de tip normal a una subduccion de tip
subhorizontal podria comenzar a 10s 21"s. Patzwahl et al. (1999) determinaron, a parhr de
perfiles sismicos que se extienden desde la fosa ocehica de Peni - Chile hasta 100-200 km
dentro del continente entre 10s 19,5 y 10s 25"S, la existencia de estructuras internas en la
placa Sudamericana. Detectaron un limite intracortical aproximadamente subhorizontal a
diferentes prohdidades (12-25 km) a lo largo de diferentes perfiles. Pero entre 10s 20 y 10s
22,5"S detectaron la presencia de un limite intracortical que inclina alrededor de 15" al E y
se extiende desde niveles corticales superiores hasta profunddades de 25-30 km. Estos
autores interpretaron este limite sugiriendo que el mismo podria ser un relicto de una
antigua estructura de falla, o bien que podria coresponder a corteza ocehica
"underplated".
Unidades morfoestructurales:
En 10s Andes Centrales se distinguen diferentes unidades morfoestructurales
longitudindes de rurnbo subparalelo a la fosa ocehnica de Peni-Chile (Fig. 1.3). Entre
aproximadamente 10s 15 y 10s 27"S, de 0 a E se identifican: la Corddlera de la Costa (con
picos de m b de 2000 m de altura) (Giese et al. 1999), el Valle Longitudinal 6 Depresion
Central Chilena, la Precordillera (con alturas superiores a 10s 4000m), la Cordillera
Volcinica Occidental 6 Central Volcanic Zone (CVZ) (con alturas mayores a 10s 6000 m),
el Altiplano-F9ma, la Cordillera Oriental (con picos que alcanzan 10s 6000 m de altitud), y
las Sierras Subandinas hasta 10s 23-24"s y el Sistema de Santa Birbara desde 10s 23-24"s.
La Cordillera de la Costa representa un remanente del arc0 magmatic0 desarrollado durante
el Jhico - Cretikico temprano y consiste hdamentalmente de rocas volchicas y

"Evolution geodiniimica de la Puna sobre la base de estudios paleomapkticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.3: (Modificada de Jordan et al. 1983). Unidades morfoestructurales y cubierta
volchnica reciente de 10s Andes Centrales de Chile, Bolivia y Argentina
- plutonicas. El Valle Longitudinal es interpretado como el sitio donde se instal6 el arco
magmatico durante el CretiLcico medio, alli afloran rocas sedimentarias paleozoicas a
crethicas inferiores y rocas volc&icas y plutonicas cretiLcicas. La Precordillera representa
el arco magmatico crethcico superior, est6 constituida por rocas sedimentarias y volc&icas
mesozoicas y terciarias que suprayacen discordantemente a rocas metamorficas y
plutonicas paleozoicas. La CVZ constituye el limite 0 del Altiplano - Puna y corresponde al
arco magmatico reciente @&oceno - Holocene). Alli, lavas y mantos ignimbriticos cubren
rocas volchnicas y plutonicas carboniferas a oligocenas. El Altiplano-Puna se caracteriza

"Ewlucion geodinhica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
por la presencia de un muy importante volcanismo mioceno-reciente, con ireas muy
extensas cubiertas por lavas e ignimbritas. El Altiplano constituye una cuenca endorreica
bica de relieve suave. La Puna, en cambio, se camcteriza por la presencia de numerosas
cuencas pequeiias limitadas por altos topo~cos de rumbo N-S a NNE-SSO. Dichos altos
topogriificos eSt4.n compuestos fimdamentalmente por metasedirnentitas ordovicicas y esth
limitados en ambos flancos por fallas inversas, elevindose mb de 1000 m sobre el nivel de
las cuencas endorreicas que definen. En muchas de estas cuencas afloran sedimentitas
terciarias superiores deformadas compresionalmente y salinas o lagos de playa evaporitica.
Alonso et al. (1984) diferenciaron dos regiones dentro de la Puna: la Puna Septentrional
(Puna Jujeiia) y la Puna Austral (Puna Salto-Catamarqueiia). Los tres elementos principales
que las diferencian esth dados por: ausencia de afloramientos de rocas crethcicas en la
Puna Austral, potente desarrollo de secuencias continentales terciarias con megacuerpos
evaporiticos en la Puna Austral (en la Puna Septentrional estas secuencias esth mucho
menos desarrolladas) y presencia de derrames fisurales y centros monogenicos bhsicos
fbera de la CVZ en la Puna Austral (Alonso et al. 1984). En el S del Altiplano boliviano y
a lo largo de toda la Puna argentina se observan lineamientos de rurnbo ONO-ESE y NO-
SE (Fig. 1.4). Estos lineamientos hart sido agrupados en cuatro principales denominados
lineamiento de Lipez, lineamiento de Calarna-Olacapato-Toro (COT), lineamiento de
Archibarca y lineamiento de Culampaja (Fig. 1.4) (Salfity et al. 1984). Salfity et al. (1984)
interpretaron que cada uno de estos lineamientos definen pilares tectonicos transversales al
rumbo andino que regularon durante el Cenozoico la sedimentation y la efisividad
terciarias. A lo largo de 10s cuatro lineamientos se advierte la ausencia de sedimentitas
terciarias, las cudes afloran profusamente en las zonas intermedias: cuencas estructurales
de Uyuni, Olaroz, Arizaro, Antofalla y Fiambala (Salfity et al. 1984). En cada uno de

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.4: (Modificada de Coira st al. 1993). Mapa que muestra 10s lineamientos NO-SE,
las unidades morfoestructurales y la hstribucion del volcanismo Cenozoico superior, en la
Puna Argentina.
&chos pilares tectonicos afloran relictos de basamento paleozoico. Profbsos volhenes de
vulcanitas terciarias y un menor volumen de vulcanitas cuaternarias se observan a lo largo
de ellos. Estos lineamientos tuvieron movilidad transcurrente con desplazamiento lateral
izquierdo durante el Cuatemario (Salfity et al. 1984). El limite E del Altiplano-Puna esth
dado por la Cordillera Oriental, compuesta principalrnente por dep6sitos devonicos y
ordovicicos en Bolivia; y por intrusivos y estratos prechmbricos levemente metamorfizados,
estratos ordovicicos y dep6sitos continentales mesozoicos superiores en Argentina (Jordan
et al, 1983) La Cordillera Oriental es una faja plegada y corrida con vergencia variable

"Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de esfudiospaleornagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
hacia el E 6 el 0. A lo largo de la Puna Argentina presenta marcadas variaciones
estratignifkas. Al N de 10s 25"s se encuentran espesos aflorarnientos de estratos ciimbricos
y ordovicicos, entre 10s 25 y 10s 26"s las sucesiones paleozoicas son reemplazadas por
rocas continentales crekicicas-terciarias con espesores mayores a 10s 4000 m, al S de 10s
26"s 10s depbsitos terciarios se apoyan sobre basamento precimbrico debido a la ausencia
de rocas mesozoicas y paleozoicas (Mon y Salfity 1995). Las Sierras Subandinas
constituyen una faja plegada y corrida de tip "thm-skinned", donde el nivel de despegue
esth ubicado dentro de la cubierta sedimentaria (Kley et al. 1999). Pliegues asimetricos con
vergencia al E y fallas inversas con su plano inclinando a1 0 son muy comunes (Jordan et
al. 1983). El Sistema de Santa Bifbara constituye una faja corrida de tip 'Vllck-skinned",
con estructuras que involucran el basamento (Kley et al. 1999). La faja plegada y corrida de
tip 'b-skinned" de las Sierras Subandinas se desarrollo en una zona de espesa cubierta
sedimentaria (superior a 10s 3 krn) no afectada por la intensa extension de retroarco
crekicica (Kley et al. 1999). La faja corrida de tip "thick-skinned" del Sistema de Santa
BArbara en cambio, se form6 dentro de las cuencas extensionales cretkicas reactivando las
correspondientes fallas normales como fallas inversas (Kley et al. 1999). Jordan et al.
(1983) concluyeron que esta segmentacion del estdo estructural del antepais andino podia
estar influenciada por la geometria cortical pre-existente y por la segmentacion de la
geometria de la placa de Nazca subductada. En cambio, Kley et al. (1999) determinaron
que la correlacion entre la segmentacion del antepais y de la placa de Nazca es pobre, per0
que la correlacion entre la segmentacion del antepais y la estructum litosferica (variaciones
en la estratigrafia y la evolucion tectonics temprana) es muy fberte.
Mapatismo:
Como se mencionara anteriormente, la CVZ corresponde al arc0 mwtico

"Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
reciente (Mmceno - Holoceno) y el Altiplano-Puna se caracteriza por la presencia de un
rnuy importante volcanismo miweno-reciente. En la Puna 10s registros magmaticos han
sido muy escasos durante el Oligweno superior - Mioceno inferior; en cambio el
magmatismo he muy importante en la CVZ y en el limite E del Altiplano con la Cordillera
Oriental al N de 10s 22"s y en la CVZ al S de 10s 25"s (Coira y Kay 1993).
Durante el Mioceno temprano a medio tuvo lugar al N de 10s 22"s un volcanismo
explosive localizado en el margen E del Altiplano, al S de 10s 25"s se produjo la erupcion
de lavas andesiticas-daciticas y la emision local de ignimbritas en la CVZ (Coira et al.
1993, Allmendinger et al. 1997). Mientras tanto, en la Puna Septentrional 10s registros
magmaticos solo corresponden a piroclastitas distales provenientes de centros del Altiplano
y de la CVZ y a stocks, domos extrusivos e ignimbritas reconwidas en volcanes longevos y
muy erosionados (Coira y Kay 1993). En la Puna Austral se registro el inicio de un intenso
volcanismo con formacion de estratovolcanes entre 10s 14-18 Ma (Mweno medio)
(Kraemer et al. 1999).
Durante el Mioceno tardio el volcanismo cobro gran magnitud en la Puna
Septentrional y en el Altiplano con la emision de grandes voliunenes de ignimbritas
. daciticas. La actividad volchica se extendro a lo largo del margen 0 de la Puna y hacia el
E a lo largo de 10s lineamientos de rumbo NO-SE (Lipez, El Toro, Archibarca y
Cularnpaja). En el extremo E de cada uno de 10s cuatro lineamientos se originaron 10s
mayores complejos volchicos (Salfity et al. 1984). Simulthneamente, en la CVZ entre 10s
21 - 23"3OYS tuvo lugar la emision de voluminosas ignimbritas, y conspicuos centros
igmmbriticos se implantaron en el limite E del Altiplano en el SE de Peni y en Bolivia
(Coira y Kay 1993).
Durante el Pliweno, la actividad volchica estuvo centrada en la CVZ y en la Puna

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Austral, representada principalmente por conos lavicos y domos andesitico - daciticos
(Coira et al. 1993).
Durante el Cuaternario la actividad volchica decrecio notablemente,
concentrimdose en la CVZ y en la Puna Austral (Allmendinger et al. 1997). En la Puna
Austral se registrC, la emision de flujos mhficos andesiticos asociados a pequefios conos
mono~nicos controlados por fallas de rumbo N-S, NNO-SSE y NE-SO. En la CVZ las
erupciones cuatemarias a recientes han construido estratovolcanes (un ejemplo tipico es el
Llullaillaco de 6723m de altura), conos compuestos, conos monogdnicos y domos
andesiticos a daciticos y dep6sitos ignimbriticos menores rioliticos a daciticos (Coira y Kay
1993).
Las ignimbritas de la Puna son mayormente dacitas calcoalcalinas ricas en K, se
caracterizan por la pronunciada pendiente de sus tierras raras y las fhertes anomalias
negativas de Eu (Coira et al. 1993). Tienen relaciones Sr87lSr86 mayores que las
observadas en la Cordillera Occidental y menores que en el lirnite E del Altiplano
Boliviano (Coira y Kay 1993). Coira y Kay (1993) interpretaron estos cambios en la
actividad magmatica como el reflejo de un aumento del hgulo de subduction de la placa
- de Nazca debajo de la Puna Septentrional ocurrido a partrr del Mioceno medio a tardio y
estimaron que un modelo de delamination litosferica como el de Kay y Kay (1993)
representaria las caracteristicas observadas en la Puna Austral.
Estructura Litosfknca
En 10s ziltimos aiios se han realizado numerosos estudios que permitieron
caracterkar la estructura de la litosfera debajo de 10s Andes Centrales.
Beck et al. (1996) estimaron parhnetros corticales a partir de la realization de
experimentos de sismica a lo largo de una transecta E-0 a traves de 10s Andes a la latitud

"Evolucion geodincimica & la Puna sobre la base & estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
de 20°S, y a lo largo de una transecta N-S realizada a lo largo del borde E del Altiplano.
Determinaron que la corteza debajo del Altiplano se caracteriza por una velocidad muy baja
de las ondas P de 6,O kmlseg y un espesor cortical de 65 km. Los valores m ~ o s
obtenidos de espesor cortical heron de 70-74 km debajo de las cordilleras, mientras que
200 km al E de 10s Andes dichos valores son de 32-38 km. Tambien detenninaron que la
corteza parece engrosarse de norte (16"s: 55-60 km) a sur (20"s: 70-74 km) a lo largo de la
Cordillera Oriental. La zona de las Sierras Subandinas posee un espesor cortical intermedio
de 43-47 km.
Whitman et al. (1992) determinaron a parbr del estudio de la atenuacion de las
ondas sisrnicas que las Sierras Subandinas se encuentran sobre una region donde el manto
litosferico tiene un espesor de 200 km. La litosfera es delgada solo debajo del arc0
magmatico activo. Asimismo, determinaron que en 10s extremos N y S de las Sierras
Subandinas, la zona de litosfera delgada se ensancha hacia el antepais. Estas zonas
coinciden con el desarrollo de fajas conidas de tip "hck-skinned", como el Sistema de
Santa Bhrbara (Kley et al. 1999).
Hoke et al. (1994) realizaron mediciones de 10s isotopos de He en muestras de agua
y gas provenientes de sulfataras volc~cas y de hentes geotennales de 10s Andes Centrales
del N de Chile y Bolivia entre las latitudes de 15 - 23"s. El origen del ' ~ e d dado por la
existencia de magmas derivados del manto en profundidad. Determinaron que las
relaciones m& elevadas de k d ~ se e encontraban asociadas con el a m magmatic0 activo
de la CVZ, per0 tarnbien detectaron valores altos en muestras del Altiplano y de la
Cordillera Oriental. Debajo del arco magrnatico la fusion del manto probablemente este
controlada por hidratacion y deshidratacion del manto. Los valores de la relacion ' ~ef~e
disminuyen hacia el E a partu de la CVZ limitando la extension de la cuiia astenosferica

"Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
fuente del 3 ~e; el limite 0 de la misma se encontraria unos 80 krn al 0 del arc0 actual.
Debajo del Altiplano y de la Cordillera Oriental la fusion del manto seria el resultado de la
remocion convectiva de la base de la litosfera.
Schwarz y Kriiger (1 997) construyeron una seccion E-0 de resistividades a la latitud
21°45'S a travCs de 10s Andes Centrales (Fig. 1.5). Determinaron que mientras la corteza de
la Cordillera de la Costa posee alta resistividad de mk de 5000 ohm m, la resistividad de
la "corteza andina normal" es baja, con valores de solo 200 ohm m. Detectaron la
existencia de una zona de conductividad electrica extremadamente alta con una extension
E-0 de mk de 330 krn (Fig. L5). Esta zona que se encuentra a una profundidad de 45 km
debajo de la parte 0 de la CVZ y a 25 km debajo de la parte E, se deberia a la presencia de
corteza parcialmente hdda. El rumbo de estas estructuras electricas no es N-S, sino que
es NNO-SSE. Esta zona de alta conductividad continki en la corteza inferior hacia el E
debajo del Altiplano (Fig. 1.5). En el limite con la CVZ se encuentra a 40 km de
profundidad, per0 se eleva hacia el E a niveles corticales superiores, y en el lirnite con la
Cordllera Oriental llega a 10s 20 km de profundidad. Esta zona debajo del Altiplano y de la
Cordillera Oriental es explicada a traves de tectonics de cabalgamientos, donde las zonas
de despegue podrian involucrar fluidos y mineralizaciones.
Springer (1999) interpret0 la densidad del flujo de calor superficial en 10s Andes
Centrales para exarninar posibles estructuras Gnnicas en la litosfera. Describio la region de
10s Andes Centrales proponiendo un modelo a lo largo de un perf3 a 10s 2 1 "S desde la fosa
ocehica de Peni-Chile hasta el antepais andino. Los valores de densidad de flujo de calor
para la Corchllera de la Costa son de alrededor de 20 mw/m2, hacia el E en la zona del
antearco correspondiente al Valle Longitudinal y a la Precordillera 10s valores aumentan a
40-60 mw/m2. El pathn de valores de densidad de flujo de calor para la zona de la

"Evolucion geodinhmica & la Puna sobre la base & estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
0 100 km
Figura 1.5: (Modificada de Schwarz y Kriiger 1997). Seccion electrica compuesta E-0
(aproximadamente 21'45's) de 10s Andes Centrales que se extiende desde la costa Pacifica
del N de Chile hasta la cuenca Chaqueiia del S de Bolivia. ZAC: zona de alta
conductividad.
CVZ y del Altiplano se caracteriza por grandes variaciones de entre 50 a 180 mw/m2. Un
valor comparativamente elevado de alrededor de 80 mw/m2 es caracteristico de la
Cordillera Oriental. Hacia la zona de las Sierras Subandinas y el antepais andino 10s valores
decrecen hasta 40 mw/m2. La zona comprendida entre la fosa ocehica y el arc0
magmatico actual fie descripta a traves de modelos de subduccion de dos dmensiones, la
zona del retroarco fbe descripta a traves de modelos de dos dimensiones que involucran
fenomenos de cabalgamientos simples, y la zona del antepais fue investigada a traves de
estimaciones de temperatura en una dimension. A parbr de dichos modelos, Springer
(1999) determino que 10s valores de densidad de flujo de calor muy bajos existentes en la
regih del antearco indican bajos valores de esfueaos de cizalla del orden de 15 MPa a lo
largo del contact0 entre placas, adem& pudo observar que variaciones en el hgulo de
subduccion solo influyen en la extension E-0 de la anomalia superficial de densidad de
flujo de calor. Detect6 que la estructura de temperaturas litosfericas en el arc0 magmatico
I

"Evolucion geodiniimica de la Puna sobre la base de estudios paleornagniticos. " Claudia B. Prezzi
activo es fuertemente sensible a 10s cambios de temperaturas generados por la existencia de
una cub astenosfinca mantklica a bajas profundidades (alrededor de 70 km) cuya
extension E-0 varia segh el bgulo de subduccion. Para generar las condiciones necesarias
para la production de fusion a niveles subcorticales que den lugar al extenso volcanismo
observado, la extension minima de la cuiia astenosf6rica hacia el 0 debe coincidir con la
posicion del fiente volchnico. La litosfera asi tkrmicamente adelgazada resulta en una
densidad del flujo de calor superficial del orden de 60-70 mw/m2. Localmente, valores mb
elevados en el arc0 volchnico (CVZ) son interpretados como resultantes de la presencia de
charas magmaticas someras. En la region del retroarco la duplicacion de la corteza
generada por 10s cabalgamientos afecta considerablemente la estructura termica de la
litosfera, la cud estlr fuertemente influenciada por las condiciones iniciales de distribution
de temperaturas asurnidas. La estructura termica de la litosfera del retroarco puede ser
explicada por una transition de litosfera termicamente adelgazada a un espesor litosferico
normal para zonas cratonicas. Los valores de densidad de flujo de calor observados en la
zona del antepais, sugieren con&ciones termicas de la litosfera tipicas de zonas cratonicas
con un espesor de litosfera continental de alrededor de 200 krn. Por lo tanto, Springer
(1999) propone una estructura litosferica para 10s Andes Centrales con litosfera delgada
debajo de la CVZ, el Altiplano y el 0 de la Cordillera Oriental.
Rankin y Triggs (1997) realizaron una interpretation geologica de datos magnkticos
y radiomktricos akreos y datos Landsat TM en la region de la Puna hasta 10s 24"s.
Identificaron la existencia de cuerpos magn&icos a profundidades de 2000-2500 m que se
ubican en una franja N-S, considerando que podrian representar las fuentes magmaticas
fosiles de las principles secuencias volchnicas terciarias.
Diferentes autores han realizado estudios gravimktricos en 10s Andes Centrales

"Evolution geodiruimica & la Puna sobre la base & estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
(e.g..: Watts et al. 1995, GOtze et al. 1995, Gijtze y Kuchner 1997, Tassara y Yaiiez 1996,
1997, Introcaso y Pacino 1998, Introcaso 1993, Introcaso et al. 1996). La region del
Altiplano presenta una anomalia de Bouguer negativa ancha y de gran amplitud Esta
anomalia alcanza longitudes de onda de 1000 km y amplitudes de 400 mGales y he
interpretada como la consecuencia de la existencia de corteza espesa debajo del Altiplano.
Watts et al. (1995) determinaron a partn de anomalias gravimetricas y datos topo@cos
valores de espesor elhtico de la litosfera a lo largo del Altiplano-Puna Observaron que el
espesor elMco aumentaba desde casi 0 km en 10s extremos N y S del plateau hasta valores
mayores que 50 km en la zona del codo de Anca Especularon que esta variation se
relaciona con la mayor o menor proximidad del Escudo Brasilefio. Tassara y Yailez (1996,
1997) determinaron a padr de datos gravimetricos y topo~cos del Altiplano- Puna
valores de espesor cortical de 65-55 km para 10s 12-24"s y de 65 km para 10s 24-28"S,
tambien obtuvieron valores de espesor elhstico de 15-5 km para 10s 12-24"s y de 10-0 km
para 10s 24-28's. Introcaso et al. (1996) determinaron a traves de estudos gravimetricos
valores de espesores corticales maximos de 66 km a 10s 22OS, de 60-65 km a 10s 25"s y de
68 lun a 10s 27OS. G(ltze y Kirchner (1997) elirninaron el efecto de la raiz de compensacion
isodtica de la anomalia de Bouguer para 10s Andes Centrales entre 10s 20-26"S,
obteniendo asi una anomalia que utilizaron como un camp residual. Las caracteisticas
mhs interesantes de este camp heron: a) una anomalia positiva de rumbo NNO-SSE que
se extiende desde Calama, pasando por el Salar de Atacama hasta la Puna Austral, la cud
puede ser explicada por la existencia de una estructura paleozoica-prehbrica de elevada
densidad y altamente metamorfkda, b) minimos locales a lo largo del arc0 magdtico
actual, 10s cdes indican la presencia de material parcialmente fundido a profundidades de
15-20 km. Ademis determinaron profundidades para el Moho debajo de la CVZ y del

"Ewlucidn geodinhmica G% la Puna sobre la base & esl~dios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Altiplano-Puna que van de 56 km a 10s 24"s a 65 km a 10s 20-2 1"s.
Cahill et al. (1992) mostraron que la sismicidad cortical moderna en 10s Andes
Centrales se concentra fundamentalmente en las zonas de antearco y antepais. La region del
Altiplano Boliviano y de la Puna Septenttional es phclicamente asismica, mientras que las
Sierras Subandinas, el margen E de la Cordillera Oriental y el extremo S de la Puna Austral
presentan moderada actividad (Jordan et al. 1983).
Ayala y Wittlinger (1996) estudiaron la sismicidad registrada en 10s Andes
Centrales entre 1988-1 994. Observaron que la mayor concentracih de eventos corticales se
sitkt cerca del codo de hca La orientation de 10s esfierzos para eventos someros de
intraplaca se caracteriza por compresion horizontal ENE en la region del antearco y en las
Sierras Subandinas. Esta direccion es paralela a la direccion de la convergencia de las
placas de Nazca-Sudarneica. Los Andes Occidentales se caracterizan por un esfuerzo
horizontal tensional N-S.
Muy recientemente han sido propuestos modelos de densidades y estructura cortical
y litosfenca en dos dimemiones a lo largo de una transecta E-0 a 10s 2 1 "S, que va desde la
fosa ocehica hasta la region de Chaco (Romanyuk et al. 1999, Scheuber y Giese 1999,
Giese et al. 1999). Estos modelos han sido construidos a parbr de la recopilacion de datos
geologicos, geofisicos y tectonicos. La base de datos geofisicos utilizada incluye resultados
de estudios de: sismica de refraction, sismica de reflexion, sismologia pasiva, gravimetria,
magnetotelirica, y densidad de flujo de calor a lo largo de 10s Andes Centrales.
Determinaron que la estructura y composition de la corteza carnbian signrficativamente de
E a 0. En la parte E del retroarco el Moho se reconoce claramente, mientras que en el
Altiplano y en la CVZ no se encuentra bien definido. Detectaron la presencia de fundidos a
prohdidades mayores que 10s 15-20 krn y que llegan hasta 10s 150-200 km debajo de la

"Evolucion geodinchica a2 la Puna sobre la base & eshrdiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
CVZ. Interpretaron que debajo del Altiplano y la CVZ, la corteza media e inferior y el
manto superior corresponden'an a una acurnulacion de material fbertemente afectado por
magmatismo, retrabajado por metarnorfismo y deformado de manera similar a un fluido.
Adoptaron una profundidad promedio de 70 km para el limite corteza-manto.
Fases de Deformacion:
A pesar de que la estructuracion de 10s Andes Centrales ocurrio principalmente
durante el Cenozoico tardio, distintos episodios de deformacion han ocurrido de manera
diacronica a lo largo del orogeno. Como ya fbera notado por Somoza et al. (1996a),
importante deformacion ocurrio durante: el Eoceno medio-tardio en el centro de P e ~
(Megard 1987), el Eoceno-Oligoceno temprano en el N de Chde (Scheuber y Reutter
1992), el Oligoceno-Mioceno temprano en el Altiplano Boliviano (Sempere et al. 1990), el
Mioceno tardio en la Puna (Jordan y Alonso 1987, Marrett et al. 1994, Cladouhos et al.
1994) y el Plioceno-Cuaternario en las Sierras Subanhas y el Sistema de Santa Bhrbara
(Gubbels et al. 1993, Marrett et al. 1994, Cladouhos et al. 1994). Simultimeamente se
observa un desplazamiento hacia el E del frente de deformacion durante el Cenozoico
(Marrett et al. 1994, Cladouhos et al. 1994).
Lamb y Hoke (1997) determinaron la existencia en Bolivia en la CVZ, el Altiplano
y el rnargen 0 de la Cordillera Oriental de tres fases diferentes de deformacion. La primera
fase tuvo lugar entre 10s 55-25 Ma y genero acortamiento ENE-OSO fbndamentalmente en
el margen 0 de la Cordillera Oriental y tal vez en la CVZ. La segunda fase produjo
acortamiento NE-SO a ENE-OSO en el Altiplano y el margen 0 de la Cordillera Oriental.
Esta segunda fase fbe diacronica: en el margen E del Altiplano y en la Cordillera Oriental
finalizo aproximadamente a 10s 11 Ma, mientras que en la zona central del N del Altiplano
estuvo activa entre 10s 10-5 Ma. La tercera fase produjo mayormente fallas de rumbo y un

"Evolution geodinhmica & la Puna sobre la base & estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
basculamiento regional muy suave en 10s iiltimos 5 Ma, generando acortamiento ENE-OSO
y extension NNO-SSE.
En el S del Altiplano y la Puna Argentina se distinguen las siguientes fases de
deformacion (Salfity et al. 1984): a) Incaica: Eoceno medio a tardio, b) Pehuenche:
Oligoceno tardio? - Mioceno temprano, c) Quechua inicial: intermiocena, d) Quechua
principal: Mioceno tardio y e) Diaguita: Plioceno tardio - Pleistocene temprano. El ciclo
Andino comenzo con la apertura de cuencas elongadas rellenadas con dep6sitos
continentales del Crethcico-Eoceno inferior (Mon y Salfity 1995). La inversion de estas
cuencas comenzo con la fase de deformacion Incaica (Mon y Salfity 1995). Las cuencas
sedimentarias generadas a partir de Qcha fase, discordantes sobre 10s sedunentos
crethcicos- eocenos inferiores, albergan 10s clhsicos depbsitos continentales terciarios de la
Puna (Salfity et al. 1984). La Cordillera Oriental (al N del linearniento de El Toro)
permanecio emergida a partir de la fase Incaica. Luego de esta fase no hay evidencia de
deformacion hash el Oligoceno tardio, cuando ocurrio acortamiento localizado en el S del
Altiplano durante la fase Pehuenche (Jordan y Alonso 1987). El primer evento de
deformacion ampliamente reconocido corresponde a la fase Quechua principal, durante la
- misma se desarrollaron pliegues y fdas inversas en la Puna-Altiplano y la Cordillera
Oriental (Jordan y Alonso 1987). La deformacion registrada en las Sierras Subandinas, la
Puna Austral y las Sierras Pampeanas es mb joven y corresponde a la fase Diaguita (Jordan
y Alonso 1987). Mientras que el S del Altiplano y la Puna Septentrional (al N de 24"s) no
han sufiido mayor deformacion compresiva desde la fase Quechua principal, intenso
plegarniento y fdlamiento inverso ocurrio en la Puna Austral (Jordan y Alonso 1987).
Durante el Cuaternario la Puna Austral sufkio extension horizontal segh fdlas norrnales y
de rumbo dextrales, subparalelas al rumbo de 10s Andes (Allmendinger et al. 1989, 1997).

"Ewlucidn geodimimica ak la Puna sobre la base de estudios paleomagdticos. " Claudia B . Prezzi
Un estilo cinematic0 similar caracteriza tambien el extremo N del Altiplano en el S de Peni
y el N de Bolivia (Sebrier et al. 1985), donde se registra una transcurrencia sinistral
(Allrnendinger et al. 1997).
Marrett (1990) determino que las fases de defomacion Pehuenche, Quechua inicial,
Quechua principal y Diapta se caracterizan por fallas inversas que generaron
acortamiento subhorizontal NW-SE y extension subvertical. Agrup6 a estas fases en un
evento de defomacion que habria actuado durante el Mio-Plioceno. Reconoci6 otro evento
deformacional Plio-Cuatemario que muestra mis diversidad pero se caracteriza por
acortamiento ENE-OSO y extension NNW-SSE. Ambas fases de deformacion no han
ocurrido de manera sincronica a lo largo de la Puna Argentina (Toth et al. 1996).
Cladouhos et al. (1994) determinaron que en la Puna Norte la deformacion Mio-
Pliocena finalizo a 10s 10 Ma, mientras que Marrett et al. (1994) concluyeron que en la
Puna Austral ha estado activa por lo menos hasta 10s 4 Ma. Paralelamente, la
deformacion parece haber migrado hacia el este durante el Cenozoico tardio, pasando a
ser las Sierras Subandinas y el Sistema de Santa Bhbara el foco donde se produjo el
acortamiento mas intenso desde entonces. Cladouhos et al. (1994) calcularon que la
deformacion Mio-Pliocena produjo la elevation de la Puna a una altitud de 2 krn.
Vandervoort et al. (1 995) detenninaron que la Puna se elevo y se transfomo en una unidad
tectonomorfica diferenciada del antepais y del antearco entre 10s 242 -14,l Ma. La
deformacion Plio-Cuaternaria esth dada tanto en la Puna Austral como Septentrional por
fallas de rumbo dextrales paralelas al orogeno andino (Cladouhos et al. 1994). Cladouhos
et al. (1994) explica la ubicacion de estas fallas en la zona de retroarw considerando
particion del vector convergencia, ya que la "subduction" del Escudo Brasileiio debajo de
las Sierras Subandinas es oblicua, generando cizalla paralela al arc0 en la Puna.

"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base de esturfios paleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
El acortamiento Plio-Cuaternario es paralelo a la direccion de convergencia de las
placas de Nazca - Sudamericana durante 10s utimos 10 Ma, per0 el acortamiento Mio-
Plioceno no lo es, aunque ambas fases de deformacion ocurrieron durante el rnismo period0
de convergencia Manett et al. (1994) y Cladouhos et al. (1994) sugirieron que la direccion
de acortamiento anomala Mio-Pliocena podria estar relacionada con la reactivacion de
caracteristicas estructurales mk antiguas: dicha direccion es subparalela al rumbo de 10s
pliegues ordovicicos, ademb las fallas inversas podrian haber reactivado las fallas
normales de las cuencas extensionales crethcicas en la Puna Septentrional. Manett et al.
(1994) propusieron que el cambio en la cinematica ocurrido entre la deformacion Mio-
Pliocena y la Plio-Cuatemaria podria relacionme con una disrninucion de la tasa de
convergencia de la placa de Nazca y la placa Sudamericana.
Patron de Rotaciones:
Datos derivados de rocas aflorantes en el antearco y en el retroarco andmos,
evidencian la existencia de rotaciones see ejes verticales en sentido anthorario en el S de
Peni, Bolivia y extremo N de Chile (a1 N del codo de Anca); y en sentido horario en el S de
Bolivia, N de Chile y NO de Argentina (al S del codo de Arica) (p. ej.: Heki et al. 1985,
Butler et al. 1984; MacFadden et al, 1990; Roperch et al. 1993, MacFadden et al., 1993;
MacFadden et al., 1995; Butler et al. 1995, Aubry et al. 1996, Somoza et al. 1996% Randall
et al. 1996, Somoza et al. 1999). Esta distribution espacial de las rotaciones es lo que
Somoza et al. (1996a) denominaron Central Andes Rotation Pattern (CARP) (Fig. 1.6).
Estas rotaciones por lo general son menores de 30°, per0 en algunas zonas se detectaron
valores de hasta 70" (Beck 1998). La mayoria de 10s datos del N de Chile corresponden a
rocas mesozoicas y terciarias inferiores, en cambio la mayoria de 10s datos del S de Bolivia
y del NO de Argentina pertenecen a rocas terciarias superiores.

"Evolucion geodincimica & la Puna sobre la bme & estudrospaleornapkticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.6: (Modificada de Randall 1998). Rotaciones s ew ejes verticales detectadas en el
margen andno. A: rocas cenozoicas, B: rocas mesozoicas. La flecha gris muestra la
direction de convergencia de placas para el Cenozoico.
IL Modelos Propuestos:
Existen distintos modelos que tratan de explicar la evolution de 10s Andes
Centrales y el origen del CARP, sin embargo, aim no existe la suficiente densidad de datos
que permitan definir cud de ellos es el mh acertado. Estos modelos pueden diferenciarse
en grandes grupos: a) Modelos que involucran rotaciones rigidas regionales de grandes
bloques, b) Modelos que involucran rotaciones "in situ" (locales) de pequeiios bloques,
controladas por configuraciones de esfberzos regionales, c) Modelos que involucran

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
rotaciones "in situ7' (locales) de pequefios bloques per0 controladas por configuraciones
estructurales y de esfuenos locales y d) Modelos que constituyen combinaciones de 10s
modelos anteriores.
En el caso de las rotaciones regonales de grandes bloques de escala continental,
deberian detectarse rotaciones contempoheas y uniformes en magnitud y sentido en toda
la regih. En contraste, en el caso de la rotacion local de bloques las rotaciones pueden ser
diacronicas y la magnitud e incluso el sentido de las rnismas puede mostrar cambios de un
h a a otra, pudiendo existir iueas sin rotacion evidente.
Gmpo A:
Combamiento Oroclinal:
Carey (1955) fue el primer0 en sugerir que el abrupt0 cambio en 10s rumbos topogr(ificos y
tectonicos observados a la latitud del cod0 de Arica en 10s Andes Centrales contituia una
caracten'stica secundana del orogeno. Propuso el concept0 de oroclino para describir el
combamiento sufiido durante la orogenesis por una cadena montaiiosa que origmhente
era rectilinea (Fig. L7a). Sugirio que un margen continental inicialrnente rectilineo puede
ser arqueado a1 imprimirle una deformation, resultando en una rotacion rigida de ambos
limbos. Posteriormente distintos autores realizaron estudios en Peni y el N de Chile (Palmer
et al. 1980a y b, Heki et al. 1985, Kono et al. 1985, May y Butler 1985) e interpretaron sus
resultados como indicadores de este combamiento oroclinal. Kono et al. (1985)
determinaron valores de rotaciones antihorarias en rocas del Peni y propusieron la
existencia de una rotacion anthoraria regional para dicho bloque, registhdose extension
en la region amazonica del 0 Peruano y compresion al S del cod0 de Arica. May y Butler
(1985) sugirieron que el bloque peruano habia sufiido una rotacion antihoraria regional
cuyo eje se ubicaba en el N de Peni. Allenby (1987) propuso que el Escudo Brasilefio es

"Evolution geodimimica a2 la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Figura 1.7: El cinturon movil de 10s Andes Centrales queda delimitado por las lineas gruesas
dentadas, que representan la trinchera ocehnica de Perti-Chile al 0 y el actual frente
orogknico al E. a) Ilustracion del modelo de combamiento oroclinal a escala oro@ca
(Carey 1955). La linea entrecortada representa la antigua posicion del margen 0. b) Modelo
oroclinal para el antearco propuesto por Isacks (1988). La zona de mayor espesor cortical
(mayor densidad del grafismo) es donde mayor acortamiento cortical experiment0 el
orogeno durante el Cenozoico tardio. Las lineas entrecortadas encierran la posicion
primitiva del ante-. Las flechas muestran el desplazamiento de la zona de convergencia
respecto al continente durante el proceso oroclinal. c) Modelo propuesto por Sheffels
(1995). La paleogeografia (borde de cuenca) controla la forma del margen E, y cizalla
distribuida ocurre dentro de la faja corrida. Una curvatura preexistente a lo largo del
margen 0 migra hacia el N y se intensifica durante la orogenesis. A mix: acortamiento
mho. d) Modelo de rotaciQ local de bloques asociado a convergencia oblicua
propuesto por Beck (1987,1988). Las flechas dibujadas sobre la izquierda representan la
convergencia entre las placas de Nazca y Sudamerica durante el Cenozoico tardio. La
componente tangencia1 de ate vector podria producir, en la placa superior, un
cizallamiento horizontal y rotaciones de bloques se@ el sentido indicado.

"Ewlucion geodimimica h la Puna sobre la base h estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Pr&
mh resistente a la convergencia al N del cod0 de Arica que al S, y esta mayor resistencia
genero una ancha zona de cizalla sinistral en la zona de m&xima curvatura y mtacion
anthoraria regional del limbo N del orogeno.
Acortamiento dferencial:
Isacks (1988) propuso un modelo cinematic0 de dos etapas para explicar el levantamiento
del plateau Altiplano-Puna y la existencia del cod0 de Arica (Fig. L7b). Consider6 que a lo
largo de 10s Andes Centrales la placa de Nazca subductada en el Mioceno tenia un
segment0 central de inclinacion baja (aproximadamente 20°), bordeado al NO y a1 S por
segmentos de inclinacion mh elevada. Procesos de magmatismo y conveccion actuantes en
la cuiia astenosferica situada entre las placas, produjeron debilitarniento de la zona de la
placa cabalgante localizada por encima de la cuiia. El ancho de dicha zona he mayor por
encima del segmento con hgulo bajo de inclinacion de la placa de Nazca (mayor tamaiio
de cuiia astenosferica). La subsecuente ruptura compresional de la zona de debilidad genero
cantidades de acortamiento que varian de acuerdo con el ancho de dicha zona. El mthimo
acortamiento se ubicaria en el segmento central, donde se observa el cambio de rumbo de
la cadena andina. Alli, el espesor de la corteza es mayor y el ancho del orogeno es miurimo.
En su modelo, una curvatura pre-existente del margen continental es intensificada debido a
esta variacion del acortamiento a lo largo del orogeno, generando un combarniento
oroclinal del antearm. Para Isacks (1988) el notable espesor de la corteza debajo de 10s
Andes Centrales es fimdamentalmente consecuencia de apllamiento tectonico. Estimo que
la deformacion compresional que generi, el acortamiento y el subsiguiente levantamiento
de 10s Andes ocurrio fimdamentalmente durante el Cenozoico tardio (fase Quechua) (Etapa
1). Durante el Plioceno y el Cuaternario el acortamiento se produjo a lo largo del bode E
de 10s terrenos levantados durante la fase Quechua. Este idtimo acortamiento fbe

“Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
acomodado por el acortamiento y engrosamiento de una corteza inferior ductil por debajo
de una lhmina cortical superior menos deformada. El ascenso de la lhmina cortical superior
por encima de la corteza inferior engrosada es una componente principal del levantamiento
del plateau (Etapa 2). Dicha liimina sobrecone el antepais en el E y se une al antearco a lo
largo de un gran monoclinal en el 0. Este modelo predijo valores de 5-10" de rotacion
regional horaria para la zona del antearco al S del cod0 de Arica, y de 10-15' de rotacion
regional antihoraria al N.
Macedo Sanchez et al. (1992) determinaron rotaciones antihorarias en Peni, las cuales
interpretaron en tenninos oroclinales, per0 agregaron que este proceso debio haber
finaldo en el Mioceno medio.
MacFadden et al. (1990, 1995) realizaron estudios en el Altiplano y la Cordillera Oriental
de Bolivia e interpretaron las rotaciones como product0 de un oroclino que afecto a todo el
orogeno.
Somoza et al. (1996a y b) sugirieron que de haber existido combamiento oroclinal, este
debe haber fdizado antes del Mioceno medio.
Gubbels et al. (1993) consideraron que el modelo de dos etapas propuesto por Isacks (1988)
es viable para explicar el levantamiento del Altiplano. Allmendinger et al. (1997)
sugirieron que el principal levantamiento del Altiplano Central ocurrio entre 10s 25 y 10s 10
Ma @hpa I), aunque algim levantamiento habria ocunido durante el Eoceno (53-34 Ma).
La historia estructural de la Puna ha sido mhs compleja, la etapa 1 comenzi, entre 10s 15 y
10s 20 Ma y continuo localmente hasta 10s 2-1 Ma, y hay poca evidencia del corrimiento del
craton sudarnericano por debajo de la Puna (Allmendinger y Gubbels 1996, Allmendinger
et al. 1997). La diferencia en la evolucion temporal entre el Altiplano y la Puna podria
reflejar la historia de subduccion del Cenozoico tardio. Aunque tambien podria

"Evolution geaiincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
correlacionarse con diferencias de primer orden en el caracter litosfkrico de las dos
regones, las cdes habrian causado estilos y ritmos de acortamiento distintos a lo largo del
antepais y dentro del plateau, asi como tarnbien variaciones en el magmatismo
(Allmendmger et al. 1997). Allmendinger et al. (1997) consideraron que un 10-30% del
engrosamiento cortical generado durante el levantamiento del plateau no puede ser
explicado por acortamiento hicamente, se deberia a: acortamiento sobre estructuras
todavia no reconocidas, evaluation incorrecta del espesor cortical inicial, adicion
magmatica, conversion de rocas del manto superior a velocidades corticales inferiores por
procesos de hidratacion o acrecion tectonica de infraplaca.
Kley y Monald (1998) y Kley (1998) reportaron valores de acortamiento a lo largo de 10s
Andes Centrales entre 10s 3" y 10s 40"s. Concluyeron que el acortamiento y el iuea de
corteza engrosada se correlacionan pobremente, partuxlarmente en 10s extremos N y S del
Altiplano-Puna. Alli, corteza espesa esta asociada con valores bajos de acortamiento.
Proponen que otros mecanismos (adcion magmatica, flujo de corteza inferior ductil a lo
largo del rumbo, acortamiento pre-Neogeno) deben haber contribuido a engrosar la corteza.
Recientemente, Giese et al. (1999) han propuesto que el acortamiento tectonic0 es el
proceso dominate en el retroarco, contribuyendo al menos en un 50-55% a la formacion
de la raiz cortical a lo largo del paralelo 219. En el antearco y el arc0 la hidratacion de la
cuiia del manto produciria un 15-20% del engrosamiento cortical detectado. La adicion
magmitica y la erosion tectonica contribuirian solo con un 5% cada una a1 engrosamiento
observado. Por lo tanto, aim existe un 25% de engrosamiento cortical que no ha @do ser
satisfactoriamente explicado.
Acortamiento diferencial controlado por la paleogeografra:
Sheffels (1995) propuso que la variacion en el acortamiento cortical a lo largo del orogeno,

"Evolution geodiruimica de la Puna sobre la base a2 estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
estaria relacionada con el ancho de la cuenca paleozoica en la cud se depositaron las
unidades sedimentarias que favorecieron el desarrollo de 10s corrimientos en las Sierras
Subandinas, en lugar de requerir variaciones en las condiciones de subduccion (hgulo o
velocidad) (Fig. 1.7~). El combamiento de 10s Andes Centrales asi, resulta de una
combinacion de factores. Debido al ancho de la cadena montaiiosa, diferentes mecanismos
afectaron el margen E y 0. La paleogeografia controlo la forma del fiente de corrimientos
hacia el E, el cud es paralelo al borde de la cuenca paleozoica que contiene las
sedimentitas que alojan 10s niveles de despegue. Los corrimientos avanzaron a lo largo de
un margen de rumbo E-0 en la region del cod0 de Arica y continwon propagbdose
dentro de la cuenca hacia el S. El margen 0 parece haber sido modificado por dos procesos:
erosion tectonics y acortamiento diferencial generado por la direccion de la convergencia.
Este margen 0 habria sido inicialmente curvo, pero la curvatura se intensifico debido a 10s
procesos anteriormente mencionados. La variation del acortamiento generada por el
control paleogeografico, produciria fallamiento de rumbo en el orogeno y rotaciones en el
margen 0.
Gmm B:
Cizalla cortical distribuida:
Beck (1987, 1988) propuso que las rotaciones detectadas en 10s Andes Centrales son la
consecuencia de la parkion de esfuems durante la subduccion oblicua de la placa de
Nazca bajo la placa Sudamericana (Somoza 1998) pig. 1.7d). En su modelo, el vector
convergencia, oblicuo en direccion NE, es descompuesto generando componentes
perpendiculares y padelas al margen continental. Las componentes padelas producirian
cizallarniento horizontal en la placa superior de tip sinistral al N del codo de Arica y de
tipo dextral al S, explicando el sentido antihorario y horario respectivamente de las

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma&ticos. " Claudia B. Prezzi
rotaciones obsewadas. En este modelo el codo de Arica es una caracteristica preexistente
de 10s Andes y pequeiios bloques controlados estructuralmente rotan "in situ" en respuesta
a cizalla distribuida.
Dewey y Lamb (1992) sugirieron que la particion de la convergencia durante 10s liltimos 5
Ma fue importante en el retroarco de Peni, per0 de poca magnitud en el limbo S del
orogeno. El vector paralelo al margen continental, cuando existe, ocasiona cizalla
distribuida en la placa superior, la cud genera las rotaciones.
Somoza et al. (1996a y b) sugirieron una posible relacion mechica entre el rumbo de
antiguas fiacturas en 10s Andes Centrales y las rotaciones. Mientras las estructuras
preandinas en el Altiplano Boliviano y en Peni tienen rumbo NO (Megard 1987), la
tendencia en la Puna es NNE (Mon y Hongn 1988). Durante el Cenozoico el vector
convergencia fue oblicuo a estas estructuras, lo que implica la posibilidad de que pueda
haber sido descompuesto en una componente normal y otra paralela respecto al nunbo de
estas. El sentido del cizallamiento producido por esta descomposicion puede explicar el
sentido de las rotaciones.
Cizalla penetrativa en la lrtosfera inferior:
Beck (1998) propuso que la subduccion oblicua genera traccion en la superficie inferior de
la litosfera Sudamericana. Esta traccion causa cizalla penetrativa en la parte inferior ductil
de la placa Las velocidad de flujo ductil disminuye desde el borde la placa Bloques de
corteza rigida que se encuentran sobre este sustrato ductil rotan, donde el sentido de
rotacion es uniforme y esth determinado por el patron de flujo. La velocidad de rotacion es
variable porque depende del grandiente de la velocidad de flujo y de la forma y orientacion
de cada bloque cortical. Una traccion importante en la base de la placa Sudamericana es
necesaria para generar rotacion de bloques.

"Evolution geodinrimica G% la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Subduction roll-back:
Hartley et al. (1988) detectaron rotaciones horarias en el N de Chlle y las atribuyeron a un
mecanismo de cizalla horizontal en respuesta a un giro hacia el mar de la losa ocehica
("subduction roll-back'I) con eje de rotacion en la trinchera. Este proceso se generaria
como respuesta a una fase de baja tasa de convergencia durante el Crethcico Tardio -
Terciario Temprano, y explica el distinto sentido de las rotaciones al N y al S de Arica en
terminos de variation de la oblicuidad transtensional. Estos autores reconocen que este
modelo es aplicable hicamente a pequeb itreas del antearco.
Gruw C:
Otros autores (p. ej. Hartley et al. 1992, Forsythe y Chisholm 1994, Randall et al. 1996,
Taylor et al. 1998, Abels y Bischoff 1999) han propuesto modelos de tip domino donde
pequeiios bloques rotan "m situ" en respuesta al movimiento de rumbo de estructuras
locales. El cod0 de Arica es considerado como una caracteristica pre-existente del margen
continental. Este tip de modelos ha sido propuesto para explicar rotaciones deterrninadas
en el N de Chle, donde existen sistemas de fallas de grandes dimensiones en el margen
Andino. Los modelos de Forsythe y Chsholm (1994) y Randall et al. (1996) proponen que
bloques en un sistema de fallas secundario de rumbo NO-SE ubicado al 0 de una falla de
rumbo sinistral paralela a1 margen continental rotan en sentido horario. Bonson et al. (1997)
propusieron que las rotaciones de bloques generadas por el movimiento de fallas oblicuas a1
margen son miis importantes. En este tip de modelos el mecanismo generador de las
rotaciones es especifico para cada zona, y depende de controles tect6nicos locales.
Gruw D:
Beck et al. (1994), y Beck (1998) combinaron rotaciones locales de bloques con un
combamiento oroclinal posterior. Para estos autores el CARP seria el resultado de la

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base & estudiospaleomagneticos. -. Claudia B. Prezzi
superposition de rotaciones "in situ" de bloques relacionadas con la oblicuidad de la
subduccion durante el Cenozoico temprano, mb combamiento oroclinal (segim el modelo
propuesto por Isacks 1988) durante el Cenozoico tardio.
Butler et al. (1995) y Richards y Butler (1998), considerando la variabilidad de la magmtud
de las rotaciones determinadas a partu de rocas pre-Neogenas, sugineron que dichas rocas
deben haber sufiido rotaciones locales (resultado de otro proceso tectonico independiente)
ademb de combamiento oroclinal, o bien dos episodios sucesivos de combamiento
oroclinal.
Randall (1998) sugnio que es posible explicar la amplia variation espacial y temporal en la
distribution de las rotaciones considerando modelos del tip de 10s del Grupo C7 per0
donde el sentido de las rotaciones (horario al S de Arica y antihorario al N) es controlado
por estructuras antiguas o bien por variaciones en la rigidez flexural del Escudo Brasileiio
detrb de la zona de deformacion.
Sobre la base de datos de acortamiento, de valores de rotacion y de observaciones
geologicas Kley (1999) propuso un modelo cinemhtico en forma de mapa. Especulo que las
rotaciones regionales de ambos limbos del oroclino deben ser del orden de 10s 5-10".
- Propuso que las rotaciones mayores deberian encontrarse cerca de 10s limites N y S del
plateau Altiplano-Puna, donde 10s gradientes de acortamiento sedan mayores. La zona
central del plateau habria sufiido rotaciones regionales muy pequeiias; 10s elevados valores
de rotacion detectados en esta zona serian de tip local, asociadas con zonas de fdas de
rumbo y zonas de transferencia de desplazarniento entre fallas (Kley 1999).

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
IIL Obietivos v zonas de trabaio:
Uno de 10s principales problemas que hay que enflentar al tratar de definir 10s
procesos que generaron el CARP es el limitado nhero de datos de rotaciones disponibles.
Es importante destacar la notoria escasez de datos existente en la Puna Argentina,
particularmente para la h ja que se extiende aproximadarnente entre 10s 22 y 27"s (Fig.
1.6). Para este sector no existia ningim dato confiable a exception del obtenido por Somoza
et al. (1996a). El paleomagnetismo constituye una herramienta muy eficaz para determinar
la existencia de rotaciones segh ejes verticales, y definir su magnitud y sentido. La
obtencion de estos datos paleomagneticos en dlstintas localidades de la Puna Argentina
constituye el objetivo fundamental de esta tesis. Sobre la base de 10s datos obtenidos, se
tratara de deterrninar el caracter local o regional de las rotaciones y el proceso o 10s
procesos que generaron el CARP.
Para cumplir con 10s objetivos planteados se han estudiado muestras extraidas en
1993, 1995 y 1997 en las siguientes zonas (Fig. I. 8): Siete Curvas (Capitulo I), Mono
Blanco (Capitulo VI), Mina Loma Blanca y Coratlfllli (Capitulo Vm); se han procesado
muestras extraidas por el Dr. R&n Somoza en 1994 y 1996 en las zonas de: Tiomayo
(Capitulo V) y de Rinconada (Capitulo VII) (Fig. 1.8) y se han procesado muestras extraidas
en 1990 por la Lic. Silvia Singer, el Dr. R&n Somoza y el Dr. Richard Allmendinger en la
mnas de: Juncal Grande, Tebenquicho y Chorrillos (Capitulo IV) (Fig. 1.8). En total se han
estudiado paleomagndticamente 83 1 muestreas orientadas, procehdose en el laboratorio
1064 especimenes.

"I;;volucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
CHILE
Figura 1.8: Zonas muestreadas (N: nhero de muestras orientadas extraidas en el campo):
1 .- Siete Curvas (N = 106).
2.- Juncal (3ra..de (N = 55).
3 .- Tebenquicho (N = 9).
4.- Chonillos (N = 2 1).
5.- Tiomayo (N = 123).
6.- Morro Blanco (N = 212).
7.- Rinconada (N = 92).
8.- Mina Lorna Blanca (N = 144).
9.- Coranzuli (N = 69).

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagndticos. " Claudia & Prezzi
TRABAJO DE CAMPO:
Uno de 10s requisitos fundamentales para efectuar un estudio paleomagnetico es llevar a
cab0 un minucioso y sistematico trabajo de campo.
Para la recoleccion de muestras de cualquier tip de rocas, es necesario contar con una
secuencia que represente en tiempo por lo menos 10.000 aiios. Esta condicion es
indispensable para obtener un polo geomagnetic0 dipolar axial y geocentric0 para la
secuencia, ya que al promediar 10s valores de 10s polos geomagneticos virtuales (PGVs)
obtenidos para cada nivel de esta, las componentes no dipolares y dipolar ecuatorial del
campo magnetic0 terrestre (CMT) se anulan entre si por su caracter periodic0 (Valencio
1980, Rapalini y Valencio 1985).
Un segundo requisito, y no por ello menos importante, es efectuar un adecuado control
estructural, de manera tal que se pueda calcular la direction origmal pretectonica de 10s
vectores de remanencia magnetica
Las muestras a recolectar deben tener muy bajo o ningh grado de alteracion y, en lo
que se refiere a rocas sedimentarias, deben ser litologicamente homogeneas y de un tamafio
de grano no superior a fino o muy fino, ya que, sobre la orientation que adquieren durante
la depositacion 10s clastos grandes, prima la energia mecimica del medio a la
magnetomechica aportada por el CMT. Esta condicion se mantiene incluso en la etapa
postdepositacional, cuando 10s sedimentos esth todavia empapados con agua y las
particulas ferromagneticas miis pequeiias pueden moverse y reacomodarse segh el CMT
actuante.

“Evolution geobihica a2 la Puna sobre la base de estudios paleomagnPticos. " Claudia B. Prezzi
Las sucesivas muestras se deben ir recolectando sistematicamente a lo largo de la
secuencia, la que se debe ir describiendo en forma paralela Para reducir 10s errores y lograr
un buen control de calidad de las determinaciones, es necesario recolectar un elevado
nbero de muestras que permitan cumplimentar exigencias estadisticas.
Estos criterios heron aplicados en las &stintas localidades muestreadas. Alli las
muestras heron extraidas de 10s ailoramientos bajo la forma de cilindros orientados
mediante mQuina pefioradora manual con broca no magnetica de dihetro standard (1
pulgada). En el caso de rocas muy fiiables, ante la imposibilidad de obtener cilindros por la
accion abrasiva de la broca durante el corte, se extmjeron muestras de mano, para lo cud se
procedio a orientar una de sus caras respecto a1 norte magnetic0 y geogrhfico y al plano
horizontal utilizando bnijula Brunton
TRABAJO DE LABORATORIO:
El trabajo de gabinete y de laboratorio a realizar para el procesarniento de todas las
colecciones incluye bbicamente 10s siguientes pasos:
1) Corte de especimenes cilindricos y cubicos orientados.
2) Medicion del magnetism0 remanente natural (MRN) y de la susceptibilidad magnetica
de cada especimen.
3) Desmagnetizacion por carnpos magndticos altemos decrecientes o por altas
temperaturas.
4) Identification del tip de mineral magn6tico presente en las muestras.

"Evolucidn geodinrimica a% la Puna sobre la base de estudiospaleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
1) Corte de especimenes: las muestras que se utilizan para la medicion de la
remanencia magnetica en un magnetometro tienen la forma de pequeiios cilindros de
tamaiio standard Se transfirieron las marcas de orientacion de la cara superior a 10s
costados laterales de cada cilindro, a continuation se rebanaron 10s cilindros en forma
perpendicular a su eje. Se separaron uno o mhs especimenes de cada cilindro de acuerdo a
la naturaleza de la muestra, con longitudes variables entre 1 y 2,54 centimetros. Por idtimo
se transfirieron las marcas a las bases de cada especimen. En el caso de las muestras de
mano muy fhables, se cortaron especimenes cubicos, transhendose las respectivas marcas
de orientacion de igual forma que para 10s especimenes cilindricos, 10s cuiles se
sumergieron en un baiio de silicato de soQo neutro para cementarlos sinteticamente y evitar
su deterioro ante el manipuleo al cuil se verian expuestos. Como la magnetization es
funcion del volumen de material, estos especimenes cubicos fueron tratados como
especimenes cilindncos de igual capacidad para 10s fines pdcticos del citlculo.
2) Medicion del MRN y de la suscembilidad magnetica de las rocas: las rocas de la
corteza terrestre poseen un MRN que es la surna vectorial del magnetismo remanente
primario (MRP) y todas las magnetizaciones remanentes secundarias (MRSs) que puedan
haberse sobreimpuesto a esta a lo largo de su historia geologica. Para medir las
magnetizaciones en cada etapa de trabajo se utilizaron tres magnetometros distintos, un
magnetometro DIGICO, un magnetometro Schonstedt SSM2 y un magnetometro
criogdnico 2G. La suscepbbilidad magnetica de 10s especimenes se determino utilizando un
susqbilhetro (prototipo) construido en el TATA Institute (Mia).
3) Tknicas de Desmagnetizacion: El principal objetivo perseguido por las tdcnicas de
laboratorio es aislar el magnetismo remanente caracteristico (MRC) presente en las rocas
bajo estudio, el que puede estar relacionado con la MRP. Mediante thnicas adecuadas se

"Evolucion gecxfinhica de la Puna sobre la base de estudios paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
pueden ir borrando progresivamente las distintas magnetizaciones remanentes que hacen a
la MRN hasta llegar generalmente a un estado de desmagnetizacion total.
a) Desmagnetizacion por campos magnkticos alternos linealmente decrecientes: suele ser
el metodo miis adecuado para tratar rocas de origen igneo, debido a que generalmente 10s
minerales magnkticos presentes en dichas rocas poseen bajas hemis coercitivas y portan
magnetizaciones remanentes viscosas e isotermicas (MRVs y MRIs) que pueden ser
borradas con esta tecnica A1 ser utilizada energia electromagnetica, la compsicion
mineralogica de la muestra empleada resulta inalterada.
Para el empleo de este metodo se ubica el especimen considerado en un medo de camp
magnetico aproximadamente nulo, y se le aplica un campo magnetico altemo cuya
magnitud inicial decrece linealmente con el tiempo hasta anularse. De este modo, 10s
momentos magneticos de aquellos dominios cuyas hem coercitivas son iguales o
menores al camp magnetico inicialrnente aplicado, c mhn barreras de energia, y al no
encontrar un camp unidirectional prevaleciente, se alinearh en oposicion, para lo c d la
sumatoria de la magnetizacion de estos dorninios seri nula. El proceso se repite en etapas
sucesivas, en las que se va aurnentando sistematicamente la magnitud inicial del camp
. altemo hasta alcanzar valores suficientes para destruir las magnetizaciones remanentes
presentes. Para esta tknica se utilizo el equipo desmagnetizante del magnethetro
criogenico y el equipo desmagnetizante desarrollado por Vilas (1966), basado en un divisor
electrolitico de tension. .
b) Desmagnetizacion por altas temperaturas: la tecnica consiste en calentar el especimen
hasta una temperatura determinada y luego dejarlo enfiiar, siempre en un medio con camp
rnagnetico nulo, hasta temperatura ambiente. Se realizan etapas sucesivas con temperaturas
sistematicamente incrementadas con un mayor grado de detalle al alcanzar las temperaturas

“Evolution geodincimica ak la Puna sobre la base de es~diospaleomagne'ticos. " Claudia B. Prezzi
de desbloqueo, finalizando cuando se alcanza la temperatura de Curie de 10s minerales
ferromagneticos presentes en el especimen.
En esta tkcnica es la energia termica la que permite que ciertos dominios magneticos del
especimen crucen barreras de energia y se distribuyan estochsticarnente ante la ausencia de
un campo ordenador, por lo que al entharse result. para la sumatoria de Cstos una
magnetkcion nula Para la aplicacion de esta tknica he utilizado un homo marca
Schonstedt, modelo TSD-1, apto para alcanzar temperaturas de hasta 790" C. Entre las
sucesivas etapas de desmagnetizacion se mide la suscepbilidad magnetica de 10s
especimenes a efectos de valorar posibles alteraciones en la mineralogia magnetica de
estos, ya que esta propiedad fisica de las rocas depende de las susceptibilidades de sus
minerales constituyentes, y esth influenciada ademhs por el tamafio y forma en que se
presentan 10s granos, su anisotropia magnetocristalina, el nhnero de ellos presentes por
unidad de volurnen y la interaction magnetica con minerales vecinos.
4) Identificacion del tip de mineral ferromagnetico presente en las muestras y de su
tamaiio de grano: En paleomagnetismo es muy importante no solo identificar el tipo de
mineral ferromagnetico presente en las muestras y tratar de definir su origen primario o
. secundario, sin0 tambien determinar el tip de dominios presentes. Las muestras que
exhiben predominio de dominios simples tienen una magnetkacion estable, debido a que su
tiempo de relajacion es mayor que 10s tiempos geologicos. En carnbio, en el caso de las
Mculas supe-eticas o 10s granos multidominio ocurre lo contrario. Conocido el
tip de dominios presentes, se puede correlacionar el tamaio de grano y el estado
magnetic0 del mismo (Tabla 11.1). Para tratar de lograr estos objetivos se realizan 10s
siguientes estudios:

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estutfospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Tipo de Dominio Tamaiio
Superparamagn&ico d

"Evolucion geadinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
este estudio se utilizo un magnetjzador p r pulsos modelo PM4 y un magnetometro
vibrante VSM.
b) experiencias con camps magneticos inversos (back field): parbendo de la muestra
magnew anteriormente a Jr, se aplican campos continuos en sentido inverso para
desmagnetizarla. El camp continuo necesario para desmagnetizarla serh la coercitividad
de la remanencia (Hcr). Para realizar este estudio se ut&o un magnetometro vibrante
VSM.
c) trazado de ciclos de histeresis: en 10s materiales ferromagneticos no se verifica una
relacion lineal entre el momento magnetico y el campo magnetico aplicado. Si a una
muestra se le aplica un camp magnetico alterno y simulheamente se observa la
magnetization al variar el campo, se obtiene el ciclo de histeresis. El momento magnetico
mhximo que puede adquirir la muestra es el momento magnetico de saturacion (Js). Si a
partir del camp de saturacion se invierte la heccion y cornienza a disminuirse la
intensidad, el momento magnetico comenzara a dlsminuir. Al anularse completamente el
camp el momento magnetico no serh nulo. El momento magnetico a camp cero es el
momento magnetico remamente (Jrs). El camp altemo inverso que es necesario aplicar
para anular completamente el momento magnetico es la kern coercitiva (Hc). Valores de
de la relacion JdJs del orden de 0,5 son un fuerte indcador de la presencia de granos
dorninio simple en la muestra. Valores pequefios de este cociente no permiten diferenciar
entre la presencia de particulas superparamagneticas o la existencia de granos de dominio
mliltiple (Danken 1978). Por otra parte, una relacion HcrMc cercana a 1 es indicadora de
la presencia de granos de dorninio simple, mien- que valores cercanos a 5 indican la
existencia de granos de dorninio mhltiple, mezcla de diferentes tamailos de granos o mezcla
de diferentes minerales ferromagneticos (Dankers 1978). Valores de la relacion H'crMc

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
mayores a uno indicarian la presencia de (titano)magnetitas o maghemitas, mientras que
valores menores a 1 indican la existencia de hematita (Danken 1978). Para realizar este
estudio se utilizo un magnetometro vibrante VSM.
d) lavados a bajas temperatwas: existen transiciones temodependientes abruptas, como es
.-
el caso de las constantes de anisotropia K, que ponderan la energia asociada a la
magnetizacion en cada eje cristalogrifico. La temperatura a la que K se anula, es la llamada
de punto isotropico, a esa temperatura no existen direcciones preferenciales de facil
rnagnetizacion. Por aniba y por debajo de este punto, 10s ejes preferenciales son diferentes,
cambiando las propiedades magneticas del mineral. La magnetita sufre una transicion de
este tip a 10s -155"C, la hematita a -15°C (Danken 1978). A su vez, dentro de cada
mineral la respuesta es diferente segh el tamaiio de dorninio presente. En el caso de la
magnetita tamaiio multidominio; Csta destruye su rnagnetizacion al atravesar la citada
temperatura debido a un cambio de la estructura cristalina de cubica a ortorrombica. Para
realizar este estudo se sumergen las muestras en aire liquido (-196°C) en ausencia de
camp magnetico durante un tiempo suficiente como para lograr el equilibrio termico (del
orden del minuto) y luego se mide su momento magnetico cuando han alcanzado
nuevamente la temperatura ambiente, comparbdolo con el medido antes de e&ar la
muestra. Si la muestra posee magnetita de tamaiio multidorninio, se observarii una notable
disminuci6n de su momento magnetic0 luego de un ciclo de enfixmiento calentamiento
(Danken 1978).
e) desmagnehcion t6rmica del MRI: En este metodo (Lowrie 1990), hcciones de distinta
coercitividad del MRI son remagnetizadas con camps sucesivamente mitn pequefios a lo
largo de tres direcciones ortogonales. La desmagnetizacion tkmica de cada componente
ortogonal del MRI compuesto, se grafica luego separadamente. Este metodo de

"Ewlucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
identificacion de minerales magneticos, se basa tanto en la coercitividad mixima como en
la temperatura de desbloqueo caracteristica de 10s mismos; asi minerales que tienen
coercitividades miximas sirnilares, generalmente poseen diferentes temperaturas de
desbloqueo. La identificacion de 10s minerales ferromagnCticos con este tipo de grificos
depende del reconocimiento de cambios en la pendiente de la curva de desmagnetizacion
thrmica de cada componente ortogonal del MRI.
f) cwas termomagneticas: las muestras son calentadas y luego enfriadas a temperatura
ambiente en presencia de un camp magnetico, simultheamente se rnide de manera
continua el momento magnetico de las mismas durante todo el proceso. La forma de estas
curvas es indicadora de diferentes minerales magneticos, permitiendo definir con mucha
mayor exactitud las temperatwas de desbloqueo. Para la realizacion de estas cwas se
utilizo una balanza de Curie.
g) examen minucioso al microscopio de pulidos calco&cos y de cortes petrogrificos de
las muestras estudiadas.
h) realizacion de analisis quimicos, de difiaccion de rayos X, y de espectroscopia
Mossbauer sobre las muestras estudiadas.
Una vez establecidas las pautas del comportamiento magnetico de las muestras, 10s
cambios en la direccion e intensidad de la magnetizacion con las sucesivas etapas de
desmagnetizacion son seguidos y analizados mediante varios tips de grificos:
- las direcciones del MRN y MRR (magnetism0 remanente residual) se grafican en una red
de Wulf

"Evolucion geociimhica Lie la Puna sobre la base de estudios paleornagniticm. " Claudia B. Prezzi
- las intensidades normalizadas (JIJo) se ilustran versus la temperatura o la intensidad de
camp utilizadas para la etapa de desmagnetkacion
- 10s vectores magneticos se analizan medlante Qagramas ortogonales de Zijderveld
(Zijderveld 1967).
Estos gdficos se analizan siguiendo 10s pasos que se describen a continuacion., con
la finalidad de obtener una direccion media final de magnetization (DMF) o un polo
paleomagnetico (PP) por cada localidad muestreada:
1) aislamiento de magnetizaciones remanentes caracteristicas (MRCs) o magnetizaciones
remanentes estables (MREs) o determinacion de circulos de remagnetkacion (CRMs) para
cada muestra,
2) calculo de duecciones mehas hales (DMFs) por cada sitio muestreado,
3) cdculo de DMFs o de PPs para cada localidad de muestreo,
4) cdculo de rotaciones segh ejes verticales.
1) Aislamiento de MRCs o MREs o determinacion de CRMs: El criterio que se
utiliza para identificar componentes caracteristicas es su persistencia en direccion a lo largo
de varias etapas de desmagnetkacion, mientras que su intensidad de remanencia relativa
disminuye paulahamente. Analizando entonces, 10s gdficos de Zijderveld puede
establecerse cudes son las etapas de lavado en las que se aisla tal componente y cud es su
kcion utilizando el d isis de componentes principles (Kirschvink 1980).
En 10s casos en que las muestras no pueden ser totalrnente desmagnetkdas y se observan
componentes que poseen persistencia en su direccion a lo largo de varias etapas de
desmagnethcion, rnientras que su intensidad de remanencia relativa perrnanece constante,

"Ewlucion geodihica & la Puma sobre la base & estudios paleomagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
se aislan MREs aplicando la estadistica de Fisher (1953).
En 10s casos en que no puede llegar a aislarse una MRC ni una MRE, si se observan
caminos de lavado en la red de Wulf, definidos por la superposition de 10s espectros de
desbloqueo de dos componentes magneticas, puden utilizarse restas vectoriales o pueden
d e w circulos de remagnetizacion (CRMs) que contengan a ambas direcciones,
utilizando la estadistica de Fisher (1 953).
El siguiente paso es la correccion de la direccion obtenida con respecto a la marca de
orientacion, teniendo en cuenta la posicion de la marca con respecto al norte geo@co y al
plano horizontal. Esto es lo que se denomina "correccion por posicion de campo" (Vilas
1980).
Este cdculo y todos 10s sucesivos se efecthn por medio de 10s programas de
computacion MAG88 (Ovledo 1989) y CIRDI.
2) Cdculo de DMFs por sitio: Se obtiene una direccion media del vector magnetic0
para cada sitio de muestreo a partir de las MRCs, las MREs y 10s CRMs aislados para cada
muestra, aplicando el disis combinado de MRCs/MREs y de circulos de remagnetizacion
de McFadden y McElhinny (1988).
Pero estas DMFs no representan a h la direccion del CMT en el momento de la
formacion de las rocas, debido a que estas no se encuentran hoy en la posicion ori@, sino
que han sido movilizadas por procesos tectonicos. Para llevarlas a su posicion de origen
(que se asume horizontal) es necesario realizar una "correccion por movimiento tectonico"
(correccion de estructura, Vilas 1980). Estas DMFs, entonces, se comgen de acuerdo a 10s
datos de estrum obtenidos en el camp para cada sitio de muestreo.
La realization de esta correccion constituye una forma simple de verificar si las DMFs
seleccionadas de 10s distintos sitios de muestreo se originaron antes de la deformation

"Evolucion geodiruimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
tectonics (pretectonicas) o con posterioridad a ella (postectonicas). Si las DMFs de 10s
distintos sitios se agrupan mejor despues de aplicada la correction de estructura, las DMFs
podrian ser de origen pretectonico. Si en cambio el origen fuese postectonico se
dispersarian. Existen distintos tests estadisticos para poder definir a un dado nivel de
confianza el carkter pre, sin o post -tectonic0 de las magnetizaciones aisladas (entre otros:
McElhinny 1964, McFadden y Jones 1981, Fisher et al. 198 1, McFadden 1982, McFadden
1990, Watson y Enkin 1993).
Otro test que se lleva a cab0 con las DMFs determinadas para cada sitio de
muestreo, es el de la reversion. Se aplica en el caso de existir DMFs con polaridades
nomales y reversas. Si aceptamos que el CMT puede considerarse dipolar, axial y
geocentric0 cuando se lo promedia de mod0 adecuado en el tiempo, entonces las DMFs de
polaridad reversa deben ser antipodas de las DMFs de polaridad normal, si se ha
promediado adecuadmente la variacion secular del CMT y si las DMFs deterrninadas
esth libres de contamination con componentes secundarias que las desviarian del
antiparalelismo. Para comprobar esta situacion se utilizan tests estadisticos (entre otros:
McFadden y Lowes 198 1, Fisher et al. 198 1, McFadden 1982, McFadden y McEhnny
1990).
3) Cdculo de DMFs o PPs por localidad: Se obtiene una DMF por cada localidad de
muestreo, promediando las DMFs obtenidas para cada uno de 10s sitios aplicando la
estadistica de Fisher (1953). 0 bien, se calculan 10s polos geomagndticos virtuales (PGVs)
correspondientes a cada DMF y Cstos se promedian para obtener un PP aplicando la
estadistica de Fisher (1953).
4) Cdculo de rotaciones: A partu de las DMFs o 10s PPs obtenidos para cada localidad
pueden calcdarse las anomalias en declination o las rotaciones segh ejes verticales que

"Evolucion geodinhmica & la Puna sobre la base & estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
estos representan, utilizando como referencia una direccion o un polo correspondiente a la
zona estable de Sudamerica, para la edad de las magnetizaciones caracteristicas aisladas en
cada localidad muestreada. Utilizando distintas estadisticas (entre otros: Demarest 1983,
Beck et al. 1986, Debiche y Watson 1995) pueden calcularse 10s intervalos de confianza
correspondientes a cada rotacion y anomalia en declinacih cdculada. De igual mod0
pueden calcularse las anomalias en inclination y 10s desplazamientos latitudinales y sus
intervalos de confianza.

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
CAP~ULO III: ZONA DE SlETE CURVAS
Durante una campaiia realizada a la zona de salar de Pocitos, Puna salteiia,
abarcando un Area de trabajo comprendida aproximadamente entre 10s 24" 30' y 10s 24"
40' de Lat. S y 10s 67" 00' y 10s 67" 15' de Long. 0. (Fig. III.l), se recolectaron 106
muestras orientadas de rocas terciarias para su estudio paleomagnetico, y paralelamente
se efectuo un control geologco del irea, levantando perfiles e~tratigr~cos y
reconociendo 10s rasgos estructurales mis destacados.
ESTRATIGRAF~:
No se conocen estudios geologicos de detalle hasta la fecha para esta zona de la
Puna Argentina. Los afloramientos de rocas sehentarias muestreados no han sido aim
designados con nombres formacionales propios, ni han sido correlacionados con
formaciones ya existentes; solo han sido descriptos de manera muy general (e.g.:
. Alonso et al. 199 1, Vandervoort 1993, Vandervoort et aZ. 1995). Durante el trabajo de
camp, se identificaron tres unidades (informales) diferentes basindose en 10s cambios
litologicos observados a lo largo de la sucesion. Su distribution y la ubicacion de las
localidades de muestreo se observan en la Fig. III.2.
UNIDAD A: Es la unidad mas antigua. Esth constituida fundarnentalmente por bancos
de limoarcilitas de color morado a castafio rojizo (70%) (Foto III. l), de potencia media
que varia alrededor de 10s 10 a 20 centimetros. Estos niveles son en general masivos, o
bien presentan una fma laminacion (Fig. III.3).

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Salares 68" 67"
RocasTerciarias I
rn Depbitos Detriticos
-ticas
Cumbres de Mac6n
0 Nomapeado
0 15 30 45km
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Figura III. 1 : (Modificada de Alonso et al. 1984). Mapa de ubicacion del hrea de estudio
..... 3 , - 4 . .
presentanclo la cllstnbuclon de las rocas terciarias muestreadas. El recthngulo a1 0 del
salar de Pocitos enmarca el area presentada en la Fig. III.2.
. . 4
Se encuentran intercalaciones de bancos morados de areniscas muy fmas (16%)
de entre 10 y 30 cm de espesor, y de areniscas medias (8%) de 20 a 50 cm de espesor.
Menos fiecuente es la presencia de areniscas gruesas, sabuliticas (5%), de color
castaiio verdoso, de potencias del orden de 1 a 2 metros.
Hacia el techo de la sucesion, debuta la participation piroclastica, generando
bancos de tuf1t.a~ finas (1%) de color gris claro de 10 a 15 cm de espesor, pero estos
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49

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura III.2: Mapa geologico simplificado de la zona de muestreo. Se presentan las
localidades y sitios muestreados.
niveles son muy escasos. Se ha observado un banco de tobas de caida de color verde, de
1 m de potencia, que ha sido datado por 40~r/39~r realizado sobre Hornblenda
(Vandervoort 1993), arrojando una edad de 23,8 * 0,4 Ma, es decir Oligoceno superior-
Mioceno inferior. (Fig. ITI.3, muestra datada 7C89-1).
Toda esta unidad estii caracterizada por una abundante presencia de yeso de
habito fibroso en 10s contactos entre 10s diferentes bancos, y tambien como relleno de
fiacturas sigmoidales, lo cud llevo a Alonso et al. (1991) a denominar a estas
sedimentitas como "arcillitas yesiferas", estimando un espesor total de 3000m para las
mismas.
No se han encontrado fosiles, lo cuil junto a la litologia dominantemente de

"Evolucidn geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia
Foto IH. 1 : Aspecto que presentan 10s afloramientos de la unidad A.
Foto m.2: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la unidad C.
B. Prezzi

“Evolution geodindmica de la Puna sobre la base de estdiospaleoma@ticos." Claudia B. Prezxi
PERFIL
LOCALIDAD I
PERFIL
LOCALIDAD 1 I I
Figura III.3: Perfiles estratig&kos correspondientes a las distintas localidades de
muestreo, con la ubicacion de 10s diferentes sitios y muestras obtenidas. Se indica la
ubi~acion de las muestras de tobas datadas 87-522 y 7C89-1.
aris
I abiirrodo
I castorlo dcxo
Ivwdedaro

"Evolucion geodinctnrica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
grano fino, las estructuras sedimentarias observadas y el color rojizo, permite inferir un
ambiente de depositacion continental iuido probablemente dorninado por barreales,
donde podrian hallarse algunos cursos de agua efimeros, 10s cuiles habrian generado 10s
bancos de areniscas gruesas.
WIDAD B: Esth constituida hdamentalmente por bancos de areniscas tobaceas
medias (60%), de color castaiio claro, rosadas y grises, de espesores del orden de 10s 15
a 30 centimetros (Fig. III.3).
Son comunes las intercalaciones de niveles de areniscas fms moradas o gnses
(15%) de 30 cm de espesor, de tufitas grises (10%) de 15 cm de potencia y de arcilitas
(10%) de colores castaiio claros, arnarillentos, rosados y grises con espesores de 1 a 3
centimetros.
Hacia el techo de la sucesion, se encuentran niveles conglomera&cos (5%) de
color castaiio claro, con espesores de 50 cm a 1 metro.
A lo largo de toda la sucesion se intercalan capas de yeso fibroso de 2 hasta 40
cm de espesor.
Se cuenta con la datacion de un nivel de tobas de caida de color gns claro, cerca
del techo de la sucesion, realizada por trazas de fision sobre zircon (Alonso et al.
1991), la cud mojo una edad de 10,8 * 2 Ma, es decir Mioceno medio a superior. (Fig.
III.3, muestra datada 87-S-22).
Vandervoort (1 993) estimo un espesor de 600m para esta sucesion.
Esta unidad tiene un aporte volchnico mucho miis importante que la anterior. El
ambiente de depositacion es continental iuido a semihido, de mayor energia y podria
corresponder a un medio fluvial entrelazado arenoso.

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"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de es~udios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
El contacto entre la unidad A y la unidad B, esti pobremente expuesto debido a
la presencia de una zona de falla que se encuentra en las inrnediaciones del mismo.
Pero la aparente concordancia de la estratificacion entre ambas unidades indicaria que
no existe una discordancia angular; sin embargo la notoria disparidad entre las edades
radimdtricas de ambas secciones sugiere la existencia de un largo hiatus entre ambas
(Vandervoort 1993).
WIDAD C: Estii formada por conglomerados gruesos a muy pesos (70%), de Mbito
lenticular, con espesores que varian de 3 a 5 m, interdigitados con conglomerados mas
finos, sabulitas, areniscas y arcilitas (30%). Es muy abundante la participacion
piroclastica, la cuil confiere distintos colores a la sucesion: verde, rojo, amarillo, gris,
blanco (Foto III.2). Hacia la parte media la ceniza volc~ca alcanza su mhxima
pdcipacion.
La unidad C se apoya discordantemente sobre la unidad B y Vandervoort (1993)
estimo un espesor total para esta sucesion de 200 metros.
ESTRUCTURA:
Hasta ahora no se conocen estudios estructurales o cinematicos detallados para
esta region. Los rasgos estructurales de mayor magnitud esth representados por dos
grandes zonas de fiactura (Fig. III.2). Una de ellas, h e observada en la entrada del salar
del Diablo y tambien en el extremo 0 del bajo de las Siete Curvas (hacia el 0 del kea
mapeada en la Fig. III.2) (Foto III.3). Tiene rumbo general NNE-SSO, y produjo la
elevation del bloque occidental, donde afloran rocas sedimentarias de color castaiio
oscuro, presumiblemente de edad preterciaria; ponidndolas en contacto con la unidad A.

"EwZucion geodinrimica de la Puna sobre la base de esruciiospaZeomagnt+ticos." Claudia B. Prezzi
Esta zona de falla h e reconocida, a partir de la interpretation de fotos aereas, como el
extremo S de una falla inversa de alto hgulo que fuera identificada a1 N del bea de
estudio por otros autores (e.g.: Mendez 1974, Fernhdez Garrasino et al. 1984,
Koukharsky 1988) como el limite E de las rocas gradticas de Cumbres de Macon (Fig.
III.1). Fernhdez Garrasino et al. (1984) interpretaron que estas rocas gradticas
ocupaban un ''blogue desplazado a1 oriente por medio de una discontinuidad que
pierde inclinacidn hacia abajo". Koukharsky (1988) identifico un vuelco de 70" hacia
el 0 para la escama tectonica que incluye Cumbres de Macon y se encuentra
cabalgando rocas sedimentarias terciarias. Koukharsky (1988) consider0 que esta falla
inversa fue generada por compresion E-0, per0 que tambien posee una componente
importante de desplazarniento de rumbo y sugirio que esta falla se desarrollo durante la
fase Quechua Principal, cerca del limite Mioceno-Plioceno.
Foto III.3: Zona de falla observada en la entrada del salar del Diablo. Puede verse a1
fondo la escarpa constituida por rocas sedimentarias de color castafio oscuro,
presurniblemente de edad preterciaria. En primer plano se observan rocas de la unidad
A de color pardo roj izo.

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
La otra zona de falla se encuentra en el sector NE de la zona de estudio, tiene
nunbo general NO-SE, y produjo la elevacion del bloque austral, donde dora la unidad
A, poniendola en contact0 con la unidad B (Fig. III.2).
Dentro de 10s afloramientos de la unidad A, se identificaron tres grandes
sectores, donde la actitud de 10s bancos es notoriamente distinta. En el sector SO, cerca
del bajo de las Siete Cwas, el rumbo general es NE-SO, con inclinacion hacia el SE.
El sector central se caracteriza por la subhorizontalidad de 10s estratos, mientras que en
el sector NE la sucesion es homoclinal, con m bo NO-SE e inclinacion hacia el NE.
Estos cambios de actitud esth dados por la presencia de fallas menores de nunbo
aproximado N-S (Fig. III.2).
TRABAJO DE CAMPO:
Se establecieron tres localidades &stintas de muestreo en la zona de trabajo, en
funcion de la estructura observada. (Fig. III.2).
LOC'DAD I: Se extiende desde la salida de1 salar de Pocitos, hasta un punto donde
se observa una notable deformacion dada por fallas y pliegues. Se definieron 9 sitios, y
se obtuvieron entre 3 y 4 muestras por sitio (30 muestras en total). Se muestrearon las
unidades A, B y C; siendo el espesor total muestreado de 300-350 metros (unidad A
150m, unidad B 100 m, unidad C 50m). La actitud estructural general es nunbo 340" e
inchaci6n 12" NE. (Figs. III.2 y III.3).
LOCALIDAD I? Se encuentra en el sector central de la zona estudiada. (Figs. III.2 y
III.3). Se muestrearon 14 sitios y se tomaron entre 2 y 4 muestras por sitio (42 muestras
en total). El espesor muestreado es de 100 m, y la actitud general de la sucesion es

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''Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base a2 estudios paleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
subhorizontal. En esta localidad aflora linicamente la unidad A.
LOCALIDAD III Se ubica a la entrada del bajo de las Siete Curvas. Figs. (III.2 y III.3).
Se muestrearon 12 sitios y se tomaron entre 1 y 3 muestras por sitio (34 muestras en
total). El espesor muestreado es de 305 m, y la actitud general de la sucesion es rumbo
20" e inclinacion 13" SE. En esta localidad aflora hicamente la unidad A. Los
afloramientos miis jovenes de la unidad A se encuentran en la Localidad I, mientras
que 10s mhs antiguos se encuentran en la Localidad III.
TRABAJO DE LABORATORIO
Se procesaron 125 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Para medir las magnetizaciones en cada etapa de trabajo se utilizaron tres
magnetometros distintos, un magnetometro DIGICO, un magnetometro Schonstedt
SSM2 y un magnetometro criogenico de idtima generacion 2G.
Los especimenes se desmagnetizaron pr camps magneticos alternos
linealmente decrecientes y por altas temperaturas. En el primer caso se utilizo el equipo
desmagnetizante desarrollado p r Vilas (1966), basado en un divisor electrolitico de
tension, y el equip desmagnetizante incorporado al magnetometro criogenico 2G. A
10s especimenes tratados con el primer equipo, se les realizaron hasta 11 etapas de
desmagnetizacion, aplicindoles sucesivamente campos de 2,5; 5; 73; 10; 15; 20; 30;
40; 50; 60 y 70 mT, intensidad a la cuil se intermmpio la desmagnetizacih, debido a
que 10s especimenes se remagnetizaron. A 10s especimenes tratados con el segundo
equip, se les realimon hasta 26 etapas de desmagnetizacion, aplicindoles
sucesivamente campos de 2,5; 5; 7; 10; 12,5; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 45; 50; 55; 60; 70;

"Evolution geodiruimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
80; 90; 100; 1 10; 120; 130; 140; 150; 160 y 170 mT, intensidad a la cud se interrumpio
la desmagnetizacion, debido a que se alcanzo el limite operative del equipo.
En el caso de la desmagnetizacibn por altas temperaturas fke utilizado un homo
marca Schonstedt, modelo TSD-1, apt0 para alc- temperaturas de hasta 790°C.
Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion se midi6 la susceptibilidad magnetica
de 10s especimenes a efectos de valorar posibles alteraciones en la mineralogia de estos,
utilizando un susce@bilimetro construido en el TATA Institute (India). A 10s
especimenes sometidos a esta tecnica, se les realizaron hasta 20 etapas de
desmagnetizacion, con temperaturas crecientes de 150; 200; 250; 300; 350; 400; 450;
500; 530; 570; 600; 610; 620; 630; 640; 650; 660; 670; 680 y 700" C.
Con el objetivo de identificar la mineralogia rnagnetica de las muestras se
realizaron estudios de adquisicion del MRI (magnetism0 remanente isotennico), para lo
c d 10s especimenes heron sometidos a campos magneticos cada vez mayores, en
sucesivas etapas de 8; 11; 13; 15; 16; 18; 20; 22; 24; 26; 27; 80; 300; 540; 780; 1010;
1240; 1480; 1720; 1920; 2130, y 23 10 mT, utilizando un magnetizador por pulsos
modelo PM-4. Para una interpretation mas concluyente de la mineralogia magnetica de
. las muestras, se Ilevo a cab0 un estudio de desmagnetizacion tennica del MRI a lo largo
de tres Qrecciones ortogonales (Lowrie 1990). Durante este estudio 10s especimenes
heron remagnetizados a lo largo de tres ejes ortogonales aplicitndoles campos de 120;
4 10 y 2400 mT respectivamente. Luego fueron desmagnetizados tdrmicamente,
calent6ndolos sucesivamente a temperaturas de 100; 150; 200; 250; 300; 350; 400; 450;
500; 550; 600; 650 y 7OO0C.
Por otra parte heron observados cortes delgados y secciones pulidas de las
muestras en rnicroscopios de luz transmitida y reflejada respectivamente.

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base & estudiospaleomag.nt!ticos. " Claudia B. Prezzi
RESULTADOS OBTENIDOS:
LOCALIDAD III: La mayoria de 10s especimenes (50%) posee muy bajas temperaturas
de desbloqueo (alrededor de 150-200" C) y rnuy bajas coercitividades (alrededor de 20
- 30 mT). Estos especimenes mostraron cambios aleatorios de la magnetizacion al ser
desmagnetizados por altas temperaturas o campos alternos. Algunos especimenes (30%)
poseen temperaturas de desbloqueo y coercitividades muy elevadas (Fig. III.4). La
intensidad de la remanencia permanece practicamente constante a traves de las distintas
etapas de desmagnetizacion, a pesar de que heron aplicados campos alternos de hasta
70 mT y se alcanzaron temperaturas de hasta 680°C. No he posible alcanzar una
desmagnetizacion total. La polaridad de estos especimenes es reversa y 10s vectores
representantes de las magnetizaciones remanentes se encuentran agrupados en el
cuadrante SO de la red estereo&~ca. Se observa un aumento muy importante de la
susceptibilidad rnagnetica (200-500%) luego de etapas de lavado comprenldas en el
rango 570-680°C. Pocos especimenes (20%) poseen altas temperaturas de desbloqueo y
altas coercitividades (Fig. III.5). La intensidad de la remanencia decrece durante la
desmagnetizacion, alcanzando el 10-20% de su valor inicial luego de aplicar
temperaturas de 500-570°C o campos magneticos alternos de 35-40 mT. Estos
especimenes muestran caminos de desmagnetizacion que incluyen magnetizaciones de
polaridad normal y reversa. Las magnetizaciones de polaridad normal son de tipo
secundario, y probablemente se encuentran relacionadas a eventos de deformacion. La
susceptibilidad rnagnetica sufre un aumento notable (200-500%) luego de haber sido
sometidos a etapas de lavados en el rango de 10s 570-680°C.
LOCRLIDAD II: La mayoria de 10s especimenes (40%) posee bajas temperaturas de

"Ewlucion geodinrimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
I
Abajo, S
Horizontal
Vertical
Figura III.4: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion thica del especimen
A029 1 1. SPC correspond~ente a la Localidad ID. (a) Representacion estereogrsca de
cada vector de magnetization remanente. (b) Curva de desmagnetizacion normalizada.
(c) Diagrama de Zijderveld. (d) Variation de la susceptibilidad magnbtica (X) a
traves de la desmagnetizacion tkmica (normalizada con la susceptibilidad magndtica a
temperatura ambiente (Xo)).

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de esiudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Horizontal
A Vertical
Figura III.5: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion tkrmica del especimen
A043 11.SPC correspondiente a la Localidad III. (a) Representation estereografica de
cada vector de magnetizacion remanente. (b) Curva de desmagnetizaci6n normalizada.
(c) Diagrama de Zijderveld (d) Variacion de la susceptibilidad magnetica (X) a traves
de la desmagnetizacion tkmica (normalizada con la susceptibilidad magnetica a
temperatura ambiente (Xo)).

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base a2 estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
desbloqueo y bajas coercitividades (Fig. III.6). La intensidad de la remanencia derece
dpidamente a traves de las etapas de desmagnetizacion, alcanzando el 10-20% del
valor inicial luego de aplicar temperaturas de 400-500°C y carnpos magneticos de 35
rnT. Estos especimenes muestran caminos de lavado que contienen componentes
magneticas de polaridad normal y reversa. Las magnetizaciones de polaridad normal
son de tip0 secundario, y probablemente se encuentran relacionadas a eventos de
deformacion. La susceptibilidad magnetica permanece practicamente constante a lo
largo de las sucesivas etapas de desrnagnetizacion por altas temperaturas. La intensidad
de remanencia de algunos especimenes (30%) decrece lentamente luego de cada etapa
de desmagnetizacion temica o por campos alternos, alcanzando el 10-20% de su valor
inicial luego de aplicar temperaturas de 680-700°C o campos magneticos de 170 mT
(Fig. III.7). Estos especimenes presentan polaridad normal, y 10s vectores representantes
de la magnetizacion remanente se encuentran agrupados en el cuadrante NE de la red
estereografica. La susceptibilidad magnetica permanece practicamente constante a lo
largo de las sucesivas etapas de desmagnetizacion por altas temperaturas. La
magnetizacion es monocomponente. Algunos especimenes (30%) poseen muy bajas
temperaturas de desbloqueo (150-200°C) y fberzas coercitivas (20-30 mT). Estos
especimenes mostraron cambios aleatorios de la magnetizacion a1 ser desmagnetizados
por altas temperaturas o campos alternos.
LOCALIDAD I: Los especimenes provenientes de las unidades B y C presentaron
comportamientos aleatorios frente a 10s distintos metodos de desrnagnetizacion y fueron
descartados. La mayoria de 10s especimenes correspondientes a la unidad A (65%)
poseen bajas temperaturas de desbloqueo y bajas fuerzas coercitivas. La intensidad de la
remanencia decrece ripidarnente luego de las sucesivas etapas de desmagnetizacion,

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Abajo, S
Horizontal
A Vertical
Figura lII.6: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion tkrmica del especimen
A0881 1.SPC correspondiente a la Localidad II. (a) Representation estereografica de
cada vector de magnetizacion remanente. (b) Curva de desmagnetizacion normalizada.
(c) Diagrama de Zijderveld. (d) Variacih de la susceptibilidad magnetica (X) a traves
de la desmagnetizacion termica (normalizada con la susceptibilidad magnetica a
temperatura ambiente (Xo)).

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagne'ticos. " Claudia B. Prezzi
Horizontal
Vertical
620
W I E
Abajo, S
Figura III.7: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion tkmica del especimen
A0671 1 .SPC correspondiente a la Localidad ID. (a) Representation estereografica de
cada vector de magnetizacion remanente. (b) Curva de desmagnetizacion normalizada.
(c) Diagrama de Zijderveld (d) Variacih de la susceptibilidad magnetica (X) a traves
de la desmagnetizacion termica (normalizada con la susceptibilidad magnetica a
temperatura ambiente (Xo)).

a)
"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
Teslas
Teslas
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
Teslas
b)
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5
Teslas
d)
Figura III.8: Curvas de adquisicion del MRI para el especimen A05312.SPC de la
Localidad III (a, b) y A0641 1.SPC de la Localidad I1 (c, d). (a, c) Resultados en campos
bajos. (b, d) Resultados en campos altos.

"Evoluci6n geohhnica de la Puna sobre la base de estudios paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
mucho mayor en las muestras de la Localidad II que en las de la Localidad III (Fig.
III.8). Estos resultados indicarian que mientras el principal mineral portador de la
magnetizacion en las muestras de la Localidad I. es (titano)magnetita, en las muestras
de la Localidad III es hematita. Tomando en cuenta estas consideraciones, 10s diferentes
comportamientos presentados por las muestras de las Localidades I1 y III a1 ser
sometidas a las diferentes tdcnicas de desmagnetizacion, podrian ser explicados en
terminos de una distinta participation de direrentes minerales magneticos en la
composicion de las rocas muestreadas.
Los grScos de desmagnetizacion por altas temperaturas del MRI compuesto,
permiten deducir que la hematita es el principal mineral portador de la magnetizacion,
acompaiiada por menores cantidades de magnetita y un tercer mineral magnetico, que
podria ser titanomagnetita o titanohematita (Prezzi y Vilas 1998). La presencia de
magnetita se deduce a partir de la observacion de un brusco cambio en la pendiente de
las curvas de desmagnetizacion de las fracciones blandas, medias y duras alrededor de
10s 550" C de temperatura; mientras que la hematita queda evidenciada porque aim
luego de la aplicacion de temperaturas de 700" C 10s especimenes no son totalmente
- desmagnetizados, lo cdl indca temperaturas de bloqueo mayores a 10s 700" C tanto
para las hcciones duras como para las medias y blandas, indicando un amplio espectro
de coercitividades. En el caso del tercer mineral magnetico, su existencia se deduce
debido a que las curvas de desmagnetizacion por altas temperaturas, tanto de las
hcciones duras como de las medias y blandas, experimentan un brusco cambio de sus
pendientes alrededor de 10s 350" C, indicando para el mencionado mineral temperaturas
de bloqueo de alrededor de 350" C y un amplio espectro de coercitividades (Fig. III.9).
A partir de la observacion de secciones pulidas de algunos especimenes

"Ewlucir3n geodinhica & la Puna sobre la base & estudiospaleornagnkticos. " Claudia B. Prezzi
I
- BLANDA
I I I
0 200 400 600 800
Temperatura "C
ESPECIMEN A0291 3.SPC
0 200 400 600
Temperatura "C
ESPECIMEN A0641 2.SPC
6
m o
5
4
3
2
1
0
Figura III.9: a) Curva de desmagnetizacion t6rmica del MRI compuesto para el
especimen A029 13. SPC de la Localidad III; b) idem para el especimen A064 12. SPC de
la Localidad 11.

"Evolution geodinrtmica ak la Pum sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
provenientes de la unidad A se pudo determinar la presencia de (titano)magnetita,
hematita, ilmenita, limonita. pirita y oro. Se observaron escasos cristales de
(titan0)magnetita de casi 100 p de dihetro y otros m b numerosos de 10 a 30 p de
dihetro. Estos cristales son de origen detritico. No fue posible determinar el contenido
de Ti de 10s granos de (titan0)magnetita. Se identifico la existencia de hematita como
producto de alteracion (limonitizacion). Se observaron texturas de exsoluci6n de
hematita en cristales detriticos de ilmenita de alrededor de 30 pm de dihetro. Se
reconocio la presencia de limonita como producto de meteorizacion. Muy escasa pirita
de alrededor de 10-20 p de dihetro y oro de alrededor de 5 pm de dihetro heron
observados en cada seccion pulida. La identificacion de estos minerales coincide con
10s resultados obtenidos de 10s experimentos de adquisicion de IRM, a partir de 10s
cuirles se infirio la presencia de (titano)magnetita, hematita y tal vez titanomagnetita o
titanohematita. Los tamaiios de estos minerales, determinados a traves de la
observation de las secciones pulidas inhcan la presencia de magnetita multidominio y
pseudo dominio simple y probablemente titanohematita pseudo dominio simple o
dominio simple (Dankers 1978, entre otros). La presencia de magnetita pseudo dominio
simple podria explicar el abrupt0 cambio de pendiente observado en las curvas de
desmagnetizacion termica de MRI compuesto alrededor de 10s 550°C, mientras que el
cambio observado alrededor de 10s 350°C podria deber su origen a la presencia de
titanohematita o titanomagnetita. Tal vez el principal portador de la magnetizacion
remanente en las muestras que poseen muy bajas temperaturas de desbloqueo y fuerzas
coercitivas y que presentan un comportarniento aleatorio durante la desmagnetizacion
podria ser magnetita multidominio.
A partir de la observacibn de cortes delgados de algunos especimenes

"Evolution geodinrimica de la Pzma sobre la base de estudios paleomapkticos. " Claudia B. Prwi
correspondientes a la unidad A se determinaron origenes plutonicos, volch.nicos y
metam61ficos para 10s granos. La contribucion plutonica esth representada por cuarzo
monocristalino, plagioclasa no zonal de composicion oligoclisica (An 25%), ortoclasa y
rnicroclino. Se considera que la roca plutonica original podria ser una granodiorita. Se
observaron cristales de muscovita, biotita y hornblenda que podrian tener un origen
plutonico tambien. Hacia el NO de Siete Curvas, en Cumbres de Macon (Fig. III.1)
afloran rocas graniticas proterozoicas, donde granodioritas biotiticas heron
identificadas como el principal tipo de granitoide (Koukharsky 1988). Koukharsky
(1988) observi, cortes delgados de estas rocas y reconocio la presencia de cristales
idiomorficos de oligoclasa (An 26%) que presentaban zonacion gradual directa,
ortoclasa, cuarzo, biotita y hornblenda verde. Tal vez, estas rocas graniticas podrian ser
responsables de la contribucion plutonica. La contribucion volchica he determinada
teniendo en cuenta la presencia de fiagmentos de pasta microcristalina felsitica con
textura esferulitica y cristales euhedrales de plagioclasa zonal (a veces compleja) de
composicion andesitica (An 35%). Tal vez 10s cristales de hornblenda podrian tener un
origen volcimico tambien. Se identificaron escasos fiagmentos de filitas y de meta-
- arenitas cuarzosas sugriendo que su origen podria estar relacionado con la presencia de
basamento metarnorfico. Koukharsky (1988) identifico hacia el NO de Siete Curvas, en
cerro Oscuro y al S de la quebrada de las Petaquillas, afloramientos de meta-arenitas y
meta-pelitas correlacionhdolos con la Fm. Coquena (Schwab 1971) de edad
ordovicica. Dentro de esta Fm. se encuentran intercaladas andesitas; durante la
observacion de cortes delgados de estas rocas se reconocieron fiagmentos de matriz
esferulitica. Posiblemente estas rocas podrian ser la fbente de las contribuciones
volc~ca y metamorfica. No se reconocio contribucion piroclistica. Se determino la

“Evolution geodincimica & la Puna sobre la base & estudios paleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
presencia de arcillas (probablemente illita).
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes que poseen muy bajas temperaturas de desbloqueo y muy bajas
herzas coercitivas heron descartados debido a su comportamiento aleatorio. Los
especimenes restantes heron analizados utilizando el programa de computacion
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas heron ploteadas en diagramas de
Zijderveld (Zijderveld 1967). Las distintas componentes de las magnetizaciones
remanentes naturales (MRNs) heron detenninadas usando el analisis de componentes
principales (Kirschvink 1980) cuando se identificaron trayectorias lineales de 10s
extremos de 10s vectores de rnagnetizacion. Para las trayectorias de desmagnetizacion
que van hacia el origen de coordenadas se aplicaron ajustes de linea anclada para aislar
las magnetizaciones remanentes caracteristicas (MRCs) (ver Fig. III.7). En 10s casos en
que se identificaron trayectorias cwas de 10s extremos de 10s vectores de
rnagnetizacion se obtuvieron circulos de remagnetizacion (CRMs) (ver Fig. III.5). Para
. 10s especimenes que no pudieron ser totalmente desmagnetizados se calcularon
magnetizaciones remanentes estables (MREs) utilizando la estadistica de Fisher (1953)
(ver Fig. III.4). Luego se obtuvieron direcciones medias finales (DMFs) por sitio
aplicando el disis combinado de circulos de remagnetizacion y de magnetizaciones
remanentes estables de McFadden y McElhinny (1988) o bien la estadistica de Fisher
(1953). Para el chlculo de las DMFs solo se tuvieron en cuenta MRCs cuya desviacion
angular mhxima (DAM) hese menor a 15", MREs con circulos de 95% de confianza
(ag5) menores a 10" y CRMs cuyo parhetro estadistico h hese menor a 0,055.

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Considerando que el nlimero de muestras independientemente orientadas por sitio es
muy bajo, para 10s andisis siguientes se rechazaron las DMFs cuyo ag5 fuese mayor a
30" (Tabla III. 1).
Se utilizo una prueba estadistica (McFadden y Lowes 1981) para tratar de
determinar si las DMFs por sitio obtenidas para cada Localidad poseen una direccion
media en comb es decir para tratar de definir si las DMFs calculadas para la Localidad
I1 y para la Localidad III provienen de una misma o de diferentes poblaciones. Esta
prueba no pudo ser realizada para la Localidad I debido a que solo una DMF super6 10s
criterios de seleccion. Considerando un nivel de confianza del 95%, pudo determinarse
que las DMFs poseen la misma direccion media. Esto significa que provendrian de la
misma poblacion. Por lo tanto, las DMFs obtenidas para cada Localidad pueden ser
analizadas conjuntamente para calcular una hica posicion polar.
Las DMFs determinadas poseen polaridades normales y reversas, por lo cdl se
realizo la prueba de la reversion (McFadden y McElhnny 1990). Tomando en cuenta
las DMFs ~n-situ el 5mgulo entre la media del grupo de DMFs con polaridad normal y la
media del grupo de DMFs con polaridad reversa he de 3,8" y el 5mgulo critico he de
9,8" (N=14). Con las DMFs corregidas por estructura el hngulo entre la media del grupo
de DMFs con polaridad normal y la media del grupo de DMFs con polaridad reversa he
de 1,8" y el hgulo critico fue de 9,1° (N=14), sugiriendo que la magnetizacion aislada
podria ser pretectonica. La prueba result0 positiva con clasificacion B. Este resultado
sugiere que no existen desviaciones debido a anirlisis inapropiado o a desmagnetizacion
deficiente y que las DMFs promedian completamente las variaciones seculares del
campo magnetic0 terrestre y reflejan el capo dipolar axial.
Tambien se llevo a cab0 la prueba del plegamiento (McFadden 1990). El valor

(I;
"Evolution geodihica de la Puna sobre la base G% estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
del parhetro de presicion K he mas elevado luego de haber sido realizada la
correccion por estructura. A un nivel de 95% de confianza la magnetizacion aislada
puede ser considerada como pretectonica (Tabla III.2).
A continuation, a partir de las DMFs heron calculados 10s polos geomagneticos
virtuales (PGVs) correspondientes y la posicion polar media h e calculada utilizando la
estadistica de Fisher (1953):
Lat.= 77,4O S; Long.=195,4"E; Ag5=4,70; N=14; K=73
La rotacion representada por este paleopolo he obtenida usando como
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1998) para el Neogeno:
Lat.=85OS; Long.=310°E; Ag5=50 y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1 995):
R * m=i5,2 * 5,60
El valor de rotacion obtenido indxaria que la zona muestreada sufiio una
. rotacion segiul un eje vertical en sentido horario de entre 10-20".
Las Localidades II y JII se encuentran a una distancia de solo 5 km y existe una
importante falla inversa de rumbo NNE-SSO en el 0 de la zona de estudio. Como ya se
mencionara anteriormente, esta falla es el extremo Sur del lirnite E del bloque donde
afloran las rocas graniticas de Cumbres de Macon (el cuAl sufiio un basculamiento de
70" hacia el 0) y probablemente se desarrollo cerca del lirnite Mioceno-Plioceno. Por lo
tanto, las rocas muestreadas podrian registrar una rotacion local inducida por la
compresion Mio-Pliocena y acomodada por esta zona de falla.

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la bme de estudos paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Tabla III. 1: 1)~recciones medias por sitio de la magnetizaci6n remanente, posicibn polar media y rotaci6n determbda
para la unidad A.
SIT10
6
SlTIO
27
26
25
24
23
22
21
SmO
18
16
15
13
11
10
N(N0)
3(3)
N(N0)
6(7)
5(5)
5(5)
1(3)
3(3)
5(3)
3(3)
N(N0)
2(2)
30)
2(2)
30)
1(1)
4(3)
LOCALSDADI
DMFa CORREGIDAS POR ESTRUCTUR.4
DEC I MC I a95 I K IPohrLdd
11,5O 1 -33.8- 1 2190 1 63 1 N
DEC
19190
188.T
5,4O
14,l0
12,ga
1943'
26,0°
DEC
181,3O
184J0
19o.lQ
190.Y
21790
202.0"
LOCALWAD II
DMh CORREGWAS POR ESTRUCTUR.4
MC a95 K PoQlidsd
34.6O 20,0° 19 R
38,4O 7,6- 215 R
-3990
-30.0'
-382'
47J0
-48,1°
7,T
-
5,F
16,T
2290
LOCALIDAD m
100
-
477
46
30
N
N
N
R
N
DMPs CORREGIDAS POR ESTRUCTUR.4
INC a95 K PohrLdd
343" 22J0 85 R
39,T 29,1° 44 R
43.6' 28,1° 54 R
34,5O
40,5O
41,T
29.00
-
15,4'
22
-
37
R
R
R
POSICION POLAR MEDIA LaT- 77P0 S LONG- 195,4O E A%- 4,7O
ROTACION R+AR=15J*5,6°
N(No), mimao de eqdmenea oonsidaados en el dculo (adunero de muestm racolectadns). DMFs @EC, INC, a95, K, Polaridad)
declinacih media, inclinacik media, radio del cirmlo de 95% & cadi- pKknetm de presicih y polaridad de las direcciona medias
finale8 aisladas por sitio. N y R, polaridad normal y wema respectivampslte. POSICION POLAR MEDIA (LAT, LONG, A95) latitud sur,
lm~~yradio&l~ode95%de~delaposici6npoI~~media Ry AR~&h(horaria~va)e~alode
am6anza (Debiche y Watson 1995).
Tabla III.2: Valores estadisticos de la prueba del plegarniento de McFadden (1990).
In&
I Dechacih
1 1973'
Inclinaci6n
37,4O
K
74,8
a95
4,6"
SCOS2
4,845
N
14
on Corn. 193,4O 39f0 82,6
VALOR CRITIC0 AL 95% - 4358
14"
VALOR C ~
1,305 14
C AL O 99% = 6,0117
Declinaci6n: declinacih de la media final calculads para las sucsiones mu*dreadas. Inclinacih:
idkcih de la direccih media W K: packmh de presicih de la direccih media W, a95: halo de
confiaraadtladireccihtnedia~, SCOS2:valorde lapmebaestadistca(semu~losvalores~~08al
95 y 99-44 de danza); N: adunero de sitios ccasideda
ESTRUCTURA
Rtenbo l I n U
359 1 15O
ESf RUCmTRA
Rmubo
00
O0
00
310'
O0
00
290°
Idbadah
OD
00
0"
2"
00
0"
70
ESTRUCTURA
Rnmb
360°
3400
340"
25"
4S0
12"
Ildmcih
14"
11"
1 lo
90
So
90

CAP~TULO IV: ZONAS DE JUNCAL GRANDE,
TEBENQUICHO Y CHORRILLOS

"Evolucion geodiruimica de la Pum sobre la base de estudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
CAP~TJLO IV: ZONAS DE JUNCAL GRANDE, TEBENOUICHO Y
CHORRILLOS
En la zona de Juncal Grande (Puna catamarqueiia), ubicada aproximadamente a
10s 25" 50'de Lat. S y a 10s 67" 40'de Long. 0, se extrajeron 55 muestras orientadas de
sedimentitas y flujos andesiticos y basilticos (Fig. IV.l). Durante el rnismo viaje de
campo se obtuvieron 9 muestras orientadas de dacitas y basaltos en la zona de
Tebenquicho (Puna catamarqueiia), ubicada aproximadamente a 10s 25" 25'de Lat. S. y
a 10s 67" 40'de Long. 0 (Fig. IV. 1). Finalmente, se extrajeron 21 muestras orientadas de
ignimbritas, flujos andesiticos y basdticos aflorantes en la zona de Chorillos (Puna
salteiia), ubicada aproximadamente a 10s 24" 12'de Lat. S. y a 10s 66" 35' de Long. 0.
(Fig. IV. 1).
GEOLOGIA DEL AREA DE TRABAJO
JUVC' GRANDE: La zona de Juncal Grande se encuentra ubicada a1 E del salar de
Antofalla, en las proximidades de la falla de Acazoque (Fig. N.l). Dicha falla
constituye el limite E del salar de Antofalla, registrando actividad durante el
Cuaternario. Tiene mbo NE y ha sufrido desplazamientos de rumbo dextrales
(Marrett et al., 1994). Los afloramientos muestreados limitan hacia el E con la sierra de
Calalaste, constituida por depositos de flysch ordovicicos, y hacia el 0 con el salar de
Antofalla. Esth dados por bancos rojos de edad terciaria cubiertos por rocas volc~cas
(Singer et al. 1994). Constituyen cordones de rumbo NNE a ambos lados de la
depresion del salar de Juncal Grande (Fig. IV.2). La evolucion terciaria superior
tectonosedimentaria y volchica de la zona del salar de Antofalla ha sido estudiada de

"Ewlucion geodimhica de la Puna sobre la base & estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.l: (Modificada de Coira y Kay 1993) Mapa de ubicacion de las zonas de
estudio, mostrando la distribution de las rocas muestreadas. A: zona de Juncal Grande.
B: zona de Tebenquicho. C: zona de Chonillos. I: lineamiento de Calama-Olacapato-
Toro. 11: lineamiento de Archibarca. III: falla de Acazoque. 1: no mapeado. 2: salares. 3:
conos de ceniza y coladas basalticas andesiticas cuatemarias. 4: ignimbritas, lavas e
intrusiones terciarias. 5: rocas sedimentarias terciarias. 6: fallas y lineamientos.

"Ewlucion gedruimica a2 la Puna sobre la base a2 estudios paleoma~iticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.2: (Modificada de Singer et al. 1994). Mapa geologico sirnplificado de la
zona de Juncal Grande. Se indican 10s sitios muestreados. 1: aluvio cuaternario y
salares. 2: tufa cuaternaria (7). 3: conos negros de ceniza y flujos muy jovenes. 4: flujos
de andesitas basilticas. 5: flujos daciticos y andesiticos. 6: rocas sedimentarias
portadoras de evaporitas. 7: conglomerados y areniscas amarillentos. 8: bancos rojos
oligocenos. 9: fallas y linearnientos.

"Evolucibn geodinhmica de la Puna sobre la bme de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
manera detallada recientemente (Adelmann 1 997, Adelmann y Gorler 199 8, Schnurr y
GiSrler 1998, Kraemer et al. 1999)
Los bancos rojos terciarios corresponden a areniscas gruesas a conglomeradicas
con abundantes clastos volcAnicos. La unidad mas antigua estA dada por conglomerados
castaiio rojizos y areniscas con estratificacion entrecmda. El conglomerado contiene
abundantes clastos de rocas ordovicicas y de rocas volchicas. Localmente, la
estratificacion entrecruzada alcanza dimensiones de 3 metros. Esta idtima unidad fue
datada en 26,3 * 1,6 Ma (Vandervoort 1993). Esta unidad corresponderia a la Fm.
Quiiioas (Kraemer et al. 1999) en la c d un banco de toba cerca del techo fue datado en
28,9 * 0,8 Ma (Kraemer et al. 1999), o a la Fm. Chacras (Kraemer et al. 1999), cuya
edad mtixirna es de 24,2 0,9 Ma (Kraemer et al. 1999).Podria correlacionarse con 10s
bancos rojos que afloran a1 0 del Salar de Pocitos (Bajo de las Siete Cwvas), datados
en 23,8 * 0,4 Ma (Vandervoort 1993). La siguiente unidad esth constituida por areniscas
gruesas y conglomerados de color marillento que contienen abundantes clastos
andesiticos y daciticos. Esta unidad corresponderia a la Fm. Potrero Grande (Voss, en
Kraemer et al. 1999) cuya edad va de 18,5 * 0,5 Ma a 9,6 * 0,2 Ma (Kraemer et al.
1999). La unidad mas joven corresponde a una sucesion portadora de evaporitas que
aflora a lo largo del borde E del salar de Antofalla (Fig. IV.2), se trataria de parte del
LLMegacuerpo salino de Antofalla", descripto por Alonso et al. (1991). Esta unidad
corresponderia a la Fm. Juncalito (Voss, en Kraemer et al. 1999), con edades
comprendidas entre 10s 11,2 * 0,3 Ma y 10s 4,6 *0,5 Ma (Kraemer et al. 1999).
La unidad volchica mhs antigua corresponde a flujos daciticos y andesiticos
datados en dos sitios diferentes en 5,03 k 0,08 Ma y 6,64 * 0,07 Ma (Marrett et al.
1994). Estos flujos buzan aproximadamente 10" a1 E. EstAn cubiertos por flujos de

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudos paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
andesitas basalticas subhorizontales datados en 4,97 * 0,07 Ma (Marrett et al. 1994).
Finalmente, conos negros de ceniza y flujos muy jovenes, se encuentran presentes en
varias Areas (ej: Volch del Diablo) (Fig. IV.2). Kraemer et al. (1999) dataron uno de
estos conos aflorante en el borde S del salar de Antofalla en 0,2 h 0,09 Ma.
Las rocas volcitnicas han sufrido basculamientos pero no presentan
plegamientos. Los bancos rojos presentan pliegues apretados con ejes de rurnbo NNE y
vergencia variable (Prezzi et al. 1998a). Los bancos rojos oligocenos superiores
muestran pliegues casi recumbentes con vergencia hacia el E. Los conglomerados
amarillentos que afloran mas al E constituyen un sinclinal volcado con vergencia hacia
el 0. Los pliegues son aproximadamente cilindricos y sugieren una dueccion de
acortamiento horizontal ONO-ESE. Puede determinarse entonces, que la zona de
estudio sufrio dos fases de deformacion, una anterior a 10s 6,6 Ma y otra posterior. Estas
fases son consistentes temporal y cinematicamente con las dos fases de deformacion
definidas por Marrett et al. (1994) y Cladouhos et al. (1994) para la Puna y con la
historia deformacional cenozoica propuesta por Kraemer et al. (1999) para la zona del
salar de Antofalla.
TEBENQUCHO: La zona de Tebenquicho (Fig. IV.3) se encuentra a1 0 del
salar de Antofalla. En esta region se observan rocas asignadas al Paleozoico y rocas
cenozoicas. Las unidades paleozoicas corresponden a granitoides cubiertos por rocas
cenozoicas. Para el granito de Archibarca, situado al NO del Area en estudio, Palma et
al. (1986) obtuvieron una edad de 485 * 15 Ma (Ordovicico inferior). Estos cuerpos
pertenecerian a la Faja Eruptiva de la Puna Occidental (Palma et al. 1986). El
Cenozoico esti representado por rocas sedimentarias y volcitnicas. Las sedimentarias
esth constituidas por areniscas y limolitas de color rojo bien estratificadas, que hacia

"Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B . Prezzi
Figura IV.3: (Modificada de Godlez 1983). Mapa geologico simplificado de la zona
de Tebenquicho. 1: salar. 2: aluvio cuatemario. 3: conos de ceniza y flujos de lava
basaltica-andesitica cuaternarios (?). 4: Andesita-Dacita Tebenquicho. 5: areniscas y
limolitas rojas cenozoicas. 6: granitoides paleozoicos. 7: picos volcbicos. 8: fallas y
lineamientos. 9: pueblo.
arriba pasan a conglomerados finos y hasta gruesos de color castaiio claro (Godez
1983). Gonzdez (1983) correlaciona estos depbsitos con 10s estratos Calchaquefios y
10s asigna al Mioceno. Complejos volcAnicos se emplazan en el borde 0 del salar (Fig.
IV.3). El cerro Tebenquicho posee varios picos como el Tebin Grande, Tebin Chico,
Antofalla y Antofallita (Fig. IV.3). Coladas de andesitas y dacitas de colores castaiio

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base & estudiospaleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
oscuros que presentan una pasta afanitica con fenocristales de plagioclasa y cuarzo
cubren hscordantemente a 10s bancos terciarios. Gonzdez (1983) denomino "Andesita
- Dacita Tebenquicho9'a estas rocas, obteniendo una edad WAr para una andesita sin
alteracion hidrotemal de 1 1 * 1 Ma. Kraemer et al. (1999) obtuvieron edades de 1 1,O *
0,5 Ma, 10,7 * 0,7 May 7,7 * 0,2 Ma para estas rocas. A su vez, 10s bancos terciarios y
las rocas volchicas anteriomente mencionadas, est6.n cubiertos discordantemente por
flujos de lava basdtica - andesitica y conos de ceniza que podrian correlacionarse con
flujos similares aflorantes a1 0 de la zona de estudio, datados en 2,O * 1,2 Ma (Coira y
Pezzutti 1976). Las estructuras principales est6.n dadas por la falla de Acazoque y el
linearniento de Archbarca (Fig. IV. 1 y IV.3). El plano de la falla de Acazoque inclina
hacia el SE. Se observa una escarpa prominente desarrollada en las andesitas basdticas,
lo cual sugiere que ha estado activa durante el Cuaternario (Marrett et al. 1994). Como
se mencionara con anterioridad, esta falla tiene rumbo NE y ha sufhdo desplazamientos
de rumbo dextrales. El lineamiento de Archibarca constituye una faja de rumbo NO -
SE, que a sufiido desplazamientos de rumbo sinistrales durante el Cuaternario (Salfity
et al. 1984).
CHORRILLOS: En la zona de Chorrillos (Fig. IV.4) la unidad aflorante mas
antigua corresponde a la Fm. Puncoviscana (Turner 1960) de edad Prechbrica -
Chbrica inferior. Granites, turbihtas y dep6sitos volchicos ordovicicos est6.n en
contact0 entre si y con la Fm. Puncoviscana a traves de fallas. Depositos terciarios
inferiores - cret6cicos superiores pertenecientes a1 Grupo Salta (Turner 1958) se apoyan
discordantemente sobre las rocas mas antiguas. Hacia el E de San Antonio de 10s
Cobres (Fig. IV.4), estratos clbticos continentales datados en 9,6 * 0,35 Ma (Marrett et
al. 1994) cubren discordantemente a1 Grupo Salta. Tanto 10s bancos del Grupo Salta,

"Evolucion geodinhica & la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.4: (Modificada de Marrett et al. 1994) Mapa geologico simplificado de la
zona de Chonillos. 1: aluvio cuaternario. 2: conos de ceniza basalticos andesiticos
cuaternarios (?). 3: ignimbritas, lavas e intrusivos miocenos. 4: estratos miocenos. 5:
Grupo Salta. 6: turbihtas ordovicicas. 7: granitos ordovicicos. 8: Fm. Puncoviscana. 9:
pueblo.
como 10s del Mioceno se encuentran plegados. Los ejes de 10s pliegues poseen rumbo
NNE - SSO, sugiriendo una direccion de acortamiento ON0 - ESE (Marrett et al.
1994). En esta zona se emplaza el complejo volchnico Queva - Agua Caliente (Fig.
IV.4), que ha tenido actividad durante un lapso muy prolongado. Se trata de centros
lavicos daciticos a andesiticos (Complejos volchnicos Agua Caliente y Basal Queva)
con 10s que se asocian cuerpos subvolchnicos afectados por intenso hidrotemalismo
(Coira y Paris 1981). En el cerro Agua Caliente, a 10s 17,2 * 0,5 Ma tiene lugar la
ernision de la ignimbrita Agua Caliente (Olson y Gilzean 1986). Fue sucedida por una
manifestacion de mayor magnitud (Ignimbrita Tajamar) datada en 10,6 -+ 0,4 Ma (Olson

"Evolucion geodiruimica de la Pum sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
y Gilzean 1986), posiblemente relacionada a varias calderas centrales (Coira y Kay
1993). Prosiguen las eyecciones ignimbriticas con ligera migracion hacia el este de su
zona de surgencia, como lo atestigua la distribucion de la ignimbrita Abra del Gallo
(Coira y Paris 1981). Esta ignimbrita he datada en 10,l + 0,5 Ma (Olson y Gilzean
1986). Ya centradas en el irea del Queva, se sucedieron erupciones piroclisticas
andesiticas a 10s 10,3 * 0,5 Ma (Ignimbrita Queva), lavas andesiticas a 10s 10,l * 0,5
Ma (Andesita Esquina Azul) y lavas y domos daciticos a rioliticos a 10s 8,6 0,5 Ma
(Olson y Gilzean 1986). En el Pleistoceno Tardio se registro la erupcion de dos conos
de cenizas basdticos - andesiticos de caracteristicas shoshoniticas (San Geronimo y
Negro de Chorrillos) (Fig. IV.4). Una colada basaltica proveniente del centro San
Geronimo fie datada en 0,78 * 0,l Ma (Aquater 1980).
En cuanto a la estructura, se observan fracturas N-S con desviaciones hacia el
NNE y NNO. Tarnbien se observa un sistema NE-SO relacionado con el vulcanismo
reciente del cerro Tuzgle, a1 N de la zona de estudio (Coira y Paris 1981). La estructura
de mayor importancia en esta zona esth dada por la falla Chorrillos (Fig. IV.4), la cud
presenta numerosas escarpas que indcan actividad Pleistocena (Marrett et al. 1994).
. Esta falla define un segment0 del lineamiento Calama - Olacapato - Toro (Mon 1979),
que se extiende desde el antepais en el SE hasta el antearco chileno en el NO. La falla
Chorrillos separa afloramientos del Grupo Salta, determinimdose desplazamientos de
rumbo sinistrales de alrededor de 10 - 20 km (Allmendinger et al. 1983), es posible que
parte de este desplazamiento haya tenido lugar durante el Terciario (Marrett et al.
1994). En el hrea de estudio tiene lugar el cruce de todos 10s sistemas estructurales
anteriormente mencionados. La efusividad de 10s cerros Agua Caliente y Queva tiene
lugar en la interseccion de 10s linearnientos NS y NO-SE, recientemente activos (Coira

"Evolution geodihica & la Puna sobre la base & esrudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezxi
y Paris 1981). Las andesitas basalticas cuaternarias est5.n temporalmente relacionadas
con el movimiento extensional de la falla ChonJllos (Coira y Paris 1981).
TRABAJO DE CAMPO:
En cada uno de 10s sitios se obtuvieron entre 4 y 17 muestras de cada unidad
aflorante. Este procedimiento de muestreo, utilizado tambien por otros autores (Aubry
et al. 1996, Roperch et al. 1997), he elegido con la finalidad de promediar
completarnente la variacion secular del campo magnetic0 en cada uno de 10s sitios
muestreados correspondientes a rocas sedimentarias. En el caso de las rocas volchnicas,
para poder promediar la variacion secular se deben muestrear varios flujos diferentes.
En este muestreo, es posible que en algunos sitios lcha variacion no este
completamente promediada debido a1 limitado niunero de flujos muestreados. Sin
embargo, tal vez puedan hacerse algunas especulaciones a partir de las direcciones que
se obtengan.
JWCAL GRANDE: En la zona de Juncal Grande se muestrearon tres unidades
diferentes en dos sitios separados entre si por 3 kilometros (Fig. IV.2).
El sitio 1 esti constituido por una secuencia de bancos rojos asignados a1
Oligoceno, cuya actitud promedio es Rumbo: 0" Inclinacion: 43"E. Estos bancos est5.n
cubiertos en discordancia angular por un flujo andesitico (Fig. IV.2). Se obtuvieron 14
muestras de las sedimentitas y 6 muestras del flujo.
El sitio 2 fue dividido en dos sectores denominados norte y sur (Fig. IV.2). El
sector norte esti dado por una sucesion de bancos rojos plegada en una "kink band" casi
recumbente (26,3 * 1,6 Ma). La actitud promedio de 10s bancos es Rumbo: 5"

"Evolution geodinhica de la Puna sobre la base eshdios paleomap~ticos. " Claudia B. Prezzi
Inclinacion: 73"E. El eje del pliegue buza alrededor de 15" hacia la lreccion 5"
(Allmendinger, comunicacion personal). Se obtuvieron 17 muestras. El sector sur esth
constituido por bancos rojos asignados a1 Oligoceno, cuya actitud promedio es Rurnbo:
43" Inclinacion: 70°E. Tambien se encuentran plegados, el eje del pliegue buza
alrededor de 15" hacia la direction 45". Los bancos rojos esh cubiertos en
discordancia angular por un flujo andesitico que buza aproximadamente 10" a1 E (5,3
0,08 Ma). Sobre este flujo yace una colada basidtica subhorizontal (4,97 % 0,07 Ma). Se
obtuvieron 5 muestras de 10s bancos rojos y 4 muestras de cada flujo.
En Volch del Diablo (Fig. IV.2) se extrajeron 5 muestras de una colada
basaltica olivinica amigdaloide, probablemente cuaternaria.
TEBENQUCHO: En la zona de Tebenquicho (Fig. IV.3) se extrajeron en las
cercanias de Tebin Grande 5 muestras pertenecientes a la "Andesita - Dacita
Tebenquicho" (11 * 1 Ma) y 4 muestras corresponlentes a una colada basaltica,
probablemente pliocena .
CHORRILLOS: En la zona de Chorrillos, en Esquina Azul a1 E de Olacapato
(Fig. IV.4) se obtuvieron 5 muestras de la ignimbrita Queva (10,3 * 0,5 Ma) y 4
muestras de la andesita Esquina Azul (10,l * 0,5 Ma) que suprayace a la ignimbrita
Queva. En Mina La Poma a1 E de San Geronimo (Fig. IV.4) se extrajeron 4 muestras
correpondientes a la ignimbrita Agua Caliente (17,2 * 0,5 Ma), 4 muestras
pertenecientes a la ignimbrita Abra del Gallo (10,l * 0,5 Ma) y 4 muestras
pertenecientes a la colada basatica San Geronimo (0,78 + 0,l Ma).
Paralelamente a la extraction de las muestras se llevo a cab0 un detallado
control de la actitud de 10s bancos muestreados.

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de esfudiospaleomagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
TRABAJO DE LABORATORIO:
Se procesaron 134 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Para medir las magnetizaciones en cada etapa de trabajo se utilizaron, un
magnetometro DIGICO y un magnetometro criogenico de dtima generacion 2G.
Los especimenes se desmagnetizaron por carnpos magneticos alternos linealmente
decrecientes y por altas temperaturas. En el primer caso se utilizo el equipo
desmagnetizante desarrollado por Vilas (1966), basado en un divisor electrolitico de
tension, y el equipo desmagnetizante incorporado a1 magnetometro criogenico 2G. Se
realizaron hasta 20 etapas de desmagnetizacion, aplichdoles sucesivamente campos de
5; 73; 10; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 45; 50; 55; 60; 65; 70; 75; 85; 95; 120 y 140 mT,
intensidad a la cual se interrumpio la desmagnetizacion, debido a que se alcanzo el
limite operativo del equipo.
En el caso de la desmagnetizacion por altas temperaturas he utilizado un homo
marca Schonstedt, modelo TSD-1, apt0 para alcanzar temperaturas de hasta 790°C.
Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion se midi6 la susceptibilidad magnetica
. de 10s especimenes a efectos de valorar posibles alteraciones en la mineralogia de estos,
utilizando un susceptibilimetro constmido en el TATA Institute (India). A 10s
especimenes sometidos a esta tecnica, se les realizaron hasta 13 etapas de
desmagnetizacion, con temperaturas crecientes de 100; 150; 200; 250; 300; 350; 400;
450; 500; 550; 580; 650 y 700" C.
Con el objetivo de identificar la mineralogia magnetica de las muestras de
sedimentitas heron observados cortes delgados en microscopios de luz transmitida.

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base a% estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
RESULTADOS OBTENIDOS:
ROCAS VOLCANICAS: Los especimenes pertenecientes a rocas volc6nicas
presentaron diferentes comportamientos fiente a la desmagnetizacion, pudiendose
diferenciar tres grandes grupos:
Grupo A: La intensidad de remanencia relativa disminuye paulatinamente luego de las
sucesivas etapas hasta alcanzar el 10-20% de su valor inicial a 10s 550-680°C y el 60%
a 10s 140 mT (Fig. IV.5a y b). La magnetizacion remanente de estas muestras posee
altas temperaturas de desbloqueo y fberzas coercitivas. Su susceptibilidad rnagnetica se
mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s
sucesivos vectores de magnetizacidn residual presentan inclinacion negativa o positiva
y se encuentran agrupados en el cuadrante NE de la red estereografica. A partir de 10s
diagramas de Zijderveld puede determinarse que las muestras son monocomponentes,
observhndose una caida aproximadarnente lineal de las magnetizaciones hacia el origen
de coordenadas. Los especimenes correspondientes a la Ignimbrita Queva, a la
- Ignimbrita Abra del Gallo y el 25% de 10s pertenecientes a1 basalto San Geronimo
presentaron este comportamiento. El 2 1 % de las muestras pertenecen a este ppo.
Grupo B: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 500-630°C y 10s 40-100 mTeslas (Fig. N.5c y d). La susceptibilidad rnagnetica se
mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s
sucesivos vectores de magnetizacion residual describen caminos en la red
estere~gr~ca, comenzando con inclinacion negativa o positiva en cualquiera de 10s

"Evolucion geodinhmica a% la Puna sobre la base de esrudiospaleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.5: a) y b): resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion tkrmica del
esficimen EA00111.SPC correspondiente a la ignimbrita Queva: a) diagrama de
Zijderveld, b) curva de desmagnetizacion normalizada. c) y d): resultados obtenidos a
partir de la desmagnetizacion termica del espdcimen LPO 10 1 1 .SPC correspondiente a la
andesita bashltica San Geronimo: c) diagrama de Zijderveld, d) curva de
desmagnetizacion normalizada. e) y f) resultados obtenidos a partir de la
desmagnetizacion termica del esp6cimen J00311.SPC correspondiente a la andesita
muestreada en Juncal Grande: e) representacion estereografica de cada vector de
magnetizacion remanente, f) diagrama de Zijderveld.

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleoma~kticos. " Claudia B. Prezzi
cuadrantes, para luego pasar a inclinacion negativa y agruparse en 10s cuadrantes NE o
NO de la red. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse que las
muestras son bicomponentes. Se elimina una componente de magnetizacion blanda a
10s 10-40 mT y a 10s 200-400°C. Luego es posible identificar una componente dura ya
que se observa una caida aproximadarnente lineal de las magnetizaciones hacia el
origen de coordenadas. El 75% de 10s especimenes pertenecientes al basalto San
Geronimo, el 60% de 10s con-espondientes a la Ignimbrita Agua Caliente, el 67% de 10s
de la "Andesita - Dacita Tebenquicho", el 50% de 10s de la colada bashltica muestreada
en Tebin Grande, el 64% de 10s de la andesita muestreada en Juncal Grande y el 63 %
de 10s del basalto muestreado en Juncal Grande, presentaron este comportamiento. El
42% de las muestras pertenecen a este grupo.
Grupo C: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 550-580°C y 10s 20-30 mTeslas (Fig. IV.5e y f). La susceptibilidad magnetics se
mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s
sucesivos vectores de magnetizacion residual describen caminos en la red
estereogrSica, comenzando con inclinacibn negativa o positiva en cualquiera de 10s
cuadrantes para luego pasar a inclinacion negativa en 10s cuadrantes NE o NO de la red
en la mayoria de 10s casos. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse
que las muestras poseen mb de dos componentes. Se elimina una componente de
magnetizacion blanda a 10s 6-40 mT y a 10s 100-400°C. Luego, se observa una
trayectoria curva de 10s extremos de 10s vectores de magnetizacion, lo cuil indica la
existencia de por lo menos dos componentes con espectros de temperaturas de
desbloqueo y fberzas coercitivas superpuestos. El 40% de 10s especimenes

"Evolution geodiniimzca & la Puna sobre la base & estudios paleomagntticos. " Claudia B. Prezzi
pertenecientes a la Ignimbrita Agua Caliente, el 33% de 10s correspondientes a la
"Andesita - Dacita Tebenquicho", el 50% de 10s de la colada basaltica muestreada en
Tebin Grande, el 36% de 10s de la andesita muestreada en Juncal Grande, el 37% de 10s
del basalto muestreado en Juncal Grande, 10s de la andesita Esquina Azul y 10s de la
colada basziltica muestreada en Volch del Diablo, presentaron este comportamiento. El
37% de las muestras pertenecen a este grupo.
ROCAS SEDIMENTARTAS: El 30% de 10s especimenes de rocas sedimentarias
heron descartados debido a su comportarniento aleatorio fiente a las distintas tecnicas
de desmagnetizacion. Los especimenes restantes presentaron tres comportarnientos
diferentes fiente a la desmagnetizacion:
Grupo A: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 550-700°C (Fig. 6a y b). La susceptibilidad magnetica se mantiene casi constante a
traves de las lstintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion remanente residual presentan inclinacion positiva y se encuentran
- agrupados en el cuadrente SO de la red estere~gr~ca. A partir de 10s diagramas de
Zijderveld puede determinarse que las muestras son monocomponentes, observbdose
una caida aproximadamente lineal de las magnetizaciones hacia el origen de
coordenadas. El 2% de 10s especimenes pertenecen a este grupo.
Grupo B: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 550-700°C. La susceptibilidad magnetica se mantiene casi constante a traves de las
distintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual

"Evolucidn geodinhica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.6: a) y b): resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion termica del
espkcimen M0 16 1 1. SPC correspondiente a las rocas sedimentarias muestreadas en
- Juncal Grande en el sitio 2 norte: a) diagrama de Zijderveld, b) curva de
desmagnetizacion normalizada. c) y d): resultados obtenidos a partir de la
desmagnetizacion termica del especimen Z007b. SPC correspondiente a las rocas
sedimentarias muestreadas en Juncal Grande en el sitio 1: c) representacion
estereografica de cada vector de magnetizacion remanente, d) diagrama de Zijderveld.
describen carninos en la red estere~~ca, comenzando con inclinacion negativa o
positiva en 10s cuadrantes NO o SO, para luego pasar a inclinacion positiva y agruparse
en el cuadrante SO de la red. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede
deterrninarse que las muestras son bicomponentes. Se elimina una componente de

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de eshrdios paIeomagntticos. " Claudia B. Prezzi
magnetizacion blanda a 10s 200-400°C. Luego es posible identificar una componente
dura, ya que se observa una caida aproximadarnente lineal de las magnetizaciones hacia
el origen de coordenadas. El 18% de 10s especimenes pertenecen a este grupo.
Grupo B: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 500-700°C (Fig. IV.6c y d). La susceptibilidad rnagnetica se mantiene casi constante
a traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual describen carninos en la red estereografica, comenzando con
inclinacion negativa o positiva en cualquiera de 10s cuadrantes para luego pasar a
inclinacion negativa (positiva) en 10s cuadrantes NE o NO (SO) de la red en la mayoria
de 10s casos. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse que las
muestras poseen mas de dos componentes. En algunos casos (30%), se elimina una
componente de magnetizacion blanda a 10s 100-200°C. Luego, se observa una
trayectoria curva de 10s extremos de 10s vectores de magnetizacion, lo cdl inlca la
existencia de por lo menos dos componentes con espectros de temperaturas de
desbloqueo y fuerzas coercitivas superpuestos. El 50% de 10s especimenes pertenecen a
. este grupo.
A partir de la observation de cortes delgados de algunos especimenes
correspondientes a las rocas sedimentarias, se determino la presencia de
(titano)magnetita de origen detritico. En algunos casos la (titan0)magnetita se dispone
en lhinas, constituyendo menos del 1% de la roca. Se observo tambien la presencia de
abundante hematita como cemento. Considerando las temperaturas de desbloqueo y las
fherzas coercitivas, el principal mineral portador de la magnetizacion en las rocas
volchicas seria (titan0)magnetita.

"Evolucidn geodincimica ak la Puna sobre la base ak estudios paleomagn&ticos. " Claudia B. Prezzi
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes fueron analizados utilizando el programa de computacion
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas heron ploteadas en diagramas de
Zijderveld (Zijderveld 1967). Las distintas componentes de las magnetizaciones
remanentes naturales (MRNs) fueron detenninadas usando el aniilisis de componentes
principales (Kirschvink 1980) cuando se identificaron trayectorias lineales de 10s
extremos de 10s vectores de magnetizacion. Para las trayectorias de desmagnetizacion
que van hacia el origen de coordenadas se aplicaron ajustes de linea anclada para aislar
las magnetizaciones remanentes caracteristicas (MRCs) (ver Fig. IV.5a, IV.5b y IV.6a).
En 10s casos en que se identificaron trayectorias curvas de 10s extremos de 10s vectores
de magnetizacion se obtuvieron circulos de remagnetizacion (CRMs) (ver Fig. IV.5f y
IV.6d). Las MRCs y 10s CRMs fberon corregidos por estructura segh las actitudes
estructurales medidas en el campo. Luego, se obtuvieron direcciones medias finales
(DMFs) para cada flujo muestreado y para cada sitio de muestreo de las rocas
sedimentarias aplicando el analisis combinado de circulos de remagnetizacion y de
. magnetizaciones remanentes estables de McFadden y McElhinny (1988) o bien la
estadistica de Fisher (1953). Para el calculo de las DMFs solo se tuvieron en cuenta
MRCs cuya desviacion angular mhxha (DAM) fuese menor a 15' y CRMs cuyo
parhetro estadistico h fuese menor a 0,05. Para 10s andisis siguientes fberon
descartadas aquellas DMFs que tuviesen un ag5>1 So (Tabla IV. 1).
JWCAL GWDE: En el caso de las rocas sedimentarias muestreadas en
Juncal Grande, pudo observarse que mientras las DMFs determinadas para el sitio 1 y
para el sitio 2 norte coinciden con la posicion dipolar reversa (Dec. = 1 80°, Inc. = 44",

"Evolucion geaiinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Sitio Ubicacion DMFs corr. por estructura
rdN Dec Inc K a9~
JUNCAL GRANDE
Sitio 1: 25'52,5' S 67O40,7' 0
Rocas Sedimentarias 11/14 176,1° 47,2' 50 6,8"
Andesita 616 4,1° -28,1° 29 13,0°
Sitio 2 norte:
Rocas Sedimentarias
Sitio 2 sur:
Rocas Sedimentarias
Andesita
Andesita Badtica
Volch del Diablo:
Andesita Bashltica
TEBENQUICHO
Tebii Grande: 25'25' S 67O39' 0
Andesita-dacita Tebenquicho 615 337,9O -50,2" 29 13,1°
Andesita Badtica 414 333,7' -20,9" 81 ll,gO
CHORRILLO S
Esquina Azul: 24'09' S 66'41' 0
Ignirnbrita Queva 415 15,7" -36,6O 95 9,5O
Andesita Esquina Azul 414 12,4" -1,6O 259 11,0°
Mina La Poma: 24O14' S 66'29' 0
Ignimbrita Agua Caliente 314 352,2O -45,3 " 40 23,1°
Ignimbrita Abra del Gallo 814 35,2O -0,8' 100 5,6'
Andesita Basdtica San Geronimo 414 9,8" -36,7' 156 7,4"
Tabla IV.l: Coordenadas de cada sitio de muestreo (Latitud, Longitud); DMFs,
direcciones medias finales; n/N, nhero de muestras utilizadas en el calculo de la
direction media fmal/nlimero de muestras obtenidas; Dec., Inc., declinacion e
inclinacion medias luego de la correccion de estructura; K, parketro de precision de
- Fisher; ag5, semi-hgulo del con0 de 95% cofianza.
%5 = 5") si se consideran 10s correspondientes intervalos de confianza (Tabla N. 1, Fig.
IV.7), no sucede lo mismo con la DMF determinada para el sitio 2 sur. Teniendo en
cuent. esta situation se utilizo una prueba estadistica (McFadden y Lowes 1981) para
tratar de determinar si las MRCs y 10s CRMs sin correccion de estructura obtenidos
para el sitio 1 y para el sitio 2 norte provienen de una misma o de diferentes
poblaciones. Considerando un nivel de cod~anza del 95%, pudo determinarse que

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~eticos. " Claudia B. Prezzi
dichos MRCs y CRMs poseen la misma direccion medla. Esto significa que
provendrian de la misma poblacion. Por lo tanto, se realizo el fold test de McFadden
(1990) reuniendo las MRCs aisladas para 10s sitios 1 y 2 norte. A1 99% de confianza
puede establecerse que la rnagnetizacion aislada es de caracter sintectonico,
observbdose el mejor agrupamiento de las direcciones con el 69-72% de correccion
estructural (Tabla IV.2). Con el objetivo de corroborar este resultado utilizando tambien
10s CRMs deterrninados se llevo a cabo el fold test de Watson y Enkin (1993). El mejor
agrupamiento se obtiene con el 80% de correccion estructural para un intervalo de clase
del 10% (Fig. IV.8a). A1 95% de confianza el rango de correcciones estructurales
posibles es 30-100% (Fig. TV.8a). Aplicando el fold test de McElhinny (1964) se
determino que la rnagnetizacion puede considerarse sintectonica a1 99,5% de confianza,
siendo el rango de correcciones estructurales posibles de 60-80%, para un intervalo de
clase del 10% (Fig. IV.8a). El test de Watson y Enkin (1993) tambien se llevo a cab0
con 10s CRMs determinados para el sitio 2 sur, observhndose que el mejor
agrupamiento se obtiene con el 100% de correccion estructural (Fig. IV.8b), per0 el test
resulta estadisticamente indeterminado a1 95% de confianza. El fold test de McElhnny
(1964) tambien resulta indeterminado a1 95% de confianza. Sin embargo, el notable
increment0 del parhetro de presicion K y la disminucion del semibgulo de confianza
%5 sugieren un origen pretectonico para la rnagnetizacion (K in situ = 233, a9~ in situ =
7.3"; K con correccion de estructura = 686, a9~ con correccion de estructura = 4.3" (N =
5).
En cuanto, a las rocas volchnicas que cubren discordantemente a las
sedimentitas en 10s sitios 1 y 2 sur, puede observarse que las DMFs determinadas
coinciden con la direccion dipolar normal (Dec. = 0°, Inc. = -44O, ag5 = 5") si se

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura IV.7: Representacion estereogrUica de las DMFs y sus intervalos de 95% de
co~iama obtenidas para la zona de Juncal Grande. Circulos vacios (llenos): inclination
negativa (positiva). Estrella vacia (llena): direccion del camp geomagnetic0 dipolar
normal (reversa). 1: DMF correspondiente a la andesita basaltica muestreada en Volch
del Diablo. 2: DMF correspondiente a la andesita muestreada en el sitio 2 sur. 3: DMF
correspondiente a la andesita basaltica muestreada en el sitio 2 sur. 4: DMF
correspon&ente a la andesita muestreada en el sitio 1. 5: DMF correspondiente a las
- rocas sedimentarias muestreadas en el sitio 2 sur. 6: DMF correspondiente a las rocas
sedimentarias muestreadas en el sitio 2 norte. 7: DMF correspondiente a las rocas
sedimentarias muestreadas en el sitio 1.

"Evolucidn geodimhica dk la Pzrna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Dee. Inc. K a,~ N
In situ 210,1° 46,6O 14,6 16,3O 6,711 7
100% de correction estructural 171,4" 42,1° 50,9 8,5O 3,265 7
72% de correction estructural 180,g0 46,1° 91,9 6,3O 0,421 7
69% de correction estructural 181,g0 46,4" 91,l 6,4O 0,049 7
Tabla IV.2: Dec., Inc., declinacion e inclinacion de la dreccion media final; K,
pariimetro de precision de Fisher; %5, semi-hgulo de confianza; c2, valor del test
estadistico ( 10s valores criticos a1 95 y a1 99% de confianza son 3,086 y 4,253
respectivamente); N, nhero de MRCs consideradas.
consideran 10s correspondientes intervalos de confianza (Tabla IV.1, Fig. IV.7). La
colada basaltica muestreada en Volcb del Diablo (Fig. N.2) tambien es portadora de
una magnetization de orientacion norte per0 con alta inclinacion negativa (Tabla IV. 1,
Fig. IV.7). Considerando que las DMFs calculadas para las rocas volcirnicas y para las
rocas sedimentarias aflorantes en 10s sitios 1 y 2 norte presentan polaridades normales y
reversas, se Ilevo a cab0 el reversal test de McFadden y McElhinny (1990) utilizando
simulacion. El bgulo entre la media del grupo de polaridad normal y la media del
grupo de polaridad reversa fie de 2,5" y el bgulo critic0 fie de 19,7" (N=6). El test
result0 positivo con clasificacion C. Este resultado indicaria que la variation secular ha
sido adecuadamente promediada. Las DMFs obtenidas a partir de las rocas
sedimentarias para la zona de Juncal Grande para 10s sitios 1 y 2 norte indicarian la
inexistencia de rotaciones sea ejes verticales estadisticamente significativas. La DMF
determinada para el sitio 2 sur posee una declinacion y una inclinacion notablemente
alejadas de las esperadas (Fig. IV.7). Su declinacion podria explicarse considerando que
el sitio 2 sur suho una rotacion horaria de alrededor de 30". Su baja inclinacion podria
deberse a compactacion. Este fenomeno fie observado por Aubry et al. (1996) en
secuencias sehmentarias terciarias aflorantes en el limite sur de la Puna. La existencia

"Evolucidn geodiruimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
-10 0 10 20 40 50 m m m so loo 110
%decomxeibnestructureI I
Figura IV.8: a) variacion del parbetro de precision K vs. el porcentaje de correccion
estructural para las rocas sedimentarias muestreadas en 10s sitios 1 y 2 norte. Linea
continua: valor critico de K al 99,5% de confianza para el fold test de McElhinny
(1964). Linea punteada: valor critico de K al 95% de confianza para el fold test de
Watson y Enkin (1993). b) variacion del pariunetro de precision K vs. el porcentaje de
correccion de estructura para las rocas sedimentarias muestreadas en el sitio 2 sur.
Linea continua: valor critico de K a1 95% de confianza para el fold test de McElhinny
(1964). Linea punteada: valor critico de K al 95% de confianza para el fold test de
Watson y Enkin (1993).
de la mencionada rotacion horaria es avalada por la diferencia observada en 10s rumbos
de 10s planos de estratificacion. El rumbo promedio de 10s bancos aflorantes en el sitio
2 sur es 43O, mientras que el de 10s aflorantes en el sitio 2 norte es 5O.

“Evolution georfincimica de la Puna sobre la base de estudros paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
TEBENQmCHO: En la Fig. N.9a se presentan las DMFs obtenidas para 10s dos
flujos muestreados en la zona de Tebenquicho. Puede observarse que la tendencia
general de las DMFs indicaria la existencia de rotaciones en sentido antihorario al
compararlas con la direccion del campo dipolar actual (Dec = 0°, Inc = -43,5", $5 = 5")
(Tabla IV.l) para la zona de muestreo. Sin embargo, como se mencionara
anteriormente, es rnuy probable que la variacion secular del camp magnetic0 no haya
sido totalmente promelada, ya que se trata imicamente de dos flujos.
CHORRIILLOS: En la Fig. IV.9b se presentan las DMFs obtenidas para la zona
de Chorrillos. Las DMFs obtenidas para la andesita Esquina Azul y para la ignirnbrita
Abra del Gallo poseen inclinaciones rnuy sirnilares per0 muy bajas. Su declinacion, en
cambio, dlfiere en alrededor de 20-25" (Tabla IV. 1). Estas magnetizaciones esth rnuy
alejadas del rango esperado para la variacion secular del carnpo magnetico terrestre, lo
que sugeriria que heron adquiridas durante una excursion o un cambio de polaridad del
campo. Por otro lado, las DMFs corresponlentes a1 basalto San Geronimo y a la
ignimbrita Queva (Tabla IV. 1, Fig. IV.9b) sugeren la existencia de rotaciones horarias
de alrededor de 10-1 5" si se las compara con la direccion del camp dipolar actual (Dec
. = 0°, Inc = -42", ag5 = 5") (Tabla IV. 1) para la zona de Chorrillos.
En la Tabla IV. 1 se presentan las DMFs correspondientes a cada flujo y sitio
muestreado en las rocas sedimentarias. A pesar de que en algunos sitios es posible que
la variacion secular del campo magnetico no haya sido completarnente promediada,
puede observarse que existirian sitios rotados en sentido horario, antihorario y no

"Evolution geodinhmica & la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. .. Claudia B. Prezzi
Figura IV.9: a) Representacion estereogritfica de las DMFs y sus intervalos de 95% de
confianza obtenidas para la zona de Tebenquicho. Circulos vacios: inclinacion negativa.
Estrella vacia: direccion del camp geomagn6tico dipolar normal. 1: DMF
correspondiente a la andesita basdtica. 2: DMF correspondiente a la Andesita-Dacita
Tebenquicho. b) Representacion estereogritfica de las DMFs y sus intervalos de 95% de
confianza obtenidas para la zona de Chorrillos. Circulos vacios: inclinacion negativa.
Estrella vacia: direccion del camp geomagnetic0 dipolar normal. 1: DMF
correspondiente a la andesita Esquina Azul. 2: DMF correspondiente a la ignimbrita
Abra del Gallo. 3: DMF correspondiente a la andesita basaltica San Geronimo. 4: DMF
correspondiente a la ignimbrita Queva.

2
u
.-
Ill
C
"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
rotados. Estos resultados sugieren que las rotaciones observadas en la Puna Argentina
serian de tip local, controladas por la cinematica de estructuras locales.
Las sitios de muestreo heron elegidos teniendo en cuenta su cercania a zonas de
falla importantes con desplazamientos de rumbo de sentido (y en algunos casos
magnitud) conocidos.
La zona de Juncal Grande se encuentra proxima a la falla de Acazoque (Fig.
IV.2). Esta falla ha sufiido desplazamientos de rumbo dextrales durante el Cuaternario,
pudiendo generar como consecuencia rotaciones de bloques en sentido horario. Sin
embargo solo el sitio 2 sur ha sido rotado en sentido horario, 10s sitios 1 y 2 norte no
han sido rotados (Fig. IV.2, Tabla IV. 1). Esta rotacion, que seria anterior a la andesita
de 5,03 =t 0,08 Ma, constituiria un fenomeno estrictamente local, ya que no afecta a 10s
mismos bancos rojos que afloran a1 N y a1 S del sitio 2 sur. Esta situacion sugeriria la
existencia de fallas menores, tal vez cubiertas por rocas volchnicas jovenes que
generarian junto con las fallas mayores diferentes dominios estructurales produciendo
una defomacion compleja (GarfUnkel 1989).
La zona de Tebenquicho se encuentra muy proxima a la falla de Acazoque y a1
- lineamiento de Archibarca (Fig. IV.3). La falla de Acazoque tiene rumbo NE y ha
sufrido desplazamientos de rumbo dextrales durante el Cuaternario. El lineamiento de
Archibarca constituye una faja de rumbo NO - SE, que a sufhdo desplazamientos de
rumbo sinistrales durante el Cuaternario (Salfity et a(. 1984). La tendencia de las DMFs
determinadas (Fig. IV.9a, Tabla IV. 1) sugiere la existencia de rotaciones antihorarias.
Estos resultados coincidirian con lo esperado si solo se considera la cinematica del
lineamiento de Archibarca.
Los sitios de Esquina Azul y Mina La Poma en la zona de Chorrillos, se

'%'volucion geodiruimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. Claudia B. Prezzi
encuentran muy proximos al lineamiento de Calama-Olacapato-Toro (Fig. IV. I). Esta
zona de falla ha sufiido desplazamientos de rumbo sinistrales de alrededor de 10 - 20
km, registrando actividad durante el Cuaternario. Seria probable entonces, la existencia
de rotaciones en sentido antihorario en esta zona. Los resultados obtenidos para la
Ignimbrita Queva y para el basalto San Geronimo (Fig. IV.9b, Tabla IV.l) sugieren la
existencia de rotaciones horarias. En esta zona convergen ademb del lineamiento
Calama-Olacapato-Toro, fracturas N-S y NE-SO recientemente activas. En zonas de
dominios dados por fallas conjugadas pueden ocurrir rotaciones de bloques de sentido
opuesto al del desplazamiento de rumbo de las fallas que limitan el dominio ( Gee1
1989). Ademas, la existencia de distintos sistemas de fallas puede generar una zona
multidominio. En estas ireas las condxiones cinematicas impuestas externamente
(vector convergencia placa de Nazca-Sudamerica) pueden producir incompatibilidades
geometricas, que pueden incluso llevar a la generacion de estructuras nuevas (GarfUnkel
1989).
A partir de las DMFs obtenidas para la zona de Juncal Grande, except0 la
corresponhente a las rocas sedimentarias aflorantes en el sitio 2 sur (sitio rotado),
. heron calculados 10s polos geomagneticos virtuales (PGVs) correspondientes y la
posicion polar media h e calculada utilizando la estadistica de Fisher (1953):
Lat. = 85,7OS; Long. = 269,5OE; Ag5 = 1 lo; K = 38; N = 6
La rotacion representada por este paleopolo he obtenida usando como
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1998) para el Neogeno:
Lat. = 85OS; Long. = 310°E; Ag5 = 5' y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1 995):
R* AR = 3,3 * 14,2"

"Ewlucidn geodinrimica de la Purta sobre la base de estudios paleoma@ticos. " Claudia B. Prezzi
CAPITULO V: ZONA DE TIOMAYO
En la zona de Tiomayo (Puna Jujefia), ubicada aproximadarnente a 10s 22" 30'
de Lat. S y a 10s 66" 30' de Long. 0, se extrajeron 123 muestras orientadas de
sedimentitas terciarias pertenecientes a la Fm. Tiomayo (Seggiaro y Aniel 1989) para su
estuQo paleomagnetico (Fig. V. 1).
La prolongacion austral de la cuenca de antepais del Altiplano sur de Bolivia se
reconoce como la Cuenca de San Juan de Oro (noroeste de la Puna), donde heron
acumuladas importantes sucesiones sedimentarias del Oligoceno-Mioceno Medo en
discordancia sobre un basamento Ordovicico. Sobre estas y mediando discordancia
regional que seiiala la finalization de la deformacion compresiva en la Puna norte,
yacen rocas volcinicas dominantemente ignimbriticas del Mioceno Superior-Plioceno.
Las rocas mas antiguas del Terciario corresponden a la Fm. Peiia Colorada
(Turner 1966), que aflora a1 norte de la zona de estudio (Fig. V.2). Esta unidad estA
integrada por rocas de tonalidades rojizas y en menor medida grises y amarillento-
verdosas, que conforman cuerpos tabulares y/o lenticulares de psefitas con
intercalaciones de areniscas hacia 10s niveles superiores. La distribution de espesores,
que sugieren un depocentro en el sudoeste de Bolivia (Cuenca de Los Lipez), y la
continuidad de 10s afloramientos a traves de la frontera intemacional (a lo largo del rio
Grande de San Juan) mostrada por 10s mapeos en el sudoeste de Bolivia y noroeste de
Argentina (entre otros: Fornari et al. 1993, Turner 1978), sugeren que esta unidad es

"Ewluci& geodihica- de la Puna sobre la base cte estudios paleomgdticos. " Claudia B. Prezzi
- ' 68O
0 50km
J, BOLIVIA
i
j \
,.#' i Lag. ViIama -TIOMAYO
Figura V. 1 : Mapa de ubicacion de la zona en estudio. S. : Salar.
equivalente a la Fm. San Vicente (Fornari et al. 1993) aflorante en el sudoeste de
Bolivia. La Fm. San Vicente he asignada a1 Oligoceno debido a que es cubierta
localmente por las Lavas Ronda1 de edad 22,l f 0,6 Ma (Fornari et al. 1993). La Fm.
Pefia Colorada es cubierta discordantemente, al norte de la zona en estudio en la
localidad de Casa Colorada, por depositos principalmente conglomeradicos rosados a
verdosos de la Fm. Cabreria (Coira et al. 1998). Esta secuencia presenta intercalaciones
de ignimbritas de edad miocena temprana (17,4 f 0,8 Ma, CafYe 1997) y se ve
deformada s ew pliegues de gran longitud de onda junto con la Fm. Pe5a Colorada
subyacente. La Fm. Pefia Colorada adem& he intruida por complejos volc~cos
domicos (pirocl~ticos-lavicos), que en Casa Colorada tienen una edad de 17,3 f 0,7
Ma y que presentan solo leves evidencias de defomacion; tobas y depositos de bloques

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Frezzi
y cenizas procedentes de dcho centro cubren a la Fm. Peiia Colorada en discordancia
erosiva de caracter local (Fig. V.3).
El Oligocene-Mioceno Inferior es sucedido por areniscas, limolitas y
conglomerados, con marcadas variaciones laterales de facies y tobas e ignimbritas
intercaladas, que heron agrupadas en la Fm. Tiomayo (Segiario y Aniel 1989). Esta
unidad esth integrada, en el flanco occidental de la sierra de Rinconada (Fig. V.2), por
200 m de ignimbritas, areniscas tobaceas, conglomerados y subordmadarnente pelitas y
tobas que yacen en discordancia sobre 10s depjsitos piroclhsticos de edad Miocena
inferior antes mencionados. Hacia sectores mas distales (rio Tiomayo - rio Santa Ana),
la Fm. Cabreria desaparece y la Fm. Tiomayo apoya en paraconcordancia sobre la Fm.
Peiia Colorada y el reconocimiento del contact0 entre estas unidades es dificultoso
debido a semejmas litologicas. En este sector es posible diferenciar tres secciones en
la Fm. Tiomayo (Prezzi et al. 1998b). La seccion basal ("rojiza") esth integrada por
aproximadarnente 40 m de areniscas finas a medianas y paraconglomerados rojizos con
alta participation de material pumiceo, que hacia el techo suman intercalaciones de
ortoconglomerados grises y tobas (Foto V. 1). La seccion media ("amarillenta") estir
constituida por unos 50 m de areniscas rojizas a rosadas, parcialmente decoloradas a
tonos amarillentos, presentando intercalaciones de bancos tobaceos. La seccion superior
('terdosa") esta constituida por unos 70 m de de areniscas verdosas, masivas o con
estratificacion entrecruzada (Foto V.2), que en su parte superior pasan a niveles
delgados de areniscas, arcilitas, tobas biotiticas y areniscas masivas con pomez (Fig.
V.3). En Mna Pirquitas (Fig. V.2) aflora ma sucesibn de rocas sedimentarias de 80 m
de espesor que se asemejan a la seccion basal ("rojiza") del hrea del rio Tiomayo, 1as

"Evolucrcjn geo&n&nm & lo Puma sobre lo base & eshidimpdeotna&~"
1
Claudia B Prezd
J- .1; .G -F4
w++J.&J- l 0 a 6 ~ a Mioceno Superior
Ignimbrita
lo,? -+ 0,5 Ma
Seccion
~~~~1 Amarillenta Section * 0,5 Ma\ Fm Mioceno Tiomayo
-- L I .L 4. Fm. Cabreria
1-1- ---;
Fm Peiia Colorada
-------- - -
I--------- ---------- $ Basamento Ordovicico
Medio
Mioceno
Inferior-
Oligoceno

"Ewlucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Foto V.l: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la seccion rojiza de la Fm.
Tiomayo.
Foto V.2: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la seccion verdosa de la Fm.
Tiornayo.

“Evolution geodinhica de la Puna sobre la base de estudzospaleomagne'ticos. " Claudia B. Prezzi
superiores de la seccion amarillenta mostro una edad de 12,l * 0,5 Ma (Coira et al.
1998) (Fig. V.3). Estos datos ubican a la Fm. Tiomayo en el Mioceno Medio.
La discordancia regional detenninada por la ''Superficie San Juan de Oro7',
reconocida tambien en el Altiplano y Cordillera Oriental de Bolivia (Gubbels et al.
1993), indica la finalizacion de 10s episodios compresivos y de la evolucion de estas
cuencas intermontanas en la region. Posteriormente se dispusieron potentes secuencias
ignirnbriticas no deformadas con edades comprendidas entre 10s 10 a 6 Ma, y emisiones
lavicas localmente retringidas. Una ignimbrita de la zona de Santa Ana que se apoya
sobre la seccion "verdosa" de la Fm. Tiomayo y fkera estudiada paleomagneticamente
por Somoza et al. (1996a) arrojo una edad K/Ar de 10,7 * 0,5 Ma (Coira et al. 1998)
(Fig. V.3). Este dato tiene singular importancia porque acota localmente las edades de
la Fm. Tiomayo y de la "Superficie San Juan de Oro".
TRABAJO DE CAMPO:
Se extrajeron muestras en dos localidades diferentes:
LOCALlDAD A: Se encuentra en las cercanias de Santa Ana (Fig. V.2). Se
obtuvieron de base a techo de la Fm. Tiornayo, 32 cilindros orientados de la seccion
rojiza, 13 de la seccion amarillenta y 61 de la seccion verdosa. La actitud de la seccion
verdosa es subhorizontal, mientras que la de la seccion amarillenta es Rumbo: 2Z0,
Inclinacion: 5"SE; y la de la seccion rojiza es Rumbo: 60°, Inclinacion: 12OSE.
LOCALIDAD B: Se encuentra en las cercanias de Mina Pirquitas (Fig. V.2). Se
obtuvieron 17 cilindros orientados de areniscas rojizas similares a las de la seccion

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnbticos. " Claudia B. Prezzi
inferior en Santa Ana. La actitud de 10s bancos muestreados estA dada por Rumbo: 0°,
Inclination: 7"E.
TRABAJO DE LABORATORIO:
Se procesaron 196 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Para medir las magnetizaciones en cada etapa de trabajo se utilizaron, un
magnetometro DIGICO y un magnetometro crioghico de idtima generacion 2G.
Los especimenes se desmagnetizaron por campos magneticos alternos
linealmente decrecientes y por altas temperaturas. En el primer caso se utilizo el equipo
desmagnetizante desarrollado por Vilas (1966), basado en un divisor electrolitico de
tension, y el equipo desmagnetizante incorporado a1 magnetometro criogenico 2G. Se
realizaron hasta 18 etapas de desmagnetizacion, aplichndoles sucesivamente campos de
5; 73; 10; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 45; 50; 55; 65; 75; 85; 95; 120 y 140 mT, intensidad
a la cual se intermmpio la desmagnetizacion, debido a que se alcanzo el limite
operative del equipo.
En el caso de la desmagnetizacion por altas temperaturas h e utilizado un homo
marca Schonstedt, modelo TSD-1, apt0 para alcanzar temperaturas de hasta 790°C.
Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion se midi6 la susceptibilidad magnetica
de 10s especimenes a efectos de valorar posibles alteraciones en la mineralogia de Cstos,
utilizando un susceptibilimetro constmido en el TATA Institute (India). A 10s
especimenes sometidos a esta tdcnica, se les realizaron hasta 16 etapas de
desmagnetizacibn, con temperaturas crecientes de 50; 100; 150; 200; 250; 300; 350;
400; 450; 500; 530; 570; 600; 640; 670 y 700" C.

“Evolution geodincimica de la Pum sobre la base de es&diospal~oma@kticos. " Claudia B. Prezzi
Con el objetivo de identificar la mineralogia rnagnetica de las muestras heron
observados cortes delgados y pulidos calcogrfificos en microscopios de luz transmitida y
reflejada respectivamente. Tambien heron realizados experirnentos de adquisicion de
magnetizacion remanente isotermica (MRI), back field, ciclos de histeresis y lavados a
bajas temperaturas con aire liquido.
RESULTADOS OBTENIDOS:
SECCION ROJIZA: Se observa un enrojecimiento de 10s especimenes a1 ser
calentados a temperaturas mayores a 10s 500-550°C. La desmagnetizacion por campos
alternos result0 ineficaz. Pero mediante demagnetizacion termica se observaron dos
grupos de muestras con comportamientos Iferentes:
Grupo A: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 640-660°C (Fig. V.4). La susceptibilidad rnagnetica se mantiene casi constante a
traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual presentan polaridad normal y se encuentran agrupados en el
cuadrante NE de la red estereogrNica. A partir de 10s Iagramas de Zijderveld puede
determinarse que las muestras son monocomponentes. El 8 % de 10s especimenes
presentaba este comportamiento.
Grupo B: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 20-30% de su valor inicial a
10s 530-570°C (Fig. V.5). Algunos especimenes sufren un aurnento de su
susceptibilidad magnetica total del orden del 150 - 200 %, luego de haber sido

"Ewlucion geodinrimica de la Puna sobre la bme de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
L .i
o I negativa
Figura V.4: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion termica del especirnen
SA00811.SPC correspondiente a la seccion rojiza: a) representacion estereografica de
cada vector de magnetization remanente; b) curva de desmagnetizacion normalizada; c)
diagrama de Zijderveld.

"Evoluczdn geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
0
Horizontal
Figura V.5: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion termica del especimen
SA003 1 1. SPC correspondiente a la seccion rojiza: a) representation estereografica de
cada vector de magnetization remanente; b) cunra de desmagnetizaci6n normalizada; c)
diagrama de Zijderveld.

"Ewlucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
desmagnetizados a 620-640°C. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
rnagnetizacion residual describen caminos en la red estereografica, comenzando con
inclinacion negativa en 10s cuadrantes NE o NO, para luego pasar a inclinacion positiva
en 10s cuadrantes SE o SO de la red, en algunos casos se mantiene la inclinacion
negativa durante todo el camino de lavado. A partir de 10s diagramas de Zijderveld
puede determinarse que las muestras son bicomponentes, con espectros de temperaturas
de desbloqueo muy superpuestos. El 36% de 10s especimenes presentaba este
comportamiento. El 56% de 10s especimenes heron descartados debido a su
comportamiento inestable.
SECCIONES VERDOSA Y AMRILLENTA: En el caso de 10s especimenes de
areniscas verdosas, se observa un carnbio de color en 10s mismos al ser calentados a
temperaturas mayores a 10s 400-450°C, pasan de verdes a castafio amarillentos. Se
observaron dos grupos de muestras con comportamientos diferentes:
Grupo C: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 570-690°C y 10s 90-140 mT (Fig. V.6). La susceptibilidad magnetics se mantiene
casi constante a travCs de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos
vectores de magnetizacion residual presentan inclinacion positiva (negativa) y se
encuentran agrupados en el cuadrante SO (NE) de la red estereogrsca. A partir de 10s
diagramas de Zijderveld puede determinarse que la mayoria de 10s especimenes son
bicomponentes, con una componente de baja temperatura de desbloqueo y fuerza
coercitiva y otra componente caracteristica de alta temperatura de desbloqueo y fuerza

"Evolucidn geodihica & la Puna sobre la base & estudios paleomagnkticos. '. Claudia B. Prezzi
81
Horizontal
/\ Vertical
3 2
Figura V.6: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion por campos alternos
decrecientes del especimen BR0 13 12. SPC correspondiente a la seccion verdosa: a)
representacion estereografica de cada vector de magnetization remanente; b) curva de
desmagnetizacion normalizada; c) diagrama de Zijderveld.

"Evolucion geaiinhmica de la Puna sobre la base de eshrdos paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
coercitiva. El 20% de 10s especimenes de areniscas verdosas presentaba este
comportamiento.
Grupo D: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 400-500°C y 10s 40-60 mT (Fig. V.7). Algunos especimenes sufren un aumento de
su susceptibilidad magnetica total del orden del 150-200%, luego de haber sido
desmagnetizados a 570-620°C. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetization residual describen caminos en la red estere~~ca, comenzando con
inclinacion negativa en 10s cuadrantes NE o NO, para luego pasar a inclinacion positiva
en 10s cuadrantes SE o SO de la red, en algunos casos se mantiene la inclinacion
negativa durante todo el camino de lavado. A partir de 10s diagramas de Zijderveld
puede determinarse que las muestras son bicomponentes, con espectros de temperaturas
de desbloqueo muy superpuestos. El 45% de 10s especimenes de areniscas verdosas y el
38% de 10s especimenes de areniscas amarillentas presentaban este comportamiento. El
35% de 10s especimenes de areniscas verdosas y el 62% de 10s especimenes de
areniscas amarillentas fueron descartados debido a su comportamiento inestable.
En cuanto a 10s estudios de identification de la mineralogia magnetica de las
muestras, observando 10s graficos de adquisicion del MRI y de back field, se deduce
que en el caso de las areniscas rojizas la portadora dominante de la remanencia
magnktica es hematita, asociada con la presencia de menores cantidades de
(titan0)magnetita. La presencia de hematita queda evidenciada por las suaves
pendientes de las curvas que no alcanzan a saturarse totalmente, aim luego de la
aplicacion de campos mayores a 1000 mT; mientras que las empinadas pendientes de

"Evolution geodinhmica lie la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
W I positiva
1 0 I negativa + 0032
Horizontal
! i8k Vertical
Figura V.7: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion por campos altemos
decrecientes del especimen BR0007 12. SPC correspondiente a la seccion verdosa: a)
representation estereografica de cada vector de magnetization remanente; b) curva de
desmagnetizacion norrnalizada, c) diagrama de Zijderveld.

"Ewlucion geodihica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
las curvas en 10s primeros pasos sugeren la presencia de (titan0)magnetita en menor
proporcion (Fig. V.8). En el caso de las areniscas verdosas y amarillentas se deduce
que el principal mineral portador de la remanencia magnttica es (titano)magnetita. Este
hecho queda evidenciado por las fiertes pendientes de las cwas que llegan a saturarse
totalmente (Fig. V.9). A partir de las curvas de histtresis, puede corroborarse lo
anteriormente interpretado. Las areniscas rojizas, presentan curvas de histeresis muy
pobremente definidas debido a su baja intensidad (bajo contenido de (titan0)magnetita).
Para las areniscas verdosas, en carnbio, pudieron obtenerse curvas de histeresis muy
bien definidas, indicando un importante contenido de (titan0)magnetita (Fig. V. 10). A
partir de 10s graficos de adquisicion del MRI, de back field y de las curvas de histeresis
se obtuvieron 10s parhetros correspondientes (Tabla V. 1). Los muy elevados valores
de Hc, Hcr y H'cr (mayores que 200 mT) y 10s valores de HYcr/Hc menores que 1
obtenidos para las muestras de areniscas rojizas, indican que el principal mineral
portador de la magnetizacion es hematita. En cambio, en el caso de las areniscas
verdosas 10s valores de Hc, Hcr y H'cr son menores que 60 mT y 10s valores de H7cr/Hc
mayores que 1, indicando que el principal mineral portador de la rnagnetizacion es
, (titan0)magnetita. Las relaciones Hcr/Hc y JrsIJs se plotearon en el grGico de Day et
al. (1977) para tratar de definir el tamaAo de grano de las (titan0)magnetitas presentes
en las areniscas verdosas (Fig. V.ll). Puede observarse que mientras dos de las cinco
muestras estudiadas se encuentran comprendidas dentro del rango correspondiente a
granos pseudo dominio simple, las otras tres se encuentran desplazadas hacia la
derecha, pero no caen dentro del rango correspondiente a granos multi-dominio. Este
hecho podria deberse a la existencia de mezclas de tamafios de grano o bien a un mayor
contenido de Ti en 1as (titan0)magnetitas. Con la finalidad de determinar la presencia o

“Evolution geodinhmica rle la Puna sobre la base ak estucfiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
Teslas
Figura V.8: Curvas de adquisicion del MRI y de back field para distintos especimenes
* correspondientes a la seccion rojiza.
Teslas
no de granos de dominio mliltiple se llevaron a cab0 lavados a baja temperatma con
aire liquid0 (-190°C). Pudo observarse que la intensidad de la remanencia no disminuia
luego de haber sometido las muestras a este lavado, por lo tanto se descarto la
posibilidad de la presencia de granos de dominio midtiple en las muestras.

"'Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
.......................
-0.1 0.0 0,l 0.2 0.3 0.4 0.5 0,6 0.7 0,6 0.9 1.0
Teslas
Teslas
Teslas
- -0.1 O 0.0 , l 0,l ~ 0.2 s ~ 0.3 " 0.4 ~ " 0.5 ' 0.6 " 0.7 " ~ 0.8 ' 0.9 ~ ' 1.0 ~ '
- Figura V.9: Curvas de adquisicion del MIU y de back field para distintos especimenes
corresponcbentes a la seccion verdosa.
A parbr de la observation de cortes delgados de algunos especimenes
correspondientes a las areniscas "verdosas" se determino que las rnismas corresponden
a areniscas litico - feldespaticas. Se observo la presencia de alrededor de un 5-7% de
cuarzo, un 40% de plagioclasa de tip oligoclasa y andesina, un 18% de liticos
volcAnicos de compsicion andesitica y un 15% de vitroclastos esponjosos (vesiculas
Teslas

ZD -
15 -
10 -
5 -
*
'ka 0 -
2 4:
-10 -
15 -
-a -
"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~iticos. " Claudia B. Prezzi
-25-1 . I , , . , . , . , I . 0 . 1 . 1 . , . ,
-1.2 4,O -0.8 4,8 0.4 0.2 0.0 0.2 0.4 0.8 0.8 1.0 1,2
Teslas
Teslas Teslas
Figura V.lO: Clwas de histeresis para distintos especimenes correspondientes a la
seccion verdosa.
moderadamente estiradas y paredes curvas de burbujas). En cuanto a 10s minerales
accesorios se determino la presencia de alrededor de un 15% de biotita poco alterada,
hornblenda verde, lamprobolita y augita, y un 1-2% de minerales opacos. Los poros (2-
3%) esthn tapizados por heulandita/clinoptilolita, que tarnbien sustituye en parte 10s
vitroclastos. h matriz es arcillosa de color verdoso, probablemente cloritica. Estas

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base & estudios paleornagndticos. " Claudia B. Prezzi
Hcr H'cr HcrfHc H'crAcr JrsIJs
Tabla V. 1: Parhetros del ciclo de histeresis y de 10s experimentos de adquisicion de
MRI y back field para especimenes correspondientes a la seccion verdosa (E3r) y para
especimenes correspondientes a la seccion rojiza (Pk).
PSD
Figura V.11: Hcr/Hc vs. Jrs/Js para 10s dstintos especimenes correspon&entes a la
seccion verdosa, ploteados en el grafico de Day et al. (1977).

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base de eshrdiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
rocas derivarian de la erosion de lavas andesiticas a daciticas, habiendo sufiido poco
transporte y recibiendo el aporte de cenizas volc~cas durante el proceso.
A traves de la observacion de pulidos cal~ogr~cos de las areniscas rojizas se
determino la presencia de escasos granos de (titano)magnetitas redondeados a
subredondeados de diiunetro medio cercano a 10s 50-70 pm y de abundante pigmento
hematitic0 (Foto V.3). A1 observar pulidos calcograficos de las areniscas verdosas se
observo la presencia de abundantes granos subredondeados a redondeados de
titanomagnetitas muy ricas en Ti, cuyo diiunetro va de 10s 30 a 10s 150 pm. La mayoria
de 10s granos presentan oxidacion de alta temperatura (mayor a 600°C). Se observaron
texturas de oxidacion-exsolucion tipo Trellis (Foto V.4), Sandwich y Compuesta y
distintos estadios de oxidacion desde C1 a C7 (Buddington y Lindsley 1964, Haggerty
1991, entre otros). A medida que el estado de oxidacion se intensifica se observan las
siguientes asociaciones de minerales opacos: intercrecimientos de ilmenita en
titanomagnetitas (Foto V.4); desarrollo de ferri-rutilo en la ilmenita y de pequeiios
transparentes en la titanomagnetita; desarrollo de titanohematita y rutilo en el fem-
rutilo; asociacion de pseudobrooluta titanohematita y rutilo; para llegar fmalmente a la
. formacion de pseudobrooluta y hematita con intercrecirniento grhfico (Foto V.5). El
tamaKo medio de 10s granos de titanomagnetita indicaria que 10s mismos corresponden
a granos de dominio mdtiple. Sin embargo, la presencia de granos multidominio en las
muestras he descartada a traves del lavado a bajas temperaturas. Este hecho se
explicaria considerando el elevado contenido de Ti de las titanomagnetitas que produce
una significativa disminucion de la temperatura de la transition de Verwey (puede
llegar a valores inferiores a 10s -196°C). Por otra parte, la presencia de texturas de
oxidation-exsolucion en 10s granos de titanomagnetita genera una division del grano en

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto V.3: Pulido calcogrU'ico del especimen SA003 11.SPC perteneciente a la seccion
rojiza. Se observa la presencia de abundante pigmento hematitic0 y de granos
subredondeados de (titano)magnetita de 63 y 67 pm de dihmeto.
Foto V.4: Pulido cal~ogr~co
del especimen BR0 12 1 1. SPC correspondiente a la
seccion verdosa. Se observa un grano de (titano)magnetita con intercrecimientos de
ilmenita generando una textura tip0 Trellis. Este grano presenta incluidos minerales
transparentes, y tiene un dihetro de 240 pm. A la derecha del mismo se encuentra otro
grano de (titan0)magnetita de dihmetro mucho menor (42 pm).

"Evolution geodiruimica ak la Puna sobre la base a% esludios paleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
sectores magneticos de menores dimensiones, y a la vez un empobrecimiento en Ti de
la titanomagnetita, el cdl migra y se concentra en las lhinas de illmenita. Ambos
efectos conducen a que 10s granos de lmensiones de dominio midtiple, se comporten
como granos pseudo-dominio simple. Esto coincide con lo determinado a partir del
grifico de Day et al. (1977) (Fig. V.ll) y con el comportamiento magnetic0 de las
muestras.
Foto V.5: Pulido calcogriifko del especimen BR01211.SPC conespondiente a la
seccion verdosa. Se observa un grano que presenta pseudobrookita y hematita con
intercrecimiento grafico. Este grano tiene un dihetro de 117 pm. A la derecha del
mismo se encuentra otro grano de (titano)magnetita de dihetro mucho menor (34 pm).
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes heron analizados utilizando el programa de computacion
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas heron graficadas en diagramas de

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de eshrdios paleomapiticos. " Claudia B. Prezzi
Zijderveld (Zijderveld 1967). En el caso de 10s especimenes pertenecientes a 10s grupos
A y C se aislaron magnetizaciones remanentes caracteristicas (MRCs) aplicando el
anidisis de componentes principales (Kxschvink 1980) (ver Fig. V.4 y V.6). En el caso
de 10s especimenes pertenecientes a 10s grupos B y D se determinaron circulos de
remagnetizacion (CRMs) (ver Fig. V.5 y V.7). Direcciones medias finales (DMFs) por
sitio heron obtenidas mediante el anidisis combinado de circulos de remagnetizacibn y
de magnetizaciones remanentes estables de McFadden y McElhinny (1988). Para el
cdculo de hchas DMFs solo se tuvieron en cuenta MRCs cuya desviacion angular
mkma (DAM) fuese menor a 15" y CRMs cuyo parhetro estadistico h fuese menor a
0,06. Considerando que un muy elevado nhero de especimenes pertenecientes a las
secciones rojiza y amarillenta fueron descartados debido a su comportamiento inestable
(56 y 62%, respectivamente), se obtuvo una DMF para la seccion rojiza muestreada en
la Localidad A, una DMF para la seccion rojiza muestreada en la Localidad B y una
DMF para la seccion amarillenta (Tabla V.2). En el caso de la seccion verdosa se
obtuvieron 6 DMFs correspondientes a 6 sitios de rnuestreo (Tabla V.2). Se llevo a cabo
la prueba del plegamiento (McFadden 1990) corri~endo las DMFs segim las actitudes
. estructurales medidas en el carnpo. Dicha prueba resulto indeterminada debido al bajo
valor de buzarniento de 10s bancos. A partir de la observacion de la Fig. V.12 se
desprende que las DMFs determinadas poseen polaridades nomales y reversas, por lo
cud se realizo la prueba de la reversion (McFadden y McElhinny 1990) utilizando
sirnulacion. Tomando en cuenta las DMFs corregidas por estructura el bgulo entre la
media del grupo de DMFs con polaridad normal y la media del grupo de DMFs con
polaridad reversa h e de 1,4" y el irngulo critic0 h e de 12,4" (N = 9). La prueba resulto
positiva con clasificacion C. Este resultado sugiere que no existen desviaciones debido

"Evolucion geodiruimica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagnkticos. " Claudia B. Pretzi
a analisis inapropiado o a desmagnetizacion deficiente y que las DMFs promedian
completarnente las variaciones seculares del campo magnetic0 terrestre y reflejan el
camp dipolar axial.
A continuation, a partir de las DMFs heron calculados 10s polos geomagneticos
virtuales (PGVs) correspondientes y la posicion polar media h e calculada utilizando la
estadistica de Fisher (1953):
Lat. = 86,8OS; Long. = 147OE; Ag5 = 6,3O; N = 9; K = 67.
La rotacion representada por este paleopolo he obtenida usando como
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1998) para el Neogeno:
Lat. = 85"s; Long. = 310°E; Ag5 = 5" y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1 995):
R AR = 3,4 =k 6,4O
Sitio DMFs corr. por estructura
n/N Dec Inc K
Seccion rojiza Localidad A
Seccion rojiza Localidad B
Seccion amarillenta
Seccion verdosa
Br 1
Br2
Br3
Br4
Br5
Br6
Tabla V.2: DMFs, direcciones medias finales por sitio; n/N nlimero de especimenes
considerados en el calculo/nhnero de muestras obtenidas; Dec., Inc.: declinacion e
inclination medias luego de la correccion de estructura; K: parhetro de precision de
Fisher; ag5: semi-hgulo del cono de 95% de confianza.

"Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de eshrdios pdeomapeticm. " Claudia B. Prezzi
Figura V.12: Representacion estereografica de las DMFs y sus intervalos de 95% de
confianza obtenidas para la Fm. Tiomayo. Circulos vacios (llenos): inclinacion negativa
(positiva), Estrella vacia (Ilena): Qreccion del campo geomagnetic0 dipolar normal
(reverso).
Somoza et al. (1996a) mostraron que las ignimbritas que sobreyacen a la
"Superficie San de Juan de Oro", la cdl indica la finalizacion de 10s episodios
compresivos en la Puna norte, no experimentaron rotaciones significativas se- ejes
verticales. Una de las ignimbritas inferiores de este estudio, que se apoya sobre la
seccion verdosa de la Fm. Tiomayo, fue datada en 10,7 * 0,5 Ma (Coira et al. 1998).
Este dato sugirie la inexistencia de rotaciones en la zona de estudio desde el Mioceno
Tardio.

“Evolution geodincimica & la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
En este capitulo se calculo una posicion polar media a partir de las DMFs
obtenidas para la Fm. Tiomayo. A1 calcular la rotacion correspondiente, puede verse
que el valor hallado no resulta signlficativo. Este valor, indica que 10s bloques
muestreados tampoco han sufiido rotaciones s ew ejes verticales, con anterioridad al
desarrollo de la "Superficie San Juan de Oro", a1 menos desde el Mioceno Medo en
adelante.

CAP~TULO VI: ZONA DE M OM0 BLANCO

\
L
LC-
"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleornagnLticos. " Claudia B. Prezzi
CAP~I'ULO VI: ZONA DE MORRO BLANCO
Se realizaron dos campaiias a la zona de Morro Blanco ( ha jujeiia), ubicada
aproximadamente a 10s 23" OO'de Lat. S y a 10s 66" 30'de Long. 0, donde se extrajeron
212 muestras orientadas de sedimentitas e ignimbritas terciarias para su estudio
paleomagnetico (Fig. VI. 1).
ESTRATIGRAF~A:
En la zona de estudio afloran distintas unidades geologicas de diferentes edades:
una unidad ordovicica, 3 unidades terciarias y unidades cuaternarias (Fig. VI.2).
Los principales aflorarnientos ordovicicos se encuentran en el sector E (cerro
Elefante y cerro Negro) y en el sector 0 (cerro Pajaro Muerto) de la zona de kabajo
(Fig. VI.2). Corresponden a rocas de color verde grisaceo pertenecientes a1 Complejo
Turbiditico de la Puna (Bahlburg et al. 1990). Estas rocas presentan pliegues apretados
y fallas (generados durante el Paleozoico). El rumbo predominante de 10s estratos y de
10s ejes de 10s pliegues es N-S (Armanini 1995).
Las rocas terciarias esth representadas por sedimentitas y rnantos ignimbriticos.
Se observan afloramientos de sedimentitas de color rojo y de sedimentitas de colores
blanquecinos, verdosos, grisaceos y amarillentos. La unidad constituida por las
sedimentitas rojas aflora en el sector 0 de la zona de trabajo en la serrania de Phjaro
Muerto (Fig. VI.2). Se encuentra en contact0 con las turbiditas ordovicicas a traves de
la falla inversa de Huayra Yurac (Fig. VI.2). Comienza con dep6sitos conglomeradicos

"EvoZucion geodincimica & la Puna sobre la base & estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
- Lag.
Figura VI. 1 : Mapa de ubicacion de la zona en estudio. S: Salar
Pozudos
Referencias
[ ] Aluviones
cuatemanos
lgnimbritas
Unidad Verdosa
Unidad Rojiza
Y 3 Turbiditas ordovicicas
- Camino
Falla inversa infen'da
A Sitios de muestreo
< Rumbo e inclinaci6n
Sinclinal
Figura VI.2: (Modificada de Armanini 1995). Mapa geologico esquemhtico mostrando
10s principales rasgos estructurales, 10s afloramientos de las distintas unidades
estratigrhficas y 10s sitios de muestreo.

"Ewlucion geocfincbnica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnt?ticos. " Claudia B. Prezzi
polimicticos gruesos y contink con lirnolitas con escasas intercalaciones de areniscas
medias con presencia de venas transgresivas de yeso de habito fibroso. Hacia la parte
media cobrim mb importancia las areniscas y 10s conglomerados se hacen mas
fiecuentes. Hacia el techo predominan las areniscas medianas y aparecen niveles
aislados de tufitas (Armanini 1995) (Foto VI. 1). En las zonas de falla las rocas han sido
decoloradas presentando colores naranjas y amarillentos debido a alteracion
hidrotermal (Armanini 1995). La unidad rojiza presenta una disposition general de
rumbo aproximadarnente N-S y ma inclinacibn de 4-5" a1 E. Esta unidad he asignada a
la Fm. Pefia Colorada (Bellman y Chomnales 1960) por Turner (1 973). Seggiaro (1 994)
considera que es product0 de 10s levantamientos generados durante el Cenozoico
Temprano y tambien la asigna a la Fm. Pefia Colorada. Armanini (1995) considera a
esta unidad como equivalente a unidades aflorantes en la Puna Austral, en las cuhles se
hallaron mamiferos fosiles de edad paleogena s. 1. (Alonso et al. 1982, Pascual 1983) y
asigna a esta unidad una edad paleogena s.1.. Gorustovich et al. (1989) consideraron que
esta unidad corresponde a la Fm. Antuzar (Gorustovich 1989), sugiriendo que la misma
se deposit6 entre las fases Incaica y Quechua Inicial de deformacion (Oligoceno
Superior - Mioceno Inferior). La unidad constituida por las sedimentitas verdosas aflora
en el sector central del hea de estudio en Morro Blanco (Fig. VI.2). Se apoya,
mediando una discordancia angular suave, sobre la unidad rojiza (Armanini 1995).
Dicha discordancia se obsewa en la junta entre el rio Nacimiento y el rio Arituzar (Fig.
VI.2). Se encuentra cubierta en discordancia angular por ignimbritas. El contact0 con
las turbiditas ordovicicas es a traves de la falla inversa de Cem Negro (Fig. VI.2). Esta
unidad esth dada por tobas, t~f5tas, limolitas, arcilitas, areniscas finas con cemento
carbonatico y capas de travertine y corresponderia a LUI ambiente volcaniclastico

"Evolution geodiruimica & la Pam sobre la base & esrudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto VI. 1: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la unidad rojiza.
Foto VI.2: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la unidad verdosa. Pueden
observarse entrecruzamientos de gran tamaiio.

"Evolution georfihica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~ticos. " Claudia B. Prezzi
lacustre. En el tercio inferior predominan las tufitas sobre las tobas observhndose
numerosos entrecruzamientos (Foto VI.2). En el tercio medio el dominio de las tufitas
es aim mayor, 10s entrecruzamientos son aislados y se encuentran capas de travertino.
En el tercio superior 10s niveles de tobas se hacen mh potentes y aparecen bancos
conspicuos de travertinos y arcilitas verdes. Hacia el techo la sedirnentacion es de
dominio lacustre evaporitico y aparecen intercaladas ignimbritas daciticas biotiticas de
poco espesor (Armanini 1995) (Foto V1.3). Estas rocas se encuentran suavemente
plegadas en anticlinales y sinclinales de amplio radio cuyos ejes tienen un rurnbo
aproximado NNE-SSO (Prezzi 1999). Turner (1973) asigno estas rocas a la Fm. Pefia
Colorada (Bellman y Chomnales 1960). Seggiaro (1 994) considera a esta unidad como
equivalente a las secuencias pertenecientes a la Fm.Tiomayo (Seggaro y Aniel 1989)
ailorantes en la cuenca del rio San Juan de Oro. Armanini (1995) la consider0 anidoga a
la Fm. Sijes aflorante en Pastos Grandes en la Puna Austral de edad miocena superior
(Alonso y Virarnonte 1993). Gorustovich et al. (1 989) incluyeron estos depositos dentro
de la Fm. Morro Grande (Gorustovich 1989), sugiriendo que la misma se deposit0 entre
las fases Quechua Inicial y Quechua Principal de deformacion (Mioceno Medio -
. Mioceno Superior). La tercera unidad terciaria esta dada por mantos ignimbriticos
subhorizontales que afloran aisladamente en el Area cubriendo parcialmente en
discordancia angular a la unidad verdosa en Morro Blanco y a las turbiditas ordovicicas
en el sector NE de la zona de estudio (Fig. VI.2). Son de color rosado rojizo (gris en
corte fresco), poseen unos 40 m de espesor y presentan gruesa disyuncion columnar
(Armanini 1995) (Foto VI.4). Podrian pertenecer a la unidad ignimbrita Las Termas
datada por Seggiaro (1994) en 6,45 * 0,15 Ma (Mioceno Superior).
Las unidades de edad cuaternaria est;in representados por niveles de tenazas

.-
'I;
"Ewlucidn geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto VI.3: Aspecto que presentan 10s afloramientos de ignimbritas daciticas biotiticas
intercaladas hacia el techo de la unidad verdosa.
Foto VI.4: Aspecto que presentan 10s afloramientos de la ignimbrita que cubre
discordantemente a la unidad verdosa.

"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base de estudospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
fluviales de edad pleistocena formados en un medio de alta energia y por depositos
aluviales de edad holocena presentes en 10s cauces y llanuras de inundation (Armanini
1995).
ESTRUCTURA:
Como se mencionara anteriormente, la unidad de sedimentitas terciarias rojizas
est6 en contacto con un bloque de rocas ordovicicas elevado por la falla inversa de alto
hgulo de Huayra Yurac (Fig. VI.2 sector 0). Esta falla posee un rumbo aproximado
NNO-SSE, su plano inclina hacia el 0 y tiene su labio hundido hacia el E (Fig. VI.2).
Armanini (1995) considera que esta falla es asignable a la fase Quechua Principal
(Mioceno Tardio) de deformacion (Salfity et al. 1984) y que tuvo actividad durante el
Cuaternario, ya que observo una terraza fluvial de edad pleistocena inferior basculada.
Marrett et al. (1994) identificaron en la zona de Mina Lorna Blanca, (a1 E de la presente
zona de trabajo), una falla inversa de igual rumbo a la anterior que atraviesa depbsitos
modernos de travertine. Infieren que la misma ha estado activa durante el Cuaternario y
pertenece a1 evento de deformacion plio-cuaternario cuya cinematica esth dada
, predominantemente por fallas de rumbo con acortamiento subhorizontal de direccion
ENE-OSO a subvertical y extension subvertical a subhorizontal de direccion NNO-SSE,
con desplazamientos menores de 500 metros. Es probable, entonces, que la falla de
Huayra Yurac haya estado activa durante este evento de deformacion. Tarnbikn en el
setor 0 del iuea de estudio se observa la falla inversa de alto hgulo de Calchas, de
rumbo NE-SO que atraviesa rocas ordovicicas. La unidad de sedimentitas terciarias
verdosas se encuentra en contacto con rocas ordovicicas a traves de la falla inversa de
cerro Negro (Fig. VI.2 sector E). Esta falla de alto angulo tiene rumbo aproximado

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleoma~ticos. " Claudia B. Prezzi
NNE-SSO, su plano de falla inclina hacia el E y su labio hundido es el 0 (Fig. VI.2). En
cuanto a la edad del fallamiento Armanini (1995) interpreta que esta falla corresponde a
la fase Quechua Principal.
Las unidades rojizas y verdosas han sufiido una deformacion con pliegues de
amplio radio, cuyos ejes tienen un rumbo aproximado NNE-SSO (Armanini 1995).
Marrett et al. (1994) identificaron pliegues con ejes de rumbo NNE-SSO, 10s cdes
afectan a rocas pertenecientes a1 Grupo Salta (Cretiicico Superior-Terciario Inferior)
(Turner 1958, Reyes y Salfity 1973, Alonso 1986) y a rocas miocenas superiores, hacia
el E de la presente zona de estudio. Los mismos autores asignan estos pliegues a1 evento
de deformacion mio-plioceno, cuya cinematica esth dada por acortamiento
subhorizontal de clireccion ONO-ESE y extension subvertical. Los pliegues y fallas de
rurnbo NNE-SSO identificados en la zona de trabajo podrian ser asignados a este evento
de deformacion.
TRABAJO DE CAMPO:
En el hea de trabajo se extrajeron cilindros orientados con bdjula Brunton y
solar pertenecientes a afloramientos de sedimentitas rojizas, verdosas y mantos
ignimbriticos. Se obtuvieron 91 muestras de rocas correspondientes a la unidad rojiza
distribuidas en 17 sitios de muestreo ubicados a lo largo de la quebrada del rio
Nacimiento (Fig. VI.2) y 106 muestras de rocas correspondientes a la unidad verdosa
distribuidas en 17 sitios de muestreo ubicados a lo largo de la quebrada del rio Grande
de Coranzuli (Fig. VI.2). Los espesores muestreados aproximados fueron de 300m de
sedimentitas rojas y 400 m de sedimentitas verdosas. Las muestras fueron obtenidas en

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
zonas alejadas de las fallas con la finalidad de evitar la alteracion hidrotermal. Tambien
se extrajeron 15 muestras distribuidas en 2 sitios de muestreo correspondientes a la
ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa en Morro Blanco (Fig.
VI.2). Paralelamente a la extraccion de las muestras se llevo a cab0 un detallado control
de la actitud de 10s bancos muestreados. Se extrajeron muestras para andisis
geoquimico de la ignimbrita que cubre en discordancia a la unidad verdosa en Morro
Blanco y para anhlisis geoquimico y datacion radimehca de una ignimbrita dacitica
biotitica intercalada en dicha unidad.
TRABAJO DE LABORATORIO:
Se procesaron 270 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Las magnetizaciones luego de cada etapa de lavado fueron meQdas con un
magnetometro criogenico 2G. Los especimenes fueron sometidos a lavados por campos
magneticos alternos linealmente decrecientes y por altas temperaturas. En el primer
caso fue utilizado el equipo desmagnetizante incorporado a1 magnetometro criogenico y
en el segundo caso h e utilizado un homo marca Schonstedt TSD-1, apt0 para alcanzar
temperaturas de hasta 790" Centigrados. Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion
termica se midi6 la susceptibilidad magnetica de 10s especimenes con el objetivo de
valorar posibles cambios en la mineralogia rnagnetica de 10s mismos, utilizando un
susceptibilimetro construido en el TATA Institute (India). A 10s especimenes sometidos
a lavados magneticos se les realizaron hasta 18 etapas de desmagnetizacion aplicando
campos sucesivos de 3; 6; 9; 12; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 50; 60; 70; 80; 90; 100; 110 y
120 mTeslas. A 10s especimenes sometidos a lavados termicos se les realizaron hasta 17

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de eshcdiospaEeoma&ticos. " Claudia B. Prwi
etapas de desmagnetizacion con temperaturas crecientes de 50; 100; 150; 200; 250;
300; 350; 400; 450; 500; 530; 570; 600; 620; 640; 660 y 680°Centigrados.
Con el objetivo de identificar la mineralogia rnagnetica de las muestras
fkeron observados cortes delgados y secciones pulidas en microscopios de luz
transmitida y reflejada respectivamente.
RESULTADOS OBTENIDOS:
En el caso de las muestras pertenecientes a la unidad rojiza se procesaron 11 1
especimenes, 10s cuales presentaron el siguiente comportamiento (Figs. VI.3 y VI.4):
La intensidad de remanencia relativa disminuye rapidarnente luego de las
primeras etapas, hasta alcanzar el 10-20% de su valor inicial a 10s 400-450°C y 10s 30-
35 mTeslas. La magnetizacion remanente de estas muestras posee bajas temperaturas de
desbloqueo y bajas herzas coercitivas. La susceptibilidad magnetica total de las
mismas se mantiene casi constante a travks de las distintas etapas. Se observa un
enrojecimiento de 10s especimenes a1 ser calentados a temperaturas mayores a 10s 500"-
. 550°C. En la mayoria de 10s sitios muestreados, las proyecciones de 10s sucesivos
vectores de magnetizacion residual de 10s especimenes describen caminos en la red
estereogrhfica, comenzando con inclinaci6n negativa en 10s cuadrantes NE o NO para
finalizar con inclinacion negativa o positiva en 10s cuadrantes SE o SO de la red. En el
caso de estos sitios, 10s caminos de lavado de 10s especimenes se intersectan en el
hemisferio inferior de la red estere~gr~ca. En algunos sitios de muestreo, 10s caminos
descriptos por 10s especimenes comienzan en 10s cuadrantes NE o NO y se Qrigen
hacia la direction N-S, manteniendose la inclinacion negativa durante todo el proceso.

“Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Inclination
O Negativa
+ w Inclinacibn
Positiva
8 Horizontal
A Vertical
Figura VI.3: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por campos alternos
decrecientes del especimen P00322.SPC perteneciente a la unidad rojiza: a)
Representaci6n en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de magnetization
residual. b) Curva de desmagnetizacion normalizada. c) Diagrama de Zijderveld.

"Evolution geodinhica de la Puna sobre la base a% estudios paleornagnbticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VI.4: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizaci6n combinada por campos
alternos decrecientes y por altas temperaturas del especimen PO053 1.SPC perteneciente
a la unidad rojiza: a) Representation en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de
magnetization residual. b) Curva de desmagnetizacion norrnalizada. c) Diagrama de
Zij derveld.
En el caso de estos sitios 10s caminos de lavado de 10s especimenes se intersectan en el
hemisferio superior de la red estere~gr~ca. A partir de 10s diagramas de Zijderveld
puede determinarse que las muestras son bicomponentes, pudiendose aislar

"Evolucion gealihica de la Puna sobre la base de estudios paleoma~dticos. " Claudia B. Prezzi
magnetizaciones blandas de baja fuerza coercitiva y baja temperatura de desbloqueo.
No h e posible definir la componente dura, ya que al aplicar camps mayores a 90 - 100
mT o temperaturas superiores a 10s 530-570°C la magnetizacion de 10s especimenes
sufria cambios aleatorios. Solo pudo determinarse el plano de desmagnetizacion que
contiene a 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual luego de cada etapa de
lavado.
En el caso de las muestras pertenecientes a la unidad verdosa se procesaron 144
especimenes observhndose dos grupos de muestras con comportamientos notoriamente
diferentes :
a) La intensidad de remanencia relativa de 10s especimenes pertenecientes a ignimbritas
daciticas biotiticas disminuye paulatinamente luego de las sucesivas etapas hasta
alcanzar el 10-20% de su valor inicial a 10s 570-600°C y 10s 100-120 mTeslas (Fig.
VI.5). La magnetizacion remanente de estas muestras posee altas temperaturas de
desbloqueo y fuerzas coercitivas. Su susceptibilidad magnetica se mantiene casi
constante a traves de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual presentan inclinacion positiva y se encuentran agrupados en el
cuadrante SO de la red estere~gr~ca. A partir de 10s dagramas de Zijderveld puede
determinarse que las muestras son monocomponentes, observhndose una caida
aproxirnadamente lineal de las magnetizaciones hacia el origen de coordenadas.
b) La intensidad de remanencia relativa de 10s especimenes pertenecientes a
sedimentitas dsminuye Apidamente luego de las primeras etapas, hasta alcanzar el 10-
20% de su valor inicial a 10s 350-400°C y 10s 25-35 mTeslas (Figs. VI.6 y VI.7). Las
muestras poseen bajas temperaturas de desbloqueo y bajas fuerzas coercitivas. La
susceptibilidad magnetica se mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. Se

"Evolucidn geodinhmica ak la Puna sobre la base & estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
m Inclination
Positiva
Horizontal
Figura VI.5: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por altas temperaturas
del especimen M00531.SPC perteneciente a una ignimbrita dacitica biotitica
intercalada hacia el techo de la unidad verdosa: a) Representacion en la red de Wulf de
cada uno de 10s vectores de magnetizacion residual. b) Cwva de desmagnetizacion
normalizada. c) Diagrarna de Zijderveld.

"Evolucidn geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B . Prezzi
o Inclination Negativa
I
Horizontal
Vertical
Figura VI.6: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por camps altemos
decrecientes del especimen MO 102 1 .SPC perteneciente a las sedimentitas de la unidad
verdosa: a) Representacion en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de
magnetization residual. b) Curva de desmagnetizacion nomalizada. c) Diagrarna de
Zij derveld.

"Evolution geodiniimica de la Puna sobre la base de esluctios paleomapkticos. " Claudia B. Prezzi
+ 0,s
u
o Inclinacion Negativa
InclinaciQ Positiva
Horizontal
A Vertical
Figura VI.7: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por altas temperaturas
del especimen M01061 .SPC perteneciente a las sedimentitas de la unidad verdosa: a)
Representacion en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de magnetization
residual. b) Curva de desmagnetizacion normalizada. c) Diagrama de Zijderveld.
observa un carnbio de color en 10s especimenes al ser calentados a temperaturas
mayores a 10s 400-450°C, 10s cuiles pasan de verdes a castafios. De igual manera que

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
en el caso de la unidad rojiza, las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual de 10s especimenes describen caminos en la red estereografica.
En la mayoria de 10s sitios muestreados, 10s caminos de lavado de 10s especimenes se
intersectan en el hemisferio Inferior de la red. En algunos sitios de muestreo 10s
caminos de lavado de 10s especimenes se intersectan en el hemisferio superior de la red
estere~gr~ca. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse que las
muestras son bicomponentes, pudiendose aislar magnetizaciones blandas de baja fuerza
coercitiva y baja temperatura de desbloqueo. No fue posible definir la componente
dura, ya que a1 aplicar campos mayores a 40 - 60 mT o temperaturas superiores a 10s
570-600°C la magnetizacion de 10s especimenes sufria cambios aleatorios. Solo pudo
determinarse el plano de desmagnetizacion que contiene a 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual luego de cada etapa de lavado.
En el caso de las muestras pertenecientes a la ignimbrita que cubre en
discordancia a la unidad verdosa se procesaron 15 especimenes, 10s cdles presentaron
el siguiente comportamiento (Fig. VI. 8):
La intensidad de remanencia relativa de 10s especimenes disminuye rapidamente luego
. de las sucesivas etapas hasta alcanzar el 10-20% de su valor inicial a 10s 15-30 mTeslas.
La magnetizacion remanente de estas muestras posee bajas fuerzas coercitivas. Las
proyecciones de 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual presentan inclination
negativa y se encuentran agrupados en el cuadrante NE de la red e~tereo~ca. A partir
de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse que las muestras son
monocomponentes, observhndose una caida aproximadamente lineal de las
magnetizaciones hacia el origen de coordenadas.
Teniendo en cuenta las temperaturas de desbloqueo y las fberzas coercitivas, se

"Ewluczon geodinrimica de la Puna sobre la base de esrurfos paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
I
A Vertical
N, E
Figura VI.8: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por carnpos alternos
decrecientes del especirnen M0 1 8 1 1. SPC perteneciente a la ignirnbrita que cubre
discordantemente a la unidad verdosa: a) Representation en la red de Wulf de cada uno
de 10s vectores de magnetizacion residual. b) Curva de desmagnetizacion normalizada.
c) Diagrama de Zijderveld.
infilere que para el caso de las muestras de semmentitas verdosas y rojizas,
titammagnetitas con alto contenido de Ti ylo estructura multidominio serian portadoras

"Ewlucidn geodincbnica de la Puna sobre la base a% estudios paleomagdticos. " Claudia B. Prezzi
de la componente blanda. Por otra parte, la componente dura seria portada por
titanomagnetita con un contenido de Ti algo menor. En el caso de las ignlmbritas la
mineralogia rnagnetica preponderante corresponderia a magnetita o titanomagnetita con
bajo contenido de Ti.
A partir de la observacion de cortes petrograficos de las sedimentitas rojizas y
verdosas se determino la presencia de granos de minerales opacos redondeados a
subredondeados de dihetro medio cercano a 10s 80-120 pm. En algunos casos estos
granos presentan una orientation preferencial en la roca con una disposition en lhinas
subparalelas (Foto VI.5). Tomando en cuenta estas caracteristicas se infilere que estos
minerales son de origen detritico. A1 observar pulidos calcogr~cos se pudo deteminar
que dichos minerales opacos corresponden a titanomagnetitas muy ricas en Ti. La
mayoria de 10s granos presentan oxidacion de alta temperatura (mayor a 600°C). Se
observaron texturas de oxidacion-exsolucion tip0 Trellis, Sandwich y Compuesta y
distintos estadios de oxidacion desde C1 a C7 (Buddington y Lindsley 1964, Haggerty
1991, entre otros) (Foto VI.6). A medida que el estado de oxidstcion se intensifica se
observan las siguientes asociaciones de minerales opacos: intercrecimientos de ilmenita
. en titanomagnetitas; desarrollo de ferri-rutilo en la ilmenita y de pequeiios transparentes
en la titanomagnetita; desarrollo de titanohematita y rutilo en el ferri-rutilo; asociacion
de pseudobrookita titanohematita y rutilo; para llegar finalmente a la formation de
pseudobrookita y hematita con intercrecimiento -co. El tarnafio medio de 10s granos
de titanomagnetita indicaria que 10s rnismos corresponden a granos multidominio. Sin
embargo, la presencia de texturas de oxidacion-exsolucion genera una division de 10s
granos en sectores magneticos de menores dimensiones y a la vez un empobrecimiento
en Ti de la titanomagnetita, el cuil migra y se concentra en las lwnas de illmenita.

‘Evolution geodinhmica a2 la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Foto VI.5: Corte delgado del especimen M0176.spc perteneciente a las sehmentitas de
la unidad verdosa donde se observa la presencia de granos de minerales opacos
redondeados a subredondeados de dihetro medio cercano a 10s 80-120 p. dispuestos
en lhinas subparalelas. Tomando en cuenta estas caracteristicas se infilere que estos
minerales son de origen detritico.
Foto VI.6: Pulido calcogr~co
del especimen M176.spc perteneciente a las sedimentitas
de la unidad verdosa. Se observan granos anhedrales y subhedrales de titanomagnetitas
que presentan texturas trellis con estados de oxidacion C1, C2 y C3. TarnbiC se
observa un grano de ilmenita y un grano de titanomagnetita con estado de oxidacion C7,
donde se ve la presencia de hematita y peseudobrookita siguiendo 10s planos de clivaje.
El tamafio de 10s granos varia entre 10s 80 - 100 pm aproximadamente.

"Ewlucion geodimimica de la Puna sobre la base cfe estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Ambos efectos, conducen a que 10s granos de dimensiones multidominio se comporten
como granos pseudo-dominio simple. Esto coincide con lo esperado a1 tener en cuenta
el comportamiento magnetic0 de las muestras. En el caso de las ignimbritas no se
observaron granos de minerales opacos ni en 10s cortes petr~gr~cos y ni en 10s pulidos
calcogrhfkos. Este hecho indicarla que el tamaiio de dichos minerales es demasiado
pequeiio para ser observables con 10s microscopios utilizados. Se idere que 10s
minerales portadores de la magnetization se encuentran en la pasta o matriz de las
Se realizo la datacion por el metodo KfAr sobre biotita de una muestra
representativa obtenida de una ignimbrita dacitica biotitica intercalada cerca del techo
de la unidad verdosa. La datacion he realizada en el Centro de Pesquisas
Geocronologcas (CPGeo) del Institute de Geociencias (IG) de la Universidad de San
Pablo (USP), Brasil. Se obtuvo una edad de 10,2 h 0,3 Ma (Tabla VI. 1). Tarnbien se
realizaron andisis geoquimicos de dicha ignimbrita y de la ignimbrita que cubre
Qscordantemente a la unidad verdosa con el objetivo de intentar correlacionarlas con
unidades definidas por otros autores. Dichos andisis keron realizados en Activation
- Laboratories Ltd., Ontario, Canada. Los resultados obtenidos se presentan en la Tabla
VI.2. En el caso de la igmmbrita intercalada cerca del techo de la unidad verdosa, 10s
resultados se compararon con datos de muestras pertenecientes a1 segundo ciclo
volc~co cenozoico del hea Tiomayo-Coranzuli (Seggiaro y Aniel 1989). Este ciclo
estA representado por dep6sitos ignimbriticos de 3 a 5 m de espesor intercalados en el
Miembro Verde de la Fm. Tiomayo (Seggaro y Aniel 1989). A este ciclo pertenecen 10s
dep6sitos aflorantes en la cuenca de la boratera Arituzsar (S de Coranzuli) y en la
quebrada Pabellon (E de Ramallo). En el caso de la ignimbrita que cubre

"Evolution geodincimica a% la Puna sobre la base & estudios paleomagndticos. " Claudia B. Prwi
%K Error Ar40~tm PRad Edad Error
("4 (%) x1006 (STPIg) Ma Ma
Tabla VI.1: Resultados analiticos de la datacion radimetrica de una muestra de
igmmbrita dacitica biotitica intercalada hacia el techo de la unidad verdosa.
discordantemente a la unidad verdosa 10s datos obtenidos se compararon con valores
correspondientes a muestras pertenecientes a1 segundo pulso de la ignimbrita Coranzuli
(Gorustovich et al. 1989). Mientras que 10s pulsos 1 y 3 tienen una distribucion areal
restringida y esth presentes en las inmediaciones del cerro Coranzuli, el pulso 2 cubre
amplios sectores y se apoya en discordancia sobre sedimentos ordovicicos, creticicos y
- secuencias volcanicl6sticas cenozoicas (Gorustovich et al. 1989). Estos pulsos se
encuentran comprendidos dentro del cuarto ciclo volc~co cenozoico definido para
esta irea por Seggiaro y Aniel (1989). El segundo pulso de la Ignimbrita Coranzuli
(Gorustovich et a1 1989) corresponderia a la Ignimbrita Las Termas (Seggiaro 1994).
En la Fig. VI.9 se presentan 10s diagramas de variation de 10s oxidos de
elementos mayoritarios en funcion de la silice. En la Fig. VI.10 se observan 10s
diagramas %Ti02 vs. %P2O5 y %Fe203 (como hierro total) vs. %Ti02. A pesar de la
Ispersion de 10s valores, puede observarse que la ignimbrita intercalada cerca del techo

"Evolution geocfinrimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
CaO
Na20
K20
Ti02
P205
LO1
TOTAL
Relaciones
Tabla VI.2: Resultados analiticos de 10s analisis geoquirnicos realizados sobre una
muestra de ignimbrita dacitica biotitica intercalada hacia el techo de la unidad verdosa
(M4) y de una muestra de ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa
(M18). Los oxidos de elementos mayoritarios e sh dados en %, 10s elementos tram en
PPm.

"Evolution geodiniimica & la Puna sobre la base & estudios pdeomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
de la unidad verdosa seria correlacionable con las ipmbritas pertenecientes a1 segundo
ciclo volchnico cenozoico. Como ya fuera notado por Seggiaro (1994), este ciclo se
caracteriza por una marcada variabilidad en el contenido de elementos mayoritarios. La
ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa seria correlacionable con la
ignimbrita Las Termas (Seggiaro 1994). En la Fig. VI. 11 se muestran 10s Qagramas de
Sr-Ba y Sr-Rb; nuevamente es notable la dispersion de 10s valores de las ignimbritas
pertenecientes al segundo ciclo. En la Fig. VI. 12 se presenta el disefio de tierras raras
para las dos ipmbritas estudiadas. Puede observarse que la ignimbrita de 10,2 * 0,3
Ma presenta una anomalia negativa de Eu mas importante y una relacion L m menor.
Las anomalias de Eu se producen como consecuencia de su reemplazo por el Ca al
cristalizar plagioclasa. Son interpretadas como productos de procesos de cristalizacion
fiaccionada con separacion de plagioclasa. Relaciones elevadas de La% esth
relacionadas a1 grado de fusion del manto, indicando fusion en niveles subcrustales
profundos, donde la presion litosthtica es favorable para la estabilidad del granate.
Coira y Kay (1990) interpretan que corresponden a presiones producidas por etapas de
engrosamiento cortical y a presencia de una cuiia astenosferica no muy espesa. El
. contenido de Eu de la ignimbrita de 10,2 * 0,3 Ma (0,95 ppm) es muy semejante a1 de
las ignimbritas pertenecientes al segundo ciclo (e. g. 0,94 ppm; 1,06 ppm) (Seggiaro
1994). La relacion La/Yb (22,28) tambien es muy similar (e.g. 13,54; 19,6 1). En el caso
de la ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa, el contenido de Eu
(1,33ppm) es mayor que para las ignimbritas del segundo ciclo, y la relacion La/Yb
(33,94) es muy semejante a la de las pertenecientes a las ignimbritas del Coranzuli (e-g.
34,3; 40,2) (Seggiaro 1994). Estos resultados confirman las correlaciones anterionnente
propuestas en base al contenido de elementos mayoritarios.

“Evolution geodinrbnica de la Puna sobre la base de estudios paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
15.0
%Yo, l5>i
I . . . . . .
60 62 64 66 68 70
%=,
I . . . . . .
60 62 64 66 68 70
Figura VI.9: Diagramas de variacih de 10s oxidos de elementos mayoritarios en
hcion de la silice. Circulos azules: muestras de ignirnbritas y tobas pertenecientes a1
segundo ciclo volcinico cenozoico (Seggiam y Aniel 1989). Trihgulo anaranjado:
muestra de una ignimbrita dacitica biotitica intercalada hacia el techo de la unidad
verdosa. Recthgulos rojos: muestras de ignimbritas pertenecientes a1 segundo pulso de
la ignimbrita Coranzuli (Gorustovich et al. 1989). Trihgulo verde; muestra de la
ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa.

"Evolucion geodimhica & la Puna sobre la base & estudios paleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VI.10: Diagramas de variation de: a) %Ti02 vs. %Pz05 y b) %Fe203 (como
Bierro total) vs. %TiOz. Simbolos: idem figura VI.9.

"Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn4ticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VI. 11: Diagramas de variation de: a) Sr-Ba y b) Sr-Rb. Simbolos: idem figum
VI.9.

"Evolucion geodincimica ak la Puna sobre la base de esrua'ios paieomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VI. 12: Diseiio de tierras raras normalizadas a condritos. Trihgulos anaranjados:
muestra de una ignimbrita dacitica biotitica intercalada hacia el techo de la unidad
verdosa. Triangulos verdes: muestra de la ignimbrita que cubre discordantemente a la
unidad verdosa.
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Considerando el comportarniento de las muestras fiente a las distintas tecnicas
de desmagnetizacion, sus temperaturas de desbloqueo, sus fuerzas coercitivas, 10s
cambios de color apreciados, la mineralogia magnaica deterrninada a partir de la
observaci6n de pulidos ~alcogr~cos, la semejanza litologica, la edad de 10,2 * 0,3 Ma
obtenida para una ignimbrita intercalada en la unidad verdosa y 10s resultados de 10s
analisis geoquimicos anteriormente discutidos para dicha ignimbrita; en este trabajo se
considerarci que la unidad rojiza corresponde a la seccion rojiza de la Fm. Tiomayo

"Evolucion geodiluimica & la Puna sobre la base de estudiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
(Prezzi et al1998b) rnientras que la unidad verdosa corresponde a la seccion verdosa de
la Fm. Tiomayo (Prezzi et al. 1998b). Por otra parte, en base a 10s resultados de 10s
anaisis geoquimicos se considerara que la ignimbrita que cubre discordantemente a la
unidad verdosa es conelacionable con la ignimbrita Las Termas proveniente del centro
volci.nico Coranzuli.
Los especimenes heron analizados utilizando el programa de computation
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas fueron ploteadas en diagramas de
Zijde~eld (Zijdemeld 1967). Las componentes blandas fueron aisladas utilizando el
metodo de cuadrados minimos de lhrschvink (1980). En el caso de las componentes
duras este metodo solo pudo aplicarse en el analisis de 10s especimenes de ignimbritas.
Para 10s especimenes de sedimentitas rojizas y verdosas, solo pudieron obtenerse 10s
circulos de remagnetizacion (CRMs) que contenian a 10s sucesivos vectores de
rnagnetizacion remanente residual.
En el caso de la componente blanda aislada en 10s especimenes de sedimentitas
y de la componente dura aislada en 10s especimenes de ignimbritas, se obtuvo una
direccion media final (DMF) por sitio de muestreo, utilizando la estadistica de Fisher
. (1953).
Para determinar la DMF por sitio de la componente dura en 10s especimenes de
sedimentitas se aplico el metodo de Halls (1976). Asi se obtuvo la direccion media mb
probable por sitio de muestreo a partir de 10s CRMs (Figs. VI. 13 y VI. 14). Luego,
utilizando esta direccion y el disis combinado de magnetizaciones remanentes
caracteristicas y circulos de remagnetizacibn de McFadden y McElhinny (1988) se
obtuvieron las DMFs correspondientes.
Una vez obtenidas las DMFs por sitio para la rnagnetizacion dura y para la

"Ewlucion geodincimica cie Ia Puna sobre la base de estudios paleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
magnetizacion blanda, se descartaron las DMFs por sitio que tuviesen un interval0 de
confianza > 15" ylo un parkmetro de precision (K) < 20. Es importante destacar
que la gran mayoria de las DMFs por sitio consideradas en 10s analisis siguientes
presentaban un a& 10" y un K> 70 (Tablas VI.3 y VI.4). Se descarto la DMF
determinada para el sitio 7 correspondiente a la unidad verdosa. Si bien la
magnetizacion remanente de 10s especimenes de este sitio poseia elevada intensidad (e.
g. ~o=2,795x10~' Nm), era excesivarnente blanda. A pesar de que el a95 de la DMF
determinada es de 53" y el K de 170, su direction se encuentra notablemente alejada
de las restantes DMFs (Tabla VI.3). Se realizo un test estadistico de discordancia para
datos incongruentes (Fisher et al. 1981), el cual demostro que lcho punto no pertenece
a la poblacion de DMFs por sitio determinadas. Considerando las caracteristicas
magneticas de estas muestras, se hipotetiza que el afloramiento del cual heron
extraidas podria haber sido afectado por un ray0 durante una tormenta electrica.
Se realizaron tests estadisticos de significancia para detenninar el grado de
ajuste de las rnuestras de DMFs por sitio a una lstribucion fisheriana. Se llevaron a
cab0 tests de colatitud y de longitud (Fisher y Best 1984) para las DMFs por sitio
correspondientes a la unidad rojiza y a la unidad verdosa para cada una de las
magnetizaciones determinadas. Pudo determinarse que a1 99% de confianza las
distribuciones son fisherianas (Tabla VI.5). Este hecho estaria indicando que la
variation secular del campo magnitico terrestre (CMT) ha sido adecuadarnente
promediada. Por lo tanto las componentes determinadas pueden considerarse como
representantes de la componente dipolar del CMT.
Tambiin se realizo el test de McFadden y Lowes (1981) con la finalidad de
determinar si las DMFs por sitio determinadas para la magnetizacion dura y para la

"Evolucion geodihica de la Pum sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
UNIDAD VERDOSA
Figura VI. 13: Unidad verdosa: circulos de remagnetizacion definidos por cada uno de
10s especimenes pertenecientes a 10s distintos sitios de muestreo. Los poligonos indican
10s polos de 10s planos definidos por cada uno de 10s circulos de remagnetizacion.
Simbolos vacios (Ilenos) indican proyeccion en el hemisferio superior (inferior) de la
red estereografica

“Evolution geodincimico de la Pun? sobre irr base ak estudios poleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
UNIDAD ROJIZA
7
Figura VI. 14: Unidad rojiza: circulos de remagnetizacih definidos por cada uno de 10s
especimenes pertenecientes a 10s distintos sitios de muestreo. Los poligonos indican 10s
polos de 10s planos definidos por cada uno de 10s circulos de remagnetizacion.
Simbolos vacios (Ilenos) indican proyeccion en el hernisferio superior (inferior) de la
red estereografica.

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
MAGNETIZACION DURA UNIDAD ROJIZA
SITIO N DMFs corregidas nor estructura ESTRUCTURA
17 5(5) 184,8" 47,4O 9,4O 142 29" 5"
Dm: DEC = 177,7O INC = 42,4O a95 = 3,7O K = 118 N = 14
MAGNETIZACION BLANDA UNIDAD ROJIZA
SIT10 N DMFs
DEC INC a95 K
3 6(5) 357,6O -43,5O 11,9" 33
Tabla VI.3: DMFs determinadas para cada rnagnetizacion para cada sitio de muestreo
de la unidad rojiza.
-.

‘Evolution geodihica de la Puna sobre la base & estudios pdeomagndticos. " Claudia B. Prezzi
MAGNETIZACION DURA UNIDAD VERDOSA
SJ.TI0 N DMFs corregidas por estructura ESTRUCTURA
DEC INC a95 K Rumbo Inc.
4 9(7) 184,8" 35,7" 4,9" 115 10" 18"
5 5(5) 179,5 36,0° 4,8" 258 30" 17"
6 5(5) 199,3 37,4O 14,9O 31 30" 17"
7 6 (6) 234,3 20,7" 5,s 170 21" 13"
8 9(6) 353,3 -39,2" 4,3O 408 21" 13"
9 lO(10) 352,s -37,6" 53" 98 347" 13"
10 8(6) 178,3 30,9" 5,6" 133 345" 13"
11 7(5) 355,6 -46,6" 83" 71 345" 13"
12 9(9) 350,1° -43,6" 4,7" 131 347" 15"
13 9(6) 181,s 43,6" 6,4" 85 347" 15"
14 9(8) 177,4 32,9" 3,3" 314 18" 13"
15 8(6) 164,s 32" 7,6" 73 18" 13"
16 9(6) 167,7 36,2O 9,2" 65 18" 13"
17 9(6) 167,l 50,g0 4,3O 189 18" 13"
DMF: DEC = 176,2O INC = 39O ass = 4,8O K = 76 N = 13
MAGNETZAGION BLANDA UNIDAD VERDOSA
SITIO N DMFs
DEC INC a95 K
8 9(6) 356" -38,4" 4,7" 122
17 9(6) 356,s -39,6" 6,1° 72
DMF: DEC = 359,9O INC = -36,7O a, = 2,g0 K = 278 N = 10
Tabla VI.4: DMFs detenninadas para cada magnetizacion para cada sitio de muestreo
de la unidad verdosa.

"Ewlucion gealindmica de la Puna sobre la base a% estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Test de Colatitud Test de Longitud
Test Valor critico Test Valor critico
estadistico 1% estadistico 1%
Unidad rojiza - Magnetizacibn blanda 0,785 1,628 0,910 2,001
Unidad rojiza - Magnetization dura 0,683 1,628 0,923 2,001
Unidad verdosa - Magnetization blanda 0,912 1,628 1,234 2,OO 1
Unidad verdosa - Magnetization dura 0,904 1,628 0,808 2,001
Tabla W.5: Tests de colatitud y longitud y valores criticos para cada una de las
magnetizaciones detenninadas para la unidad rojiza y para la unidad verdosa.
magnetizacion blanda para la unidad rojiza correspondian o no a una misma poblacion;
el mismo test se llevo a cab0 para las magnetizaciones corresponlentes a la unidad
verdosa. Se determino que al 99% de confianza las DMFs por sitio correspondientes a
la rnagnetizacion dura y a la rnagnetizacion blanda determinadas para la unidad rojiza
pertenecen a distintas poblaciones. Para la unidad verdosa se determino que al 95% de
confianza las DMFs por sitio correspon&entes a la magnetizacion dura y a la
rnagnetizacion blanda corresponden a poblaciones diferentes (Tabla VI.6). Teniendo en
cuenta estos resultados, puede considerarse que las componentes (blanda y dura)
Test Valor Test Valor
Estad. Crit. 99% Estad. Crit. 95%
Magnetizaci6n blauda in situ vs. 0,399 0,185 0,219 0,153
magnethcion dura in situ
Magnetization blanda in sihr vs. 0,063 0,185 0,075 0,153
magnetizacion dura con correc. de estructura
Tabla VI.6: Valores del test estadistico de McFadden y Lowes (1981) y de 10s valores
criticos a1 95 y a1 99% de coniianza para arnbas magnetizaciones para la unidad rojiza y
para la unidad verdosa.

"Evolucion geaiinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
determinadas son efectivamente diferentes. Por lo tanto puede descartarse la posibilidad
de que ambas correspondan a una misma direccion de rnagnetizacion determinada por
metodos estadisticos diferentes (cuadrados minimos y circulos de remagnetizacion
respectivamente).
Las DMFs por sitio detenninadas para la rnagnetizacion dura para la unidad
rojiza y para la unidad verdosa poseen polaridades normales y reversas (Tablas VI.3 y
VI.4). Por este motivo se realizo la prueba de la reversion (McFadden y McElhinny
1990). Tomando en cuenta las DMFs corregidas por estructura, el hgulo entre la media
del grupo de DMFs con polaridad normal y la me&a del grupo de DMFs con polaridad
reversa para la rnagnetizacion dura determinada para la unidad rojiza he de 3,6" y el
hgulo critico fue de 14,8" (N=14). Con las DMFs determinadas para la unidad verdosa
el hgulo entre 10s dos grupos de DMFs he de 5,7" y el singulo critico fue de 7,6"
(N=13). Para la unidad rojiza la prueba resulto positiva con clasificacion C. Para la
unidad verdosa la prueba resulto positiva con clasificacion B. Este resultado sugiere que
las DMFs promedian completarnente las variaciones seculares del carnpo magnetic0
terrestre y reflejan el carnpo dipolar axial.
A continuation se llevo a cab0 el fold test (McFadden 1990) para las DMFs por
sitio correspondientes a la rnagnetizacion dura y para las correspondientes a la
magnetizacibn blanda para cada una de las unidades (rojiza y verdosa), aplicando las
correcciones de estructura correspondientes. Pudo determinarse con una significancia
del 95% que la rnagnetizacion blanda para ambas unidades es de origen postectonico,
mientras que la rnagnetizacion dura es de caracter pretectonico (Tabla VI.7)
confirmhndose lo anteriormente interpretado (Fig. VI. 15).
La direccion de magnetizacion postectonica (in situ) aislada para cada una de las

-Evolution geodinhmica G% la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezxi
MAGNETIZACI~N BLANDA UNID~ R0BJIzA
Dec. Inc. K a95 5 N
In Situ 1,7O -41,g0 309 2,2O 1,749 15
Con Correc.
Estructura
356' -41,6O 183 2,g0 6,910 15
Valor Critico al95% = 4,510 Valor Critico al99% = 6,305
MAGNETIZACION DURA UNIDAD ROJIZA
Dec. Inc. K a95 5 N
In Situ 183" 42,8" 99 4,0° 5,704 14
Con Correc. 177,7O 42,4O 118 3,7O 1,927 14
Estructura
Valor Critic0 al95% = 4,358 Valor Critico al99% = 6,087
MAGNETIZACION BLANDA UNIDAD VERDOSA
Dec. Inc. K a95 5 N
In Situ 359,9O -36,7O 278 2,9O 3,042 10
Con Correc. 350,5O -35,g0 241 3,1° 4,689 10
Estructura
Valor Critico al95% = 3,685 Valor Critico a1 99% = 5,120
MAGNETIZACION DURA UNIDAD VERDOSA
Dec. Inc. K a95 6 N
In Situ 187,4O 39,7O 63 5,2O 4,626 13
Con Correc. 176,2" 39' 76 4,g0 0,677 13
Estructura
Valor Critico al95% = 4,200 Valor Critico al99% = 5,860
Tabla VI.7: Fold test de McFadden (1990) realizado para cada una de las
magnetizaciones para la unidad rojiza y para la unidad verdosa.

"Evoluciongeodinrimica & la Pum sobre la base & estudiospuIeomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
UNIDAD ROJIZA
In Situ
de estructura
UNIDAD VERDOSA
In Situ
5 = 3,042
Con correccibn
de estructura
5 = 4,689
Con correccibn
Figura VI. 15: DMFs por sitio determinadas para cada magnetizacion para cada unidad
muestreada in situ y con correccion de estructura. Las DMFs por sitio correspondientes
a la rnagnetizacion dura que poseen polaridad normal se plotearon con polaridad
reversa para destacar el mejor agrupamiento de todas las DMFs luego de la correccion
de estructura. Se muestran valores estadisticos (5) del fold test de McFadden (1990).

"Evolucidn geodinhica de la Puna sobre la base de estudiospaZeomagneticos. " Claudia B. Prezzi
unidades (Tabla VI.7), es indistinguible de la direccion del campo dipolar actual (Dec =
0°, Inc = -40,4", q5 = 3") si se consideran 10s correspondientes intervalos de confianza.
La direccion de la rnagnetizacion pretectonica (corregida por estructura) determinada
para cada una de las unidades (Tabla VI.7), tambien es indistinguible de la direccion del
carnpo dipolar actual si se consideran 10s correspondentes intervalos de confianza. Esta
fdtima coincidencia queda confiada a1 realizar nuevamente el test de McFadden y
Lowes (1981), comprobhndose para ambas unidades que las DMFs por sitio
correspon&entes a la magnetizacion pretectonica (dura) corregidas por estructura y las
DMFs por sitio correspon&entes a la magnetizacion postectonica (blanda) in sib,
pertenecen a una misma poblacion (Tabla VI.6).
Se utilizo nuevamente el test de McFadden y Lowes (1981) para tratar de
determinar si las DMFs por sitio obtenidas para la rnagnetizacion dura para cada unidad
corregidas por estructura poseen una direccion media en comb, es decir para tratar de
definir si las DMFs determinadas para la rnagnetizacion dura para la unidad rojiza y
para la unidad verdosa corregidas por estructura provienen de una misma o de
diferentes poblaciones. Considerando un nivel de confianza del 95%, pudo
determinarse que las DMFs poseen la misma direccion media. Esto significa que
provendrian de la misma poblacion. Por lo tanto, las DMFs obtenidas para la
magnetizacion dura para cada unidad corregidas por estructura pueden ser combinadas
para calcular una hica posicion polar. A continuacion, a partir de dichas DMFs fueron
calculados 10s polos geomagneticos virtuales (PGVs) correspondientes y la posicion
polar media fue calculada utilizando la estadistica de Fisher (1953):
Lat.= 87,1° S; Long.=l 1°E; Ag5=2,g0; N=27; K=93
La rotacion representada por este paleopolo fue obtenida usando como

“Evolution geocfihica de la Puna sobre la base de estudios pdeomagneticos. " Claudia B. Prezzi
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1998) para el Neogeno:
Lat.=85"S; Long.=310°E; Ag5=50 y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1995):
R * AR= -1,5 4,8O
En el caso de la ignimbrita que cubre discordantemente a la unidad verdosa, se
determino una DMF combinando las direcciones de magnetizacion aisladas para cada
uno de 10s especimenes: Dec.= 359,7O Inc.=-57,3" c~~~=5,4" N=14. Si bien la
declinacion de esta direccion es indistinguible de la del carnpo dipolar actual, posee una
inclination alrededor de lo0 mis alta si se consideran 10s correspondientes intervalos de
confianza. Esta situation podria deberse o bien a que la actitud del manto ignimbritico
no fbese horizontal, o a la variation secular del CMT, o a ambos factores ya que se
muestreo un ~ cflujo. o
La direccion de la magnetizacion postectonica in situ aislada para cada una de
. las unidades de sedimentitas (Tablas VI.3 y VI.4), es indistinguible de la direccion del
campo dipolar actual si se consideran 10s correspondientes intervalos de confianza. Este
hecho confirma que la variacibn secular del CMT ha sido totalmente promediada e
indica que 10s bloques en 10s cuiiles afloran estas unidades no han sufiido rotaciones
see ejes verticales apreciables con metodos paleornagneticos con posterioridad a la
estructuracion del hea.
Se calculo un imico polo paleomagnetico a partir de las DMFs por sitio
corregidas por estructura deterrninadas para ambas unidades de sedimentitas para la

"Evolution geodinrknica de la Puna sobre la base de estudios pdeomagndticos. " Claudia B. Prezzi
magnetizacion pretectonica. Al calcular la rotacion correspondente puede verse que el
valor hallado no resulta significative. Este valor, indica que 10s bloques muestreados no
ban sufrido rotaciones segh ejes verticales, a1 menos con posterioridad a 10s 9,9 Ma.
Para establecer con mb exactitud este ultimo limite temporal, es necesario contar con
datos de edad de la unidad rojiza.

CAP~TULO VII: ZONA DE RINCOWA

"Evolution geodinhica de la Puna sobre la base de estudios paieomagnkticos. " Claudia B. Pr&
CAP~TJLO MI: ZONA DE RINCONADA
En la zona de Rinconada (Puna jujeiia), ubicada aproximadamente a 10s 22"
25'de Lat. S y a 10s 66" 10'de Long. 0, se extrajeron 59 muestras orientadas de domos
daciticos y 33 muestras orientadas de flujos ignimbriticos para su estudio
paleomagnetico (Fig. VII. 1).
La zona de estudo se encuentra a1 0 de la Laguna Pozuelos (Fig. VII.2). Las
prixipales unidades estratigraficas aflorantes corresponden a: rocas igneas y
sedmentarias ordovicicas, rocas sedimentarias creticicas, rocas sedimentarias y
volcaniclasticas terciarias y depositos aterrazados cuaternarios.
Las rocas ordovicicas corresponden a la Fm. Acoite (Harrington y Leanza 1957).
Estas rocas constituyen el cuerpo principal de la Sierra de la Rinconada de rumbo NNE-
SSO, y se encuentran en contact0 a traves de fallas inversas de alto itngulo con rocas
mb jovenes (Fig. VII.2). Rocas sedimentarias pertenecientes a1 Grupo Salta (Creticico)
afloran aisladamente en el hea. Las rocas sedimentarias terciarias pertenecen a la Fm.
Moreta (Coira 1979), la Fm. Doncellas (Coira 1979)' la Fm. Peiia Colorada (Turner
1966), la Fm. Cabreria (Coira et al. 1998) y la Fm. Tiomayo (Seggiaro y Aniel 1989).
En la zona de Casa Colorada pig. VII.2) la Fm. Pefia Colorada es cubierta
discordantemente por dep6sitos conglomeradicos de la Fm. Cabreria. Esta secuencia
presenta intercalaciones de ignimbritas datadas en 17'4 * 0,8 Ma (Caffe 1997) y se ve

"Evolution geodiruimica & la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
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ARGENTINA
S. de Pocitos
0 S. de Pastos Gmndes
Figura VII. 1 : Mapa de ubicacion de la zona en estudio. S. : Salar.
deformada segb pliegues de gran longtud de onda junto con la Fm. Peiia Colorada
subyacente. Esta ultima Formacion he intruida por complejos volc~cos dornicos
(pirocl~ticos - lavicos), datados en Casa Colorada (Fig. VII.2) en 17,3 * 0,7 Ma (Caffe
1997). Este complejo presenta solo leves evidencias de deformacion; tobas y dep6sitos
de bloques y cenizas procedentes de dicho centro cubren a la Fm. Peiia Colorada en
discordancia erosiva local. Estos depositos son cubiertos discordantemente en el flanco
occidental de la Sierra de la Rinconada (Fig. VII.2) por unidades pertenecientes a la Fm.
Tiomayo, las cdes son a su vez cubiertas discordantemente por potentes secuencias
ignimbriticas no defomadas con edades comprendidas entre 10s 10 a 6 Ma (Fig. VII.2).
En las cercanias del Cerro Pan de Mcar (Figs. VII.2 y VII.3), afloran depositos
del Grupo Salta intensamente deformados y sedmentitas de la Fm. Moreta. Hacia el E
de la zona en estudio, lavas ciaciticas, brechas tobas intercaladas en la Fm. Moreta

"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base de estudios poleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura W.2: (Modificada de Rankin y Triggs 1997). Mapa geologico esquematico de la
zona de estudio. 1.- Laguna; 2.- Evaporitas y sedimentos perifkicos (Cuatemario); 3.-
Sedimentos aluviales y coluviales no diferenciados (Cuatemario); 4.- Centros
volcsnicos (Mioceno superior - Plioceno); 5.- Centros volcsnicos domicos daciticos
(Mioceno inferior - Mioceno medio); 6.- Grupo Pastos Grandes, Fm. Moreta, Fm. Pefia
Colorada, Fm. Cabreria, Fm. Tiomayo, Fm. Doncellas (Cretscico y Terciario); 7.- Fm.
Acoite (Ordovicico).

''Ewlucion geocfinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
heron datadas en 20 * 2; 28 * 3 Ma (Turner 1964, Linares y Gonzhlez 1990, Coira et
al. 1993). Estos dep6sitos esth cubiertos discordantemente por lafitas, tufitas
conglomeradicas, areniscas sabuliticas y niveles tobaceos daciticos correspondientes a
la Fm. Doncellas (Coira 1979) (Mioceno Medio). El Complejo Volchnico Pan de
Aziicar se apoya sobre la Fm. Acoite, la Fm. Moreta y la Fm. Doncellas (CafFe 1998).
Estir integrado por cuerpos intrusivos menores y lava y piroclastitas intercaladas (Caffe
1998). La cornposicion de las volcanitas y de 10s intrusivos es dacitica. Esth constituido
por varios centros eruptivos de morfologia domica, 10s cuiiles corresponden a 10s cerros
Pan de Mcar, Leon Chico, LCon, Yori Yorco, Esquina Pabellon, Chinchillas, etc.
(Figs. VII.2 y VII.3). Estos cuerpos poseen una edad minima WAr de 12 * 2 y 13 * 1
Ma (Coira 1979). La historia eruptiva de Pan de Mcar se desarrollo en tres ciclos, en
10s que se sucedieron procesos de construccion y destruccion de domos (Caffe 1998). El
sistema magmatic0 Pan de Mcar tuvo plena expresion superficial, con predominio de
erupciones violentas seguidas de temporadas mb tranquilas, donde se eruptaron lavas
domicas y flujos piroclasticos menores (Caffe 1998). La intrusion de estos cuerpos
estuvo controlada por una fracturacion de rumbo aproximadamente NNO-SSE, como
las fallas observadas en el Cerro Esquina Pabellon, en el Cerro Leon y en el Cerro Yori
Yorco (Fig. VII.3), configurando un sistema en echelon (Coira 1979). La falla que se
observa en el Cerro Esquina Pabellon se pierde contra una falla inversa de plano
buzante al E que come por el rio Cincel (Fig. VII.3) (Coira 1979). En el Cerro Pan de
Mcar, rocas ordovicicas se encuentran sobrecorridas sobre la dacita, las rocas
cretiicicas y la Fm. Doncellas a traves de una falla inversa de alto bgulo de rumbo
NNE-SSO y plano buzante al E. Datos de esta falla indican una direccion de
acortamiento de 150" (Cladouhos et ul. 1994) (Fig. W.3). Por otra parte, Turner

"Ewlucion geodiniimica de la Puna sobre la bare de estudiospaleoma@ticos." Claudia B. Prezzi
Figura W.3: (Modificada de Coira 1979). Mapa geologico esquematico de la zona del
Cerro Pan de Anicar. 1.- Sedimentos aluviales y coluviales no diferenciados
(Cuaternario); 2.- Fm. Doncellas (Terciario); 3.- Centros volchnicos domicos daciticos
(Mioceno inferior - Mioceno medio); 4.- Fm. Moreta (Terciario); 5.- Grupo Pastos
Grandes (Crethcico); 6.- Fm. Acoite (Ordovicico); 7.- Rio; 8.- Falla cubierta; 9.- Falla
observada.
(1964) observo la presencia de una falla inversa de rumbo NNE-SSO en la pendiente
oriental de la sierra de Rinconada (Fig. W.3). Los cuerpos daciticos aflorantes en
Chinchllas (Fig. W.2) tienen pequeiias dimensiones, e intruyen a la Fm. Acoite.
Fueron datados en 13 1 Ma (Linares y Godez 1990). En 10s cuerpos daciticos de
Pan de -car se encuentran localizadas mineralizaciones de Pb, Zn y Ag, en
Chinchillas existen mineralizaciones de Pb (Coira 1979).
El domo dacitico del Cerro Redondo intruye a la Fm. Acoite (Fig. W.2),
acompaiiado por brechas volcanicas y flujos piroclisticos (Cladouhos et al. 1994). Estos

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
dep6sitos esth muy poco deformados. Una brecha volchnica fue datada en 12,54 1,l
Ma (Cladouhos et al. 1994).
TRABAJO DE CAMPO:
En la zona de Casa Colorada (Fig. VII.2) se obtuvieron 9 cilindros orientados del
domo dacitico.
En la zona del Cerro Redondo (Fig. VII.2) se extrajeron 6 cilindros orientados
correspondientes a1 domo dacitico y 10 cilindros orientados pertenecientes a dos flujos
ignimbriticos (5 de cada flujo).
En Clunchillas (Fig. VII.2) se muestrearon dos flujos ignimbriticos,
obteniendose 7 cilindros orientados de uno de ellos y 5 del otro.
En la zona del Cerro Pan de Anicar se muestrearon 10s siguientes afloramientos:
- En el Cerro Leon Chico (Fig. VII.3) se extrajeron 9 cilindros orientados del
domo dacitico.
dacitico.
- En el Cerro Leon (Fig. VII.3) se obtuvieron 7 cilindros orientados del domo
- En el Cerro Pan de Mcar se muestrearon dos sitios distintos. En el sitio A
(Fig. VII.3) se extrajeron 18 cilindros orientados del domo dacitico. En el sitio B (Fig.
W.3) se obtuvieron 10 cilindros orientados del domo dacitico.
- En el Cerro Pan de Aziicar tambien se extrajeron 11 cilindros correspondientes
a un flujo ignimbritico.

“Evolution geodinhica & la Puna sobre la base de es~diospaleoma~iticos. " Claudia B. Prezzi
W A J O DE LABORATORIO:
Se procesaron 122 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Para medir las magnetizaciones en cada etapa de trabajo se utilizaron, un
magnetometro DIGICO y un magnetometro criogenico de idtima generacion 2G.
Los especimenes se desmagnetizaron por campos magneticos alternos
linealrnente decrecientes y por altas temperaturas. En el primer caso se utilizb el equipo
desmagnetizante desarrollado por Vilas (1966), basado en un divisor electrolitico de
tension, y el equipo desmagnetizante incorporado a1 magnetometro criogenico 2G. Se
realizaron hasta 17 etapas de desmagnetizacion, aplichdoles sucesivamente campos de
5; 10; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 45; 50; 55; 65; 75; 85; 95; 120 y 140 mT, intensidad a la
cuhl se intemunpio la desmagnetizacion, debido a que se alcanzo el limite operativo del
equip.
En el caso de la desmagnetizacion por altas temperaturas fke utilizado un homo
marca Schonstedt, modelo TSD-1, apt0 para alcanzar temperaturas de hasta 790°C.
Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion se midi6 la susceptibilidad rnagnetica
. de 10s especimenes a efectos de valorar posibles alteraciones en la mineralogia de estos,
utilizando un susceptibilimetro constmido en el TATA Institute (India). A 10s
especimenes sometidos a esta tecnica, se les realizaron hasta 18 etapas de
desmagnetizacion, con temperaturas crecientes de 50; 100; 150; 200; 250; 300; 350;
400; 450; 500; 530; 570; 600; 620; 640; 660; 680 y 700" C.

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de esiudiospaleomagnt?ticos. " Claudia B. Prezzi
RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes presentaron diferentes comportamientos frente a la
desmagnetizacion, pudiendose diferenciar tres grandes grupos:
Grupo A: La intensidad de remanencia relativa de 10s especimenes disminuye
abruptamente, alcanzando el 10 - 0% de su valor inicial, luego de ser sometidos a etapas
de desmagnetizacion comprendidas entre 10s 575 y 10s 700°C y 10s 50 y 10s 120 mT
(Fig. VII.4). La rnagnetizacion remanente de estas muestras posee altas temperaturas de
desbloqueo y fuerzas coercitivas. Su susceptibilidad rnagnetica se rnantiene casi
constante a traves de las distintas etapas, except0 para algunos especimenes
correspondientes a1 domo dacitico muestreado en Casa Colorada y para algunos
pertenecientes a la ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de Mcar. Estos
especimenes sufrieron un aumento de su susceptibilidad rnagnetica de alrededor del
100-300% luego de etapas de desmagnetizacion comprendidas entre 10s 500 y 10s
575°C. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual presentan
inclination negativa (positiva) y se encuentran agrupados en 10s cuadrantes NE y NO o
en la direccion N (SO o en la direccion S) de la red estereografica. A partir de 10s
diagramas de Zijderveld puede deteminarse que las muestras son monocomponentes,
observhdose una caida aproximadamente lineal de las magnetizaciones hacia el origen
de coordenadas. Los especimenes correspondientes al domo dacitico muestreado en
Casa Colorada, a1 domo dacitico del Cerro Leon Chico, el 55% de 10s pertenecientes a1
domo dacitico muestreado en el sitio A del Cerro Pan de Mcar, el 17% de 10s
pertenecientes a1 domo dacitico del Cerro Redondo, el 3 1 % de 10s correspondientes a la

"EwIucion geodincimica a2 la Pum sobre la bme a2 estudios plleomagneticos. " Claudia B. Pnai
Horizontal
A Vertical
Figura W.4: a) y b) Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion termica del
especimen CC004 1 1. SPC correspondiente a1 domo dacitico aflorante en Casa Colorada:
a) curva de desmagnetizacion normalizada, b) diagrama de Zijderveld. c) y d)
Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion por carnpos alternos decrecientes
del especimen PA004 1 1. SPC correspondiente a1 domo dacitico aflorante en el sitio A
del Cerro Pan de Mcar: c) c wa de desmagnetizacion normalizada, d) diagrama de
Zijderveld.
ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de Mcar, el 50% de 10s obtenidos de las
ignimbritas aflorantes en el Cem Redondo y el 17% de 10s extraidos de las ignimbritas
aflorantes en Chinchillas, presentaron este comportamiento. El 42% de las muestras
pertenecen a este grupo.

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Grupo B: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 570-700°C y 10s 50-120 mTeslas (Fig. VII.5). La susceptibilidad magnetica se
mantiene casi constante a travCs de las distintas etapas. Las proyecciones de 10s
sucesivos vectores de rnagnetizacion residual describen caminos en la red
estere~gr~ca, comenzando con inclinacion negativa o positiva en cualquiera de 10s
cuadrantes, para luego pasar a inclinacion negativa (positiva) y agruparse en el
cuadrante NE o en la direction N (SO) de la red. A partir de 10s diagramas de
Zijderveld puede determinarse que las muestras son bicomponentes. Se elimina una
componente de rnagnetizacion blanda a 10s 10-30 mT y a 10s 300-600°C. Luego es
posible identificar una componente dura ya que se observa una caida aproximadamente
lineal de las magnetizaciones hacia el origen de coordenadas. El 86% de 10s
especimenes pertenecientes a1 domo dacitico del Cerro Leon, el 36% de 10s
correpondientes a1 domo dacitico muestreado en el sitio A del Cerro Pan de Mcar, el
82% de 10s obtenidos del domo dacitico muestreado en el sitio B del Cerro Pan de
Anicar, el 17% de 10s extraidos del domo dacitico del Cerro Redondo, el 31% de 10s
correspondientes a la ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de Azlicar, el 40% de 10s
- obtenidos de las ignimbritas aflorantes en el Cerro Redondo y el 25% de 10s extraidos
de las ignimbritas aflorantes en Chinchillas, presentaron este comportarniento. El 34%
de las muestras pertenecen a este grupo.
Grupo C: La intensidad de remanencia relativa alcanza el 10-20% de su valor inicial a
10s 500-620°C y 10s 15-50 mTeslas (Fig. VII.6). La susceptibilidad magnetica se
mantiene casi constante a traves de las distintas etapas, except0 para algunos
especimenes correspondientes a la ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de Mcar.

"Evolucion geafiruimica a2 la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
b)
Figura W.5: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion por campos altemos
decrecientes del especimen PA0271 1.SPC correspondiente a a1 domo dacitico aflorante
en el sitio B del Cem Pan de Mcar: a) representacion estereografica de cada vector de
magnetizacion remanente; b) curva de desmagnetizacion normalizada; c) diagrama de
Zij derveld.
Estos especimenes sufiieron un aumento de su susceptibilidad magnktica de alrededor
del 100-300% luego de etapas de desmagnetizacih comprendidas entre 10s 500 y 10s
575OC. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual describen

"Evolucion geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomapkticos. " Claudia B. Prezzi
carninos en la red estereografica. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede
determinarse que las muestras poseen a1 menos dos componentes con espectros de
temperaturas de desbloqueo y fuerzas coercitivas superpuestos, observitndose una
trayectoria curva de 10s extremos de 10s vectores de magnetization. El 18% de 10s
especimenes pertenecientes a1 domo dacitico muestreado en el sitio B del Cerro Pan de
Mcar, el 23% de 10s correspondientes a la ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de
Mcar y el 17% de 10s extraidos de las ignimbritas aflorantes en Chinchillas,
presentaron este comportamiento. El 8% de las muestras pertenecen a este grupo.
El 41% de 10s expecimenes extraidos de las ignimbritas aflorantes en
Chinchillas heron descartados debido a que sufrian aumentos de mas del 100000% en
su susceptibilidad magnetica luego de ser sometidos a temperaturas de 350°C. Algunos
de ellos ademb sufrian un nuevo aumento de alrededor del 10000% luego de ser
calentados a 500°C. El 14% de 10s especimenes obtenidos del domo dacitico del Cerro
Leon, el 9% de 10s correspondientes a1 domo dacitico muestreado en el sitio A del
Cerro Pan de Mcar, el 66% de de 10s extraidos del domo dacitico del Cerro Redondo,
el 15% de 10s correspondientes a la ignimbrita muestreada en el Cerro Pan de Mcar, y
el 10% de 10s obtenidos de las ignimbritas aflorantes en el Cerro Redondo fueron
descartados debido a su comportamiento aleatorio fiente a las distintas tecnicas de
desmagnetizaci6n. El 16% de las muestras fueron descartadas.

,c , l
"Evolucron geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Horizontal
A vertical
0 I negativa
H I positiva
Figura W.6: Resultados obtenidos a partir de la desmagnetizacion tennica del
especimen C10 18 1 1. SPC correspondiente a1 domo dacitico aflorante en el sitio B del
Cerro Pan de Azircar: a) representation estereografica de cada vector de rnagnetizacion
remanente; b) curva de desmagnetizacih normalizada; c) diagrarna de Zijderveld.

"Evolution geodinhica de la Puna sobre la base G% estudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes fueron analizados utilizando el programa de computacion
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas fueron gr&cadas en diagramas de
Zijderveld (Zijderveld 1967). Las distintas componentes de las magnetizaciones
remanentes naturales (MRNs) fueron determinadas usando el dlisis de componentes
principales (Kirschvink 1980) cuando se identificaron trayectorias lineales de 10s
extremos de 10s vectores de magnetizacion. Para las trayectorias de desmagnetizacion
que van hacia el origen de coordenadas se aplicaron ajustes de linea anclada para aislar
las magnetizaciones remanentes caractensticas (MRCs) (ver Fig. VII.4 y VII.5). En 10s
casos en que se identificaron trayectorias curvas de 10s extremos de 10s vectores de
magnetizacion se obtuvieron circulos de remagnetizacion (CRMs) (ver Fig. VII.6).
Luego, se obtuvieron direcciones medias finales (DMFs) aplicando el andisis
combinado de circulos de remagnetizacion y de magnetizaciones remanentes estables
de McFadden y McElhinny (1988) o bien la estadistica de Fisher (1953). Para el calculo
de las DMFs solo se tuvieron en cuenta MRCs cuya desviacion angular mdxima (DAM)
. hese menor a 15" y CRMs cuyo parhetro estadistico h fuese menor a 0,05. Para 10s
analisis siguientes fueron descartadas aquellas DMFs que tuviesen un a&15" (Tabla
Vn. 1).
La figura VII.7 muestra las MRCs aisladas para el domo dacitico y 10s dos flujos
ignimbriticos muestreados en el Cerro Redondo. Teniendo en cuenta que dichas MRCs
poseen direcciones muy semejantes, fue calculada una hica DMF para el Cerro
Redondo combinbdolas (Tabla VII. 1).

"Evolucion geodidmica de la Puna sobre la base de estudiospaleom@ticos. " Claudia B. Prezzi
Sitio Ubicacion DMFs
n/N Dec Inc K c195
CASA COLORADA
Domo dacitico 22'19' S 66'19' 0 1319 12,6" -30,7' 46 6,2'
CERRO REDONDO
Domo dacitico y dos ignimbritas 22'23' S 66'06' 0 11/16 15,5' -40,7' 30 8,5"
CHINCHILLAS
Ignimbrita 22'31's 66'14'0 515 183,5' 8,4' 46 13,0°
CERRO PAN DE &CAR
Domo dacitico Cerro Leon Chico 22'34' S 66'01' 0 1519 174,6' 39,7O 61 4,9'
Domo dacitico Cerro Leon 22'34,5'S 66'02' 0 917 226,s" 46,4O 62 6,6"
Domo dacitico Cerro Pan de Anicar
Sitio A 22'37' S 66'03' 0 21/18 358,0° -52,7' 44 4,g0
Sitio B 22'36's 66'04'0 11/10 11,2" -44,1° 92 4,8"
Ignimbrita Cerro Pan de Anicar 22'37,5' S 66'02,5' 0 5/11 355,s' -47,0° 33 14,8'
Tabla VII.1: Coordenadas de cada sitio de muestreo (Latitud, Longtud); DMFs,
direcciones medias finales; n/N, nhmero de muestras utilizadas en el calculo de la
direccion media final/nhmero de muestras obtenidas; Dec., Inc., declinacion e
inclinacion medias; K, pariunetro de precision de Fisher; ag5, semi-hgulo de confianza.
En el caso de las ignimbritas muestreadas en Chinchillas, solo pudo obtenerse
ma DMF para una de ellas (Tabla VII. 1). Cuatro de las siete muestras extraidas del otro
flujo debieron descartarse debido a que sufiieron aumentos muy importantes de su
susceptibilidad magnetica y a que presentaban comportamientos aleatorios fkente a las
lstintas tecnicas de desmagnetizaci6n; por lo tanto no fue posible determinar ma DMF
representativa para dicho flujo. La DMF obtenida presenta ma inclinacion muy baja y
corresponderia a una lreccion oblicua, por lo tanto no sera tenida en cuenta en 10s
siguientes anhlisis.
A1 graficar en la red estere@ica las DMFs obtenidas para cada sitio de
muestreo (Fig. VII.8), puede observarse que se encuentran agrupadas alrededor de la
direccion del camp dipolar actual para la zona de estudio. La DMF correspondiente a1
Cerro Leon se encuentra visiblemente alejada de las demas. Se realizo un test

"Evolucidn geodinhica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkficos. " Claudia B. Prwi
Figura VII.7: MRCs aisladas para 10s aflorarnientos muestreados en el Cerro Redondo:
Trihgulos: corresponden a1 domo dacitico; Circulos y Recthngulos: corresponden a
cada uno de 10s dos flujos ignimbriticos. Todos 10s simbolos corresponden a valores de
inclinacion negativos.
estadistico de lscordancia para datos incongruentes (Fisher et al. 1981), el cdl
demostro que dicho punto no pertenece a la poblacion de DMFs por sitio determinadas.
Por lo tanto lcha DMF no sera considerada en 10s calculos siguientes.
A continuacion, a partir de las DMFs heron calculados 10s polos geomagneticos
virtuales (PGVs) correspondientes y la posicion polar media h e calculada utilizando la
estadistica de Fisher (1953):
Lat. = 84,g0S; Long. = 237,2OE; Ass = 8,6O; N = 6; K = 64
La rotacion representada por este paleopolo he obtenida usando como
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1 998) para el Neogeno:
Lat. = 85's; Long. = 3 10°E; Ag5 = 5" y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1 995):
RkAR=6,4& 8,1°.

“Evolution geodinhmica a% la Puna sobre la base rle estudios paleomagneticos. "
N
Claudia B. Prezzi
Figura VII.8: Representacion estereografica de las DMFs obtenidas y sus intervalos de
95% de confianza. Circulos vacios (llenos): inclination negativa (positiva), Estrella
vacia (llena): direccion del campo geomagnetic0 dipolar normal (reverso).
Las DMFs obtenidas para 10s sitios ubicados en 10s domos daciticos aflorantes
en las cercanias del Cerro Pan de ficar (Cerro Leon Chico, Cerro Leon y sitios A y B
del Cerro Pan de Mcar) poseen polaridades normales y reversas (Tabla VII. 1). Este
hecho indicaria que 10s afloramientos muestreados corresponden a distintos ciclos de
actividad magmatica (CafTe 1998), no habiendo sido intruidos de manera simulthnea.
Se calculo la rotacion representada por el paleopolo obtenido para la zona en
estudio. Pudo determinarse que la zona de Rinconada no ha sufr-ido rotaciones segh
187

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B . Preui
ejes verticales estadisticamente significativas, a1 menos desde el Mioceno temprano -
Mioceno medio en adelante.

“Evolution geodnhnica de la Puna sobre la base de estudios paleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
CAP~ULO VIII: ZONAS DE MINA LOMA BLANCA Y CORANZULI
Se realizaron dos campaiias a las zonas de Mina Loma Blanca y Coranzuli (Puna
Jujefia), ubicadas aproximadamente a 10s 23" 05'de Lat. S y a 10s 66" 24'de Long. 0,
donde se extrajeron 213 muestras orientadas de sedimentitas e igmmbritas para su
estudio paleomagnetico (Fig. Vm. 1).
En la zona de estudio afloran rocas ordovicicas, crekicas, terciarias y
cuaternarias (Fig. VIII.2).
Los afloramientos ordovicicos corresponden a rocas de color verde grisaceo
pertenecientes a1 Complejo Turbiditico de la Puna (Bahlburg et al. 1990). Estas rocas
presentan pliegues apretados y fallas (generados durante el Paleozoico). El rumbo
predominante de 10s estratos y de 10s ejes de 10s pliegues es N-S (Armanini 1995).
Los afloramientos crekicicos (Fig. Vm.2) comienzan con dep6sitos
sedimentarios de color rojo de origen continental aluvial, fluvial y eolico pertenecientes
a1 Subgrupo Pirgua (Vilela 195 1). Sobre estos se apoyan bancos de calizas amarillentas
y areniscas calcheas de colores amarillentos y rosados correspondientes a la Fm.
Yacoraite (Turner 1959). El ambiente de estos dep6sitos es el de una cuenca muy
restringida, que se ha comunicado escasamente con el mar (Marquillas 1985). Bancos
arenosos y arcillosos rojos de origen continental (Foto VIII.1) suprayacen a la Fm.
Yacoraite. Salfity (1982) indica que no se logo deteminar si estos depbsitos
corresponden a facies marginales del Subgrupo Santa Bhbara (Vilela 1952) o si

"Evolucion geodinhica de la Puna sobre la base de estudios paleornagnkticos. " Claudia B. Prezzi
- 68" 1
1 . 660**-*-c.----n--'-'
67"
0 50 km
0 Lag. ~oruelos
i
!
B
t '. . -.-.-.
is' Lag. wama MINA LOMA BLANCA-
'+\ - 23"
S. Atacama
-*.*.--**
-.-*-%.
f
I Lag. Guayatayoc
- 24'
S. de Pocitos
6 S. de Pastos Grandes
Figura VIII. 1 : Mapa de ubicacion de la zona en estudio. S.: Salar.
pertenecen a1 ciclo de sedimentacion cenozoico posincaico. Gorustovich et al. (1989)
asignan estos depositos a1 Subgrupo Santa Birbara. Seggaro (1994), en cambio, 10s
asigna a la Fm. Peiia Colorada (Bellman y Chomnales 1960). El contact0 de 10s
dep6sitos crethcicos con 10s afloramientos ordovicicos idi-ayacentes es por falla
(Seggiaro 1994). La actitud media de 10s bancos crethcicos superiores - terciarios
inferiores e s dada ~ por Rumbo: 40°, Inclination: 75' SE.
Las rocas terciarias e sh representadas por sedimentitas y mantos ignimbriticos
que se apoyan dscordantemente sobre las rocas mis antiguas (Alonso 1986). La unidad
terciaria mas antigua aflorante en la zona corresponde a la Fm. Morro Grande (Alonso
1986) (Fig. VIII.2). Eski integrada por ignimbritas (mas de 300 m de espesor) con

"Ewlucion geodiruimica & la Puna sobre la base & estudiospaleoma@ticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VlII.2: Mapa geologic0 esquematico mostrando 10s principales rasgos
estructurales, 10s afloramientos de las distintas unidades estratidficas y 10s sitios de
muestreo. 1.: aluvio y coluvio cuaternarios. 2.: ignirnbritas provenientes del volchn
Coranmli. 3.: Fm. Loma Blanca. 4.: Fm. Mono Grande. 5.: sedimentitas y calizas
crethcicas superiores - terciarias inferiores. 6.: Complejo Turbiditico de la Puna. 7:
sitios de muestreo. 8: fallas inferidas. 9: camino. 10: rumbo e inclination. 11: mina.

"Ewlucion geodinhmica de la Puna sobre la base rle estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto VIII. 1: Aspecto que presentan 10s afloramientos de sedimentitas rojizas creticicas
superiores-terciarias inferiores.
Foto VIII.2: Aspecto que presentan 10s aflorarnientos de un manto ignimbritico
perteneciente a la Fm. Morro Grande.

"Evolucidn geodinhmica ak la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
intercalaciones de areniscas y conglomerados. Las ignimbritas son de color gris
claro, de grano muy grueso y poco consolidadas. La composicion es riodacitica-dacitica
biotitica (Gorustovich et al. 1989). Constituyen mantos de potencia mayor a 10s 100m.
Se cuenta con una datacion de uno de 10s mantos igrvmbriticos superiores (Foto VIII.2),
realizada por el mktodo K/Ar sobre biotita, de 6,8 + 0,6 Ma (Coira 1997, comunicacion
personal). La Fm. Morro Grande estii cubierta por la Fm. Loma Blanca (Alonso 1986)
(Fig. Vm.2) (Foto VIII.3). Esta dtima Fm. corresponde a una secuencia de flujos
piroclasticos, oleadas piroclasticas y de proyeccion aerea intercalados con sedimentitas
lacustres de colores blanquecinos, grisaceos y verdosos (Alonso 1986, Alonso et al.
1988, Seggiaro 1994) (Foto VIII.4). Una toba intercalada en el miembro boratifero de
esta Fm. fue datada en 6,99 + 0,18 Ma (Alonso 1986). El volcanismo registrado en la
Fm. Loma Blanca presenta poco volumen y finalizo con actividad hldrotennal con una
importante fase vapor con elevado contenido de boratos (Alonso 1986, Alonso et al.
1988). Esta actividad dio origen a1 yacimiento de boratos de Mina Loma Blanca. Las
sedimentitas corresponden a un lago evaporitico poco profimdo (Alonso 1986, Alonso
et al. 1988). Estas rocas se encuentran afectadas por un plegarniento suave, cuyo eje
tiene un rumbo aproximado NO-SE (Fig. VIII.2). Los flancos del sinclinal (Fig. VIII.2)
inclinan alrededor de 10-15", la rnineralizacion de boratos explotados en la Mina Loma
Blanca se encuentra en el nucleo del sinclinal. Marrett et al. (1994), determinaron a
traves del estudio de fallas menores y de geometria de pliegues, que a1 menos
ocurrieron dos eventos de deformacion con distinta cinematica desde el Mioceno
Tardio. Una deformacion post 6,99 * 0,18 Ma produjo acortamiento subhorizontal
NNO-SSE y extension subvertical. La segunda deformacion genero fundamentalmente
fallas de rumbo con acortamiento subhorizontal Em-OSO y extension subvertical

"Evolution geodinhica de lea Puna sobre la bme de estzldios paleornagneticos. " Claudia B. Prwi
Foto VIII.3: Aspecto que presenta el contact0 entre la Fm. Morro Grande y la
suprayacente Fm. Loma Blanca.
Foto Vm.4: Aspecto que presentan 10s afloramientos correspondientes a la Fm. Lorna
Blanca.

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de esturiros paleoma@eticos. " Claudia B. Prezzi
NNO-SSE. Este idtimo evento de deformacion habria estado activo durante el
Cuaternario (Marrett et al. 1994).
Mantos ignimbriticos de color gris, provenientes del Complejo Volchico
Coranzuli cubren discordantemente a las rocas ordovicicas, crethcicas y terciarias
anteriomente mencionadas (Fig. VIII.2). Se han diferenciado tres pulsos distintos, 10s
pulsos uno y tres son arealmente restringidos y se encuentran solo en las cercanias del
volcirn Coranzuli. El segundo pulso cubre amplios sectores y su cornposicion es
riodacitica - dacitica biotitica (Gorustovich et al. 1989). Seggiaro (1994) obtuvo una
edad KIAr sobre roca total de 6,6 * 0,15 Ma para estas emisiones ignimbriticas.
Los depositos mas modernos corresponden a aluvio y coluvio cuaternarios.
TRABAJO DE CAMPO:
En el hrea de trabajo se extrajeron cilindros orientados con bkjula Brunton y
solar pertenecientes a afloramientos de sedimentitas y mantos ignimbriticos.
En la zona de Coranzuli se obtuvieron 69 muestras de rocas calchreas y de
sedimentitas rojizas crethcicas superiores - terciarias inferiores distribuidas en 12 sitios
de muestreo ubicados a1 SO de C o r d (Fig. VIII.2).
En la zona de Mina Loma Blanca se obtuvieron 10 muestras orientadas de
ignimbritas pertenecientes a la Fm. Mono Grande distribuidas en dos sitios de muestreo
(Fig. VIII.2) y 134 muestras de 10s afloramientos correspondientes a la Fm. Loma
Blanca, distribuidas en 23 sitios de muestreo ubicados en ambos limbos del sinclinal
(Fig. VIII.2).
Paralelamente a la extraccion de las muestras se llevo a cab0 un detallado

"Evolucion geodinrimica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~ticos. " Claudia B. Prezzi
control de la actitud de 10s bancos muestreados.
TRABAJO DE LABORATORIO:
Se procesaron 217 especimenes a partir de las muestras obtenidas en el campo.
Las magnetizaciones luego de cada etapa de lavado heron medidas con un
magnetometro criogenico 2G. Los especimenes heron sometidos a lavados por campos
magneticos alternos linealmente decrecientes y por altas temperaturas. En el primer
caso h e utilizado el equipo desmagnetizante incorporado al magnetometro criogenico y
en el segundo caso h e utilizado un homo marca Schonstedt TSD-1, apt0 para alcanzar
temperaturas de hasta 790" Centigrados. Entre las sucesivas etapas de desmagnetizacion
termica se midi6 la susceptibilidad rnagnetica de 10s especimenes con el objetivo de
valorar posibles cambios en la mineralogia rnagnetica de 10s mismos, utilizando un
susceptibilimetro constmido en el TATA Institute (India). A 10s especimenes sometidos
a lavados magneticos se les realizaron hash 16 etapas de desmagnetizacion aplicando
camps sucesivos de 3; 6; 9; 12; 15; 20; 25; 30; 35; 40; 50; 60; 70; 80; 90 y 100
mTeslas. A 10s especimenes sometidos a lavados tennicos se les realizaron hasta 15
etapas de desmagnetizacion con temperaturas crecientes de 50; 100; 150; 200; 250;
300; 350; 400; 450; 500; 530; 570; 600; 640; y 680°Centigrados.
RESULTADOS OBTENIDOS:
En el caso de las muestras crethcicas superiores-terciarias inferiores obtenidas
en la zona de Coranzuli se procesaron 70 especimenes. Algunos especimenes piloto se

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base & estudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
intentaron desmagnetizar por carnpos magneticos alternos, per0 esta tecnica no result0
efectiva. Por lo tanto, se aplico desmagnetizacion por altas temperaturas, observkdose
tres grupos de muestras con comportamientos notoriamente diferentes:
a) Las muestras correspon&entes a rocas calchreas (47%) presentaron un
comportamiento totalmente aleatorio frente a la desmagnetizacion por campos
magneticos alternos y tambien a1 ser sometidas a lavados por altas temperaturas. Estas
muestras heron descartadas.
b) La intensidad de remanencia relativa de algunos especimenes (9%) disminuye
abruptamente luego de ser sometidos a temperaturas de 550-650°C, alcanzando el O-
10% de su valor inicial a 10s 650-700°C (Fig. VIII.3). La magnetizacion remanente de
estas muestras posee altas temperaturas de desbloqueo. Su susceptibilidad rnagnetica se
mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. En algunos casos (50%) se
elimina una componente de magnetizacion de tipo viscosa de inclinacion negativa a 10s
100-150°C de temperatura de lavado. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual correspondientes a etapas de lavado con temperaturas superiores
a 10s 1 50°C, describen carninos en la red estereografica, comenzando en 10s cuadrantes
. SO o NO, para luego agruparse en alguno de dichos cuadrantes, manteniendo
inclinacion positiva durante todo el proceso. A partir de 10s diagramas de Zijderveld
puede determinarse que las muestras son bicomponentes. Se elirnina una componente
de magnetizacion a 10s 500-550°C. Luego es posible identificar una componente
caracteristica, ya que se observa una caida aproximadamente lineal de las
magnetizaciones hacia el origen de coordenadas.
c) La intensidad de remanencia relativa de algunos especimenes (44%) disminuye
paulatinamente luego de las primeras etapas, hasta alcanzar el 0-20% de su valor inicial

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudospaleoma@ticos. " Claudia B. Prezzi
A Vertical
Horizontal
Figura VIII.3: Resultados in-situ obtenidos luego de la desmagnetizacion por altas
temperaturas del especimen KO 126 1 1. SPC perteneciente a las sedimentitas rojizas
crekicicas superiores-terciarias inferiores: a) Representacion en la red de Wulf de cada
uno de 10s vectores de magnetization residual. b) Curva de desmagnetizacion
normalizada. c) Diagrama de Zijderveld.

“Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleoma@&ticos. " Claudia B. Prezzi
a 10s 500-700°C (Fig. Vm.4). La susceptibilidad magnetics se mantiene casi constante a
traves de las distintas etapas. Se elimina una componente de rnagnetizacion de tipo
viscosa a 10s 100-150°C de temperatura de lavado. Las proyecciones de 10s sucesivos
vectores de rnagnetizacion residual correspon&entes a etapas de lavado con
temperaturas superiores a 10s 150°C, describen caminos en la red estereo&~ca. En la
mayoria de 10s casos (95%), 10s caminos cornienzan con inclinacion negativa en 10s
cuadrantes NE o NO, para luego pasar a inclinacion negativa o positiva en 10s
cuadrantes NO o SO. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede determinarse que
las muestras son bicomponentes, ya que se observa una caida aproximadamente lineal
de las magnetizaciones, per0 estas no se dirigen hacia el origen de coordenadas. No he
posible definir la componente caracteristica, ya que a1 aplicar temperaturas superiores a
10s 570-600°C la rnagnetizacion de 10s especirnenes sufre cambios aleatorios. En
algunos casos (10%) 10s diagramas de Zijderveld presentan trayectorias curvas de 10s
extremos de 10s vectores de rnagnetizacion residual, indicando la existencia de por lo
menos dos componentes de magnetizacion con espectros de temperatura de desbloqueo
superpuestos. Para 10s especimenes pertenecientes a este grupo, solo pudo
determinarse el plano de desmagnetizacion que contiene a 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual luego de cada etapa de lavado.
Las muestras pertenecientes a la Fm. Morro Grande y el 12% de las
pertenecientes a la Fm. Loma Blanca obtenidas en la zona de Mina Lorna Blanca
presentaron el siguiente comportamiento:
La intensidad de remanencia relativa de 10s especimenes disminuye paulatinamente
luego de las sucesivas etapas hasta alcanzar el 0-20% de su valor inicial a 10s 90-120
mTeslas y a 10s 600-650°C (Fig. VIII.5). La rnagnetizacion remanente de estas muestras

"Evolucion geodinhica de la Puna sobre la base & estuah'os paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Vertical
Horizontal
Figura VIII.4: Resultados in-situ obtenidos luego de la desmagnetizaci6n por altas
temperaturas del especimen K00911.SPC perteneciente a las sedimentitas rojizas
creacicas superiores-terciarias inferiores: a) Representacion en la red de Wulf de cada
uno de 10s vectores de magnetizacion residual. b) Curva de desmagnetizacion
normalizada. c) Diagrama de Zijderveld.

"Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de eshrdios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
I positiva
Figura VIII.5: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por campos alternos
decrecientes del especimen LO23 11.SPC perteneciente a la Fm. Loma Blanca: a)
Representation en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de rnagnetizacion
residual. b) Curva de desmagnetizacion normalizada. c) Diagrama de Zijderveld.

"Evolucidn geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagn&ticos. " Claudia B. Prezzi
posee elevada herza coercitiva y altas temperaturas de desbloqueo. Su susceptibilidad
magnetica se mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. En algunos casos
(50%) se elimina una componente de magnetizacion secundaria a 10s 40-60 mT o a 10s
450°C de temperatura de lavado. Las proyecciones de 10s sucesivos vectores de
magnetizacion residual correspondientes a etapas de lavado con campos magneticos
superiores a 10s 60 mT y con temperaturas superiores a 10s 450°C, poseen inclinacion
positiva (negativa) y se encuentran agrupados en 10s cuadrantes NE o NO (SE o SO) de
la red estereografica. A partir de 10s diagramas de Zijderveld es posible identificar
componentes caracteristicas, ya que se observa una caida aproximadamente lineal de las
magnetizaciones hacia el origen de coordenadas.
El 60% de las muestras pertenecientes a la Fm. Loma Blanca presentaron un
comportamiento totalmente aleatorio fiente a la desmagnetizacion por campos
magneticos alternos y tambien a1 ser sometidas a lavados por altas temperaturas. Estas
muestras heron descartadas.
Las restantes muestras (28%) corresponlentes a la Fm. Loma Blanca
presentaron el sigulente comportamiento:
La intensidad de remanencia relativa disminuye rapidamente luego de las primeras
etapas, hasta alcanzar el 10-30% de su valor inicial a 10s 250-350°C y 10s 15-60
mTeslas (Fig. VIII.6). La magnetizacion remanente de estas muestras posee bajas
temperaturas de desbloqueo y bajas fuerzas coercitivas. La susceptibilidad magnetica
total de las rnismas se mantiene casi constante a traves de las distintas etapas. Las
proyecciones de 10s sucesivos vectores de magnetizacion residual describen caminos en
la red estereografica. A partir de 10s diagramas de Zijderveld puede deterrninarse que
las muestras son bicomponentes, ya que en la mayoria de 10s casos (70%) se observa

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
A Vertical
Horizontal
Figura VIII.6: Resultados obtenidos luego de la desmagnetizacion por camps
magnkticos alternos decrecientes del especimen LO262 1. SPC perteneciente a la Fm.
Lorna Blanca: a) Representacion en la red de Wulf de cada uno de 10s vectores de
magnetization residual. b) Curva de desmagnetizacion normalizada. c) Diagrama de
Zijderveld.

"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base a% estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
una caida aproximadamente lineal de las magnetizaciones, pero estas no se dirigen
hacia el origen de coordenadas. No fue posible definir la componente caracteristica, ya
que a1 aplicar temperaturas superiores a 10s 350°C o campos magneticos mayores a 10s
10-50mT la rnagnetizacion de 10s especimenes sufie cambios aleatorios. En algunos
casos (30%) 10s diagramas de Zijderveld presentan trayectorias curvas de 10s extremos
de 10s vectores de rnagnetizacion residual, indicando la existencia de por lo menos dos
componentes de magnetizacion con espectros de temperatura de desbloqueo
superpuestos. Para 10s especimenes pertenecientes a este grupo, solo pudo
determinarse el plano de desmagnetizacion que contiene a 10s sucesivos vectores de
rnagnetizacion residual luego de cada etapa de lavado.
Considerando el comportamiento de las muestras de sedimentitas rojizas
crethcicas superiores - terciarias inferiores obtenidas en la zona de C ordi fiente a
las distintas tecnicas de desmagnetizacion, se infiere que el principal mineral portador
de la magnetizacion caracteristica estaria dado por hematita. En el caso de las muestras
extraidas en la zona de Mina Loma Blanca de las Fms. Morro Grande y Loma Blanca
- que presentaron un comportamiento de tip0 a), la rnagnetizacion podria estar portada
por magnetitas de tipo dominio simple o pseudo-dominio simple; mientras que en el
caso de las que presentaron un comportamiento de tip c) el principal mineral
magnCtico podria corresponder a titanomagnetitas con alto contenido de Ti ylo
estructura multidominio.

"Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prwi
ANALISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS:
Los especimenes heron analizados utilizando el programa de computacion
MAG88 (Oviedo 1989). Las direcciones magneticas heron ploteadas en Qagramas de
Zijderveld (Zijderveld 1967). Las distintas componentes de las magnetizaciones
remanentes naturales (MRNs) heron determinadas usando el analisis de componentes
principales (Kirschvink 1980) cuando se identificaron trayectorias lineales de 10s
extremos de 10s vectores de rnagnetizacion. Para las trayectorias de desmagnetizacion
que van hacia el origen de coordenadas se aplicaron ajustes de linea anclada para aislar
las magnetizaciones remanentes caracteristicas (MRCs) (ver Fig. VIII.3 y VIII.5). En 10s
casos en que se identificaron trayectorias curvas de 10s extremos de 10s vectores de
rnagnetizacion, o bien en 10s casos en que no fue posible aislar MRCs per0 se
observaron caminos de lavado en la red estereografica se obtuvieron circulos de
remagnetizacion (CRMs) (ver Fig. VIII.4 y VIII.6). Luego, se obtuvieron Qrecciones
medias finales (DMFs) para cada sitio de muestreo aplicando el analisis combinado de
circulos de remagnetizacion y de magnetizaciones remanentes estables de McFadden y
. McElhinny (1988) o bien la estadistica de Fisher (1953). Para el cirlculo de las DMFs
solo se tuvieron en cuenta MRCs cuya desviacion angular m6xima (DAM) fuese menor
a 15" y CRMs cuyo paritmetro estadistico h fuese menor a 0,099. Para 10s analisis
siguientes heron descartadas aquellas DMFs que tuviesen un ct&2O0 (Tabla Vm. 1).
Una vez obtenidas las DMFs por sitio para las sedimentitas rojizas crethcicas
superiores - terciarias inferiores obtenidas en la zona de Coranzuli se llevo a cab0 el
fold test (McFadden 1990) aplicando las correcciones de estructura correspondientes
(Tabla VIII. 1). Pudo determinarse con una significancia del95% que la rnagnetizacion

“Evolution geodinhmica & la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
SEDIMENTITAS ROJIZAS
CRETACICAS SUPERIORESTERCIARTAS INFERIORES
Dec. Inc. K Q,~ cz N
In Situ 251,6O 9,7" 29,28 11,3" 3.200 7
Con Correccibn 216,5" 38,4" 41,43 9,5" 1.277 7
de Estructura --
Valor Critico al95% = 3,086 Valor Critico al99% = 4,253
FORMACION LOMA BLANCA
Dec. Inc. K +5 N
In Situ 188,8O 38,5O 42,19 8,6" 0,393 8
Con Correccihn 181,3" 41,6" 20,07 12,7" 4.517 8
de Estructura
Valor Critico d95% = 3 f 98 Valor Critico d99% = 4,562
Tabla VIII.2.: Fold test de McFadden (1990) realizado para cada una de las secciones
muestreadas.
Figura VIII.7: DMFs por sitio deterrninadas para las sedmentitas rojizas cretticicas
superiores - terciarias inferiores aflorantes en la zona de Coranzuli in-situ y con
correction de estructura. Se muestran valores estadisticos (6) del fold test de McFadden
(1990).

"Ewlucion geodiruimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Pudo determinarse que a1 99% de confianza la distribucion es fisheriana (Tabla VIII.3).
A partir de 10s PGVs h e calculada la posicion polar media utilizando la estadistica de
Fisher (1953):
Lat.= 56,2O S; Long.=209,8"E; A95=8,40; N=7; K=52
Si para calcular la rotacion representada por este paleopolo se utiliza el polo de
referencia calculado por Randall (1998) para el Paleogeno (24-66 Ma): Lat.=80°S;
Long.=267"E; Ag5=12O aplicando la estadistica de Debiche y Watson (1995) se obtiene
el siguiente valor:
R* AR=31,5% 12,3O
Si en carnbio se utiliza el polo de referencia calculado por Randall (1998) para
el Crethcico Tardio (66-98 Ma): Lat.=83OS; Long.=022OE; A95=50, el valor obtenido es
el siguiente:
R * AR= 44,2 + 8,4"
Test de Colatitud Test de Longitud
Test Valor critic0 Test Valor critic0
estadistico 1% estadistico 1%
Sedimentitas rojizas 0,952 1.308 0,929 1.347
Tabla Vm.3: Tests de colatitud y longitud y valores criticos para 10s PGVs
determinados para cada una de las secciones muestreadas.

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
Las DMFs obtenidas para la Fm. Morro Grande debieron ser descartadas
debido a que presentaban un ~q,~>20". En el caso de las muestras obtenidas a partir de la
Fm. Loma Blanca, debido a1 elevado nhero de muestras descartadas como
consecuencia de su comportamiento aleatorio, se redefinieron algunos sitios de
muestreo, combinando las MRCs y 10s CRMs obtenidos a partir de dos sitios
adyacentes para obtener una hica DMF (Tabla VIII.1). Se descartaron las DMFs
determinadas para 10s sitios L15 y L16. A pesar de que 10s ag5 de dichas DMFs son
menores de 5" y sus K son mayores de 200, su Qreccion se encuentra notablemente
alejada de las restantes DMFs (Tabla VIII.1). Se realizo un test estadistico de
discordancia para datos incongruentes (Fisher et al. 1981), el cual demostro que a1 99%
de confianza dichos puntos no pertenecen a la poblacion de DMFs por sitio
determinadas. A continuation se llevo a cab0 el fold test (McFadden 1990) aplicando
las correcciones de estructura correspondientes (Tabla VIII. 1). Pudo determinarse con
una significancia del 95% que la magnetizacion es de caracter postectonico (Tabla
VIII.2) (Fig. VIII.8). Puede observarse (Tabla VIII. 1) que todas las DMFs determinadas
para estas rocas poseen polaridad reversa. Este hecho puede explicarse considerando
. que la magnetizacion determinada es postectonica, por lo tanto podria haber sido
adquirida por toda la sucesion sedimentaria de manera practicamente simulhea,
durante un corto interval0 de tiempo. Esta remagnetizacion podria estar vinculada a la
actividad hidrotermal anteriormente mencionada. A partir de dichas DMFs in-situ
heron calculados 10s polos geomagneticos virtuales (PGVs) correspondientes. Se
realizaron tests estadisticos de significancia de colatitud y de longitud (Fisher y Best
1984) para determinar el grado de ajuste de 10s PGVs a una distribucion fisheriana.
Pudo determinarse que a1 99% de confianza la distribucion es fisheriana (Tabla VIII.3).

"Evolucion geodincimica & la Puna sobre la base G% estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
+ ~lTeCcion
de estructura
Figura VIII.8: DMFs por sitio determinadas para la Fm. Lorna Blanca aflorante en la
zona de Mina Loma Blanca in-situ y con correction de estructura. Se muestran valores
estadisticos (5) del fold test de McFadden ( 1990).
A partir de 10s PGVs he calculada la posicion polar media utilizando la
estadistica de Fisher (1953):
Lat.= 8 1,7O S; Long.=20 1,2OE; Ag5=7,20; N=8; K=6 1
La rotacion representada por este paleopolo he obtenida usando como
referencia el polo de referencia determinado por Randall (1998) para el Neogeno:
Lat.=85OS; Long.=310°E; A95=50 y aplicando la estadistica de Debiche y Watson
(1 995):
R * AR= 10,6 3t 7,1°

"Evolution geodinhmica de la P m sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Se calculo un polo paleomagnetico a partir de las DMFs por sitio corregidas por
estructura determinadas para las sedimentitas rojizas creticicas superiores-terciarias
inferiores aflorantes en la zona de Coranzuli. A1 calcular la rotacion correspondiente,
utilizando como referencia dos polos diferentes de edad paleogena y creticica tardia
respectivamente, puede determinarse que el bloque en el ckl afloran estas rocas sufrio
un rotacion sea un eje vertical en sentido horario de alrededor de 30-40".
Por otra parte, a partir del polo paleomagnCtico obtenido para la Fm. Loma
Blanca aflorante en la zona de Mina Loma Blanca, se determino que el bloque
muestreado sufrio una rotacion segiin un eje vertical en sentido horario de alrededor de
10". Si se considera que la magnetization a partir de la cual se calculo este PP es de
tip0 postectonica, se infiere que dicha rotacion tuvo lugar con posterioridad a 10s 7Ma,
y con posterioridad a la deformacion que produjo el suave plegamiento que presentan
actualmente 10s bancos muestreados. Esta rotacion, por lo tanto, podria estar
relacionada con el segundo episodio de deformacion identificado por Marrett et al.
(1994) en esta zona. Dicha deformacion genero fundamentalmente fallas de rumbo con
acortamiento subhorizontal ENE-OSO y extension subvertical NNO-SSE y habria
estado activa durante el Cuaternario (Marrett et al. 1994).
La importante diferencia existente entre ambos valores de rotacion puede
explicarse de dos maneras diferentes:
a) considerando que dichas rotaciones son de tip local, o
b) considerando que son regionales. En este caso, las rocas creticicas superiores -
terciarias inferiores, a1 ser mhs antiguas habrian sufiido mayor cantidad de rotacion.

"Evoluczon geodz~ica de la Puna sobre la bme de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Seggiaro y Hongn (1994) llevaron a cab0 un estudio estructural en la zona de
emplazamiento del volc~ Coranzuli, con la finalidad de analizar la relacion de la
tectonica del iuea con la apertura del conduct0 volch.nico. Con ese fin, realizaron un
estudio cinematic0 de las fallas utilizando la metodologia aplicada por Allmendinger
(1984). Las fallas principales que definen el modelo tectonico propuesto por estos
autores para el iuea de estudio son cuatro: la falla Ramallo y la falla Coyaguayma de
rumbo NO-SE , la falla Coranzuli-Rinconada de rumbo N-S y la falla Doncellas de
rumbo NE-SO (Fig. VIII. 9). Midieron aproximadamente 100 datos de fallas principales
y secundarias. Las direcciones de movimiento determinadas a partir de estos datos se
observan en la Fig. VIII.9. En 10s lineamientos principales de rumbo NO-SE y NE-SO la
tectonica transcurrente es dominate. En el caso de 10s lineamientos N-S, ha
observado componentes de rumbo subordinadas a desplazamientos verticales (Seggiaro
y Hongn 1994). Las fallas Rinconada y Doncellas (Fig. VIII.9) delimitan un bloque
triangular, cuyo movimiento hacia el noreste esti controlado por el desplazamiento
simultiineo levogiro de la falla Rinconada y dextrogiro de la falla Doncellas. El cuadro
estructural se completa con las fallas Ramallo y Coyaguayma, limites norte y sur del
juego de flacturas que integran el lineamiento de Lipez (Salfity et al. 1984). Si
consideramos la ubicacion de 10s sitios muestreados en el context0 del modelo
tectonico propuesto por Seggiaro y Hongn (1994) (Fig. VIII.9), vemos que seria
esperable que dichos sitios sufriesen rotaciones en sentido horario. Por lo tanto, las
rotaciones aqui determinadas sedan de tip local, controladas por la cinematica de las
fallas anteriormente mencionadas.

- - -- - -
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"Evolution geodi&ica de fa Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura VIII.9: (Modificada de Seggiaro 1994). Esquema de movimientos relativos de
bloques en el hea del Complejo Volchnico Coranzuli. 1. Sitios muestreados
correspondientes a la Fm. Loma Blanca aflorante en la zona de Mina Loma Blanca. 2.
Sitios muestreados correspondientes a las sedmentitas rojizas cretacicas superiores -
terciarias inferiores aflorantes en la zona de Coranzuli.

CAP~TULO
IX: CAMBIOS MINERALOGICOS OCURRIDOS
DURANTE LA DESMAGNETIZACION
POR ALTAS TEMPERATURAS

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la h e de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
DESMAGNETIZACI~N POR ALTAS TEMPERATURAS
Debido a que muchos estudios paleomagneticos se basan en resultados obtenidos a
partir de la desmagnetizacion termica de 10s especimenes, resulta de inter& tratar de
definir 10s procesos que generan notables aumentos de susceptibilidad magnetica total en
las muestras.
Nurnerosos autores (entre otros Stephenson 1967, Schwarz 1971, Dunlop 1972,
Turner 1980) han estuQado y tratado de explicar 10s cambios en susceptibilidad magnetica
total que sufken muestras de rocas sedimentarias fiente a la desmagnetizacion por altas
temperaturas.
Stephenson (1967) estudio el efecto del tratamiento termico sobre las propiedades
magneticas de areniscas rojas. Observo cambios cuando las rocas eran calentadas en aire a
temperaturas de entre 500 y 1000°C. Sufiian un aumento de su susceptibilidad magngtica
total entre 10s 500 y 700°C. Concluyo que el mecanismo responsable de este cambio era la
generacion de magnetita.
Schwarz (197 1) realizo estudios microscopicos de secciones delgadas, experiencias
de difiaccion de rayos X y curvas tennomagneticas sobre inclusiones de areniscas verdes
en una matriz de areniscas rojas. Concluyo que se generaba magnetita durante el
calentamiento de las areniscas rojas en vacio o en atmosfera de nitrogeno. Si dichas rocas
eran calentadas en aire a presion atmosferica no se observaba cambio alguno. Las areniscas
verdes no sufrian cambios. Concluyo que la magnetita se generaba a partir de la reduccion

"Evolution georfincimica & la Puna sobre la base & estudiospaleomagntticos. " Claudia B. Prezzi
de hematita y tal vez de hldroxidos de hierro. El agente reductor podria ser materia
orghca que tiende a oxidarse a temperaturas menores de 400°C.
~unlop (1972) estudio la mineralogia magnktica de muestras de bancos rojos
calentadas y sin calentar a traves del anidisis de espectros de coercitividad de la
remanencia. Concluyo que a1 calentar las muestras a temperaturas menores de 675°C se
formaba magnetita y sugi1-16 que la fiente de produccion de magnetita seria un mineral no
magnetic0 y no hematita.
En el capitulo 111 de esta tesis se menciono que muestras de areniscas finas y
limolitas rojas pertenecientes a la Unidad A (aflorante en la Localidad III) sufrian un
aumento de su susceptibilidad magnetica total del orden del 200-500% a1 ser sometidas a
temperaturas de lavado comprendidas en el rango 570-680°C. Por otra parte, en el capitulo
V se observo que algunos especimenes pertenecientes a areniscas finas y limolitas rojas
pertenecientes a la seccion rojiza de la Fm. Tiomayo, sufrian un aumento de su
susceptibilidad magnetica total del orden del 150-200% a1 ser sometidos a temperaturas de
lavado comprendldas en el rango 620-640°C. Tambien se menciono que todos 10s
especimenes de areniscas verdosas pertenecientes a la seccion verdosa de la Fm. Tiomayo
cambiaban de color a1 ser calentados a 400-450°C, pasando de verdes a castafio
amarillentos. Algunos de estos especimenes tambien sufrian un aumento de su
susceptibilidad magnetica total del orden del 150-200% al ser sometidos a temperaturas de
lavado comprenddas en el rango 570-620°C. En el capitulo VI se observo que 10s
especimenes pertenecientes a la unidad rojiza mostraban un enrojecimiento a1 ser
calentados a temperaturas mayores a 10s 500-550°C, mientras que 10s especimenes

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
pertenecientes a la unidad verdosa cambiaban su color de verde a castaiio amarillento a1 ser
sometidos a temperaturas comprendidas entre 10s 400-450°C. En el capitulo VII se indico
que muestras extraidas de las ignimbritas aflorantes en Chinchillas sufrian un aumento de
su susceptibilidad magnetica total del orden del 100.000% a1 ser sometidas a temperaturas
de lavado de 350°C. Algunas de ellas ademh sufrian un nuevo aumento de su
susceptibilidad magnetica total del orden del 10.000% luego de ser sometidas a
temperaturas de lavado de 500°C. Tambien se menciono que algunos especimenes
provenientes del domo dacitico aflorante en Casa Colorada sufrian un aumento de su
susceptibilidad magnetica total del orden del 120% a1 ser sometidos a temperaturas de
lavado de 350°C, y un nuevo aumento del 350% a1 ser calentados a 575°C. Por otra parte,
especimenes pertenecientes a las ignimbritas muestreadas en el Cerro Pan de Azucar
sufrian un aumento de su susceptibilidad magnetica total del orden del 100-300% a1 ser
sometidos a temperaturas de lavado comprendidas en el rango 500-575OC.
Con la finalidad de determinar las causas de estos aumentos de susceptibilidad
magnetica total se llevaron a cab0 distintos ensayos y analisis.
ARENISCAS VERDES
Se trabajo sobre una muestra perteneciente a la seccion verdosa de la Fm. Tiomayo
que presentaba cambio de color y aumento de susceptibilidad magnetica total frente a la
desmagnetizacion termica.
Una de las experiencias que se llevaron a cab0 consistio en realizar dos curvas

"Evolucion geodiiuimica ak la Puna sobre la base de estudios paleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
termomagneticas sucesivas sobre una misma muestra. En la primera curva realizada (Fig.
IX.la) se observa que la curva de enfiiamiento difiere notablemente de la curva de
calentamiento, sugiriendo la formacion de un nuevo mineral magnetico. En la segunda
curva termomagnetica (Fig. IX.lb) no se observan Qferencias importantes entre la curva
de enfriamiento y la curva de calentamiento. Este hecho indica que resulta suficiente el
someter a la muestra a calentamiento una zinica vez para que se forme todo el nuevo
mineral magnetico. Tambien se realizaron experimentos de adquisicion de MRI, "back
field" y curvas de histeresis sobre especimenes sin calentar y sobre especimenes sometidos
a desmagnetizacion por altas temperaturas (Fig. IX. lc, d, e y f). A partir de estas curvas se
detenninaron 10s valores de Hc, Hcr, H'cr y JrsIJs (Tabla IX. 1). Puede verse que dichos
valores son notablemente menores para la muestra calentada que para la muestra sin
calentar, inQcando la formacion de un mineral magnetico de baja fuerza coercitiva
(magnetita - maghemita?). A1 plotear 10s valores correspondientes en el grXico de Day et
al. (1977) (Fig. IX.2) se observa que la muestra calentada se encuentra mas cerca del
campo correspondiente a 10s granos de dominio midtiple que la muestra sin calentar. Esto
podria explicarse considerando un crecimiento de 10s granos de (titan0)magnetita
originales, o bien considerando la formacion de granos de gran tarnaiio de un mineral
magnetico de baja fuerza coercitiva (magnetita - maghemita?).
Para tratar de determinar diferencias en la composicion mineralogica de las
muestras calentadas y sin calentar se llevaron a cab0 estudios de difraccion de rayos X.
Pero solo fue posible identificar la presencia de cuarzo, plagioclasa, una o dos micas,
calcita y sulfates. En la muestra calentada solo se observan modificaciones en la intensidad

"Evolution geodindmica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~kticos. " Claudia B. Prezzi
[ BR 48 sin calentar I
I
Figura IX. 1: a y b: curvas termomagn6ticas sucesivas realizadas sobre la muestra BR48. c y
d: curvas de adquisicion de MRI y "back field" correspondientes a especimenes sin calentar
(BR48) y calentados (BR48C) respectivamente. e y f curvas de histeresis correspon&entes
a especimenes sin calentar (BR48) y calentados (BR48C) respectivamente.

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Hc (mT) Hcr (mT) H'cr (mT) HcrIHc JrsIJs
BR48 11,5 37 44,6 3,22 0,14
BR48C 4,5 16,5 21,43 3,66 0,1
Tabla IX. 1: Valores de Hc, Hcr, H'cr y JrsIJs correspondientes a especimenes calentados
(l3R48C) y sin calentar (BR48).
PSD
Figura IX.2: Grafico de Day et al. (1977), mostrando 10s valores correspondientes a1
especimen sin calentar (BR48) y a1 especimen calentado (BR48C).
de algunas sefiales, y muy pocos cambios en cuanto a la aparicion o desaparicion de picos.
Al observar a1 microscopio cortes delgados de especimenes calentados y sin
calentar, se determino que el cambio de color que sufren estas rocas es debido a que la
matriz - cemento en las muestras sin calentar esth dada por cloritas de color verde (Foto
IX.l), rnientras que en las muestras calentadas dicha matriz - cemento presenb color
cash50 amarillento (Foto lX.2). Ademis, mientras que en la muestra sin calentar se

“Evolution geodimimica & la Puna sobre la base de estudios paleomagntticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX. 1: Corte delgado correspon&ente a un espkcimen de areniscas verdes que no fie
sometido a calentamiento. Se observa el color verde de la matriz-cement0 cloritica
(fotografia tomada sin analizador).
Foto IX.2: Corte delgado correspondiente a un especimen de areniscas verdes que he
sometido a calentamiento. Se observa el color castaiio arnarillento de la matriz-cement0
(fotografia tomada sin analizador).

"Evolucion geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX.3: Corte delgado correspondiente a un especimen de areniscas verdes que no he
sometido a calentamiento. Se distingue la presencia de abundantes carbonatos (fotografia
tomada con analizador).
observa la presencia de un 2% de carbonatos de alto indice en agregados microcristalinos
(siderita?) (Foto IX.3), lchos carbonatos esth ausentes en la muestra calentada. Asi
mismo, en la muestra calentada se obsewa la presencia de un gran niunero de minerales
opacos de contornos notablemente irregulares, ausentes en la muestra sin calentar.
A1 observar pulidos calcogrNicos a1 microscopio de las muestras calentadas se
determino la presencia de nurnerosos individuos de maghemita con dimensiones de
alrededor de 200-250 pm, de contornos notablemente irregulares (Foto IX.4 y 5). ~stos se
habrian formado a partir de la matriz - cement0 de la roca. En el caso de la muestra sin
calentar no se detect0 la presencia de maghemita.
Rowland y Jonas (1949) y Kulp et al. (195 1) realizaron analisis tCrmico diferencial

"Evolution geodinhica G% la Puna sobre la base a2 estudios paleomapkticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX.4: Pulido calcografico correspondiente a un especimen de areniscas verdes que fue
sometido a calentamiento. Se observa la presencia de individuos de maghemita, de
dimensiones de alrededor de 200-250 pm, con contornos muy irregulares.
Foto IX.5: Pulido calcografico correspondiente a un especimen de areniscas verdes que fie
sometido a calentamiento. Se observa la presencia de individuos de maghemita, de
dimensiones de alrededor de 200-250 pm, con contornos muy irregulares.

''Evolucic5n geodindrnica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
(DTA) sobre muestras de siderita. La tecnica de DTA permite la identificacion de
minerales en fiaccion granulometrica de arcillas, Sean mineralogicamente arcillas o no. En
esta tecnica, un especimen del material que se esti investigando se coloca con una muestra
standard de material termicamente inerte y se registra continuamente la diferencia de
temperatura entre ambos mientras son calentados. Cuando no ocurren reacciones en el
espkcimen bajo estudio no hay diferencias de temperatura entre ambos, per0 tan pronto
corno comienza una reaccion el especimen se pone mhs caliente o mhs tso (segbn que la
reaccion sea endo o exotermica) que el material inerte y se desarrolla un pic0 en la c wa
de AT vs. T. La temperatura del pico es normalmente caracteristica del mineral presente y
el 6rea del pico es proporcional a la cantidad de ese material presente. De aqui la utilidad
del metodo, que pemite ver hasta un 1% de calcita o goetkuta (Mackenzie 1957). Las
reacciones que suelen ocurrir son de deshdratacion, descomposicion, oxidacion, etc.
Rowland y Jonas (1949) y Kulp et al. (1951) determinaron que a1 ser sometida a
calentamiento la siderita presentaba cwas de AT vs. T (Fig. IX.3) que muestran un pic0
endotemico hico con temperatura caracteristica de alrededor de 500°C y temperatura
pic0 a 10s 585°C. Ademb, dichas curvas poseen dos picos exotermicos variables a 670°C y
a 830°C. El pico endotermico se debe a la descomposicion de la siderita. El primer pic0
exotermico, generalmente superpuesto a1 endotermico, se debe a oxidacion del oxido
ferroso, generando maghemita. El pic0 exotermico a 10s 800°C de debe a1 cambio de
maghemita a hematita.
Estos resultados sugieren que en las muestras de areniscas verdes que sufren un
aurnento de su susceptibilidad magnetics total al ser calentadas, se generaria maghemita a

-
-
-
-
L-,
. -
I
I
,
. .
-
-
i-.
', i
'u'
"Evolution geodiniimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
expensas de siderita.
Por otra parte, Brindley y Youell (1952) determinaron que una clorita ferrosa
(chamosita ferrosa) de color verde a1 ser calentada a 400°C durante dos horas se transforma
en clorita fkrrica (chamosita ferrica) de color castar'io arnarillento debido a deshidratacion y
oxidacion. A1 continuar el calentamiento a temperaturas mas elevadas la chamosita ferrosa
se convierte en un product0 arnorfo y finalmente recristaliza generando hematita,
cristobalita y espinelos.

"Evolucibn geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Esta oxidation explicaria el cambio de color sufrido por las muestras de areniscas
verdes a1 ser calentadas.
CURVE *A- /
I(
Figura IX.3: (De Kulp et al. 1951). Curva correspondiente a1 analisis t6rmico diferencial
realizado por Kulp et al. (1 95 1) sobre una muestra con elevado contenido de siderita.
Para confirmar estas hiptjtesis se realizaron analisis quimicos cuali y cuantitativos
sobre especimenes calentados y sin calentar.
En el primer caso a la muestra sin calentar se le agreg6 acido clorhidrico y se
calento ligeramente, observhdose el desprendimiento de burbujas de dioxido de carbono.
A la solucion resultante se le agrego ferricianuro de potasio, observhdose la formacion de
un precipitado de color azul verdoso. De esta manera se identifico la existencia de siderita
en la muestra sin calentar.
Ferricianuro de K ml verdoso

"Evolucion geodincimica a% la Puna sobre la base a2 estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
La misma rutina se llevo a cab0 con la muestra calentada, pero en este caso no se
observo desprendimiento de dioxido de carbono ni se form6 precipitado alguno, indicando
la ausencia de siderita.
Los resultados de 10s analisis quimicos cuantitativos (Tabla E.2) confiian
tambih 10s carnbios mineralogicos anteriormente mencionados. Puede observarse una
importante disminucion del contenido de oxido ferroso y sirnulthneamente un notorio
aumento del contenido de oxido ferric0 luego de ser calentada la muestra. A1 mismo
tiempo se ve que mientras en la muestra sin calentar se detect6 la presencia de dioxido de
carbono, no ocurre lo mismo en la muestra calentada.
ANALISIS QUIMICO
Fe203 FeO Ti02 MnO Coz
BR48 1,89% 1,43% 0,68% 0,16% vestigios
BR48C 3,17% 0,38% 0,73% 0,17% no detectado
Fe203
FeO
Ti02
Mno
co2
Absorcion Atomica
Volurnetria
Absorciometria Molecular
Absorcion Atomica
Mktodo Cualitativo
Tabla IX.2: Resultados de 10s anhlsis quimicos cuantitativos realizados sobre un esp6cimen
sin calentar (BR48) y sobre un esp6cimen calentado (BR48C).

"Evolucicin geodinhica de la Puna sobre la base de estudios paleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
Con la finalidad de confirmar la presencia de siderita se realizaron andisis de
espectroscopia Mossbauer. Pudo determinarse que la muestra sin calentar (Tabla iX.3)
(Fig. IX.4a) tiene hierro en dos estados de oxidation distintos. El Fe3+ (58%) se
encontraria en un entorno octakdrico o tetraedrico. El gran ancho de linea (gamma = 0,74
mmls) indica un desorden estructural importante. Los valores para el Fe3+ no parecen ser
caracteristicos de ningh oxido natural del hierro, sino del hierro fomando parte de la
estructura de dgim mineral. Para el (41%) 10s parhetros son muy semejantes a 10s de
la siderita (Tabla IX.3) e indicarian un menor desorden estructural. La muestra calentada
(Tabla IX.3) (Fig. IX.4b) tiene solamente ~ e~+. Nuevamente debido a1 gran ancho de linea
(gamma = 0,72 mmfs) no es posible definir si todo el Fe3+ esth ocupando un solo sitio con
SIDERITA
Delta ( d s ) Delta ( d s )
BR48 SIN CALENTAR
Delta ( d s ) Delta ( d s ) Gamma ( d s ) % Fe
1 " Interaction Cuadrupolar 0,68 * 0,03 0,28 k 0,02 0,74 * 0,03 58*6 3+
2" Interaccion Cuadrupolar 1,89 * 0,03 1,22 * 0,02 0,45 k 0,02 41 *5 2+
BR48 CALENTADA
Delta ( d s ) Delta ( d s ) Gamma ( d s ) % Fe
Interaction Cuadrupolar 1,25 * 0,03 0,39 * 0,03 0,72 * 0,02 100% 4 3+
Tabla lX.3: Resultados correspondientes a 10s andisis de espectroscopia Mossbauer
realizados sobre un esp6cimen que no he sometido a calentamiento (BR48) y un
especimen calentado (BR48C).

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
a>
0 1 2 3
velocldad (mm/a)
-3 -2 - 1 0 1 2 3
velocidad (mm/a)
Figura lX.4: a: resultados obtenidos a partir de 10s analisis de espectroscopia Mossbauer
realizados sobre un espkcimen no calentado (BR48). b: idem pero sobre un espkcimen
sometido a calentamiento (BR48C).

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base ak estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
distintos grados de desorden, o dos sitios diferentes. Estos resultados confiman la
presencia de siderita en las muestras sin calentar.
A partir de todos 10s a~lisis realizados pudo determinarse que el aumento de
susceptibilidad magnetics total sufrido por las muestras de areniscas verdes al ser
sometidas a calentamiento es debido a la descomposicion de la siderita que se encuentra
como cemento, y la subsiguiente oxidation del oxido ferroso generando maghemita. El
cambio de coloration de verdes a castaiias arnarillentas es debido a la transformacion de la
chamosita ferrosa a charnosita ferrica.
El origen de la chamosita ferrosa y de la siderita en las muestras de areniscas verdes
estaria ligado a 10s procesos diageneticos. Existen cloritas autigenicas o diageneticas
formadas durante la dagenesis temprana a temperaturas menores de 300°C que rellenan 10s
pros de las areniscas (Weaver 1989). En particular en areniscas volcanicliisticas (como lo
son las aqui estudiadas) es comlin la generacion de cloritas ricas en hierro, en especial
chamosita. Weaver (1989) propone que a temperaturas de alrededor de 160°C y con aporte
de abundante hierro y magnesio generados a partir de detritos volchnicos, se generan
cloritas ferrosas que dan color verde a las areniscas.

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base a2 estudios pdeomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Larsen y Chilingar (1967) mencionan que una asociacion paragenetica comb de
minerales diageneticos es la fomada por: siderita, clorita y calcita. Dapples (1967) propone
que en un ambiente ligeramente reductor, con presencia y precipitacion de calcita y siderita
(pH cercano a 8), se generaria clorita a partir de biotita, dando color verde a las rocas
sedirnentarias. Este ambiente reductor es muy comb inmediatamente despues de la
depositacion durante la diagenesis temprana a temperaturas menores a 100°C (Dapples
1967). Una reaccion similar es postulada por Turner (1980). Turner (1980) propone que en
un ambiente reductor, durante la diagenesis se fomarian cloritas ricas en hierro ferroso a
partir de homblenda, dando origen a zonas verdes en las sedmentitas. Este ambiente
reductor podria estar generado por la presencia de aguas subterrhneas saturadas en
electrolitos.
De lo anterior se desprende que la presencia de siderita y cloritas ferrosas en
areniscas (especialmente las que poseen aporte volcanico), seria una situation bastante
comlin vinculada a procesos diageneticos. Es decir, que seria esperable encontrar en este
tip0 de rocas siderita como cernento, que a1 ser calentadas shrian cambios en su
mineralogia magnetics.
ARENISCAS ROJAS
Se realizaron experimentos de adquisicibn del MRI en especimenes de areniscas
rojas calentados y sin calentar provenientes de un mismo cilindro orientado pertenecientes
a la Unidad A muestreada en la Localidad 111 de la zona de Siete Curvas (Capitulo III).

"Evolucidn geodihica a% la Puna sobre la base ak estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Estas rocas sufrian aumentos de su susceptibilidad magnetica total a1 ser calentadas a
temperaturas comprendidas en el rango de 10s 570-680°C. Pudo observarse que 10s
especimenes que heron sometidos a lavado termico mostraban intensidades de saturation
mas elevadas que aquellos no calentados. Asi mismo, la forma de las curvas de adquisicion
del MRI era notablemente Qferente para ambos especimenes, principalmente en la zona de
10s camps bajos (Fig. IX.5a y b). Para analizar m&s detalladamente el espectro de
coercitividad derivado de las curvas de MRI, se calcularon 10s momentos remanentes
incrementales isotermicos (AJ mA/m) en intervalos de lOOmT (AH, camp magnetico
aplicado) para ambos especimenes y se graficaron como histogramas (Dunlop 1972).
Dunlop (1972) estudio el espectro de coercitividades de 10s bancos rojos, y lo dividio en
componentes blandas (0 < H < lOOmT), intermedm (100 < H < 300mT) y duras (300 < H
< 1800mT). Consider0 que estas componentes indican las contribuciones relativas a1 MRI
de magnetita, especularita y pigmento, respectivarnente. Cuando se comparan 10s
histogramas obtenidos para ambos especimenes (Fig. IX.6a y b) el cambio mb importante
se observa en la f?accion correspondiente a magnetita (0 < H < 100mT). Este cambio
indica la fomacion de un mineral magnetico de baja fierza coercitiva (magnetita -
. maghernita?). Por otra parte, la fiaccion correspondiente a pigmento no present0 mayores
variaciones, sugiriendo que el mineral magnetico formado durante el calentamiento no se
genera a expensas del pigmento hematitico.
Tambien se realizaron curvas de histdresis sobre muestras pertenecientes a la
Unidad A muestreada en la Localidad III de la zona de Siete Curvas (especimenes A30 y
A53) y sobre muestras pertenecientes a la eccion rojiza de la Fm. Tiomayo obtenidas en

"Evolution geodimimica de la Puna sobre la base de es~udios paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
- A0271 1 .spc sln calentar - A0271Z.spc calentado
1.0-
0.8: /f;;;
0.2
j:!, j 0.0 0.0 0.5 1.0 . 1.5 , , 2.0 , 2,5 , ,
Teslas
- A02711 spc sin calentar -- A02712.spc calentado
0.144
Teslas
Figura IX. 5: Curvas de adquisicion de MRI correspondientes a1 especimen A027 1 1. SPC
(no calentado) y a1 espkcimen A02712.SPC (sometido a lavado termico). a) Resultados en
campos altos. b) Resultados en campos bajos.
a) I ESPECIMEN AO27ll.SPC SIN CALENTAMIENTO 1
TESLAS
b, I €SPECIMEN A027lLSPC CON CALENTAHIENTO I
0.2 0.4 0.8 0.8 1.0 1.2 1.4 1.8 1.8 2.0 2.2 2.4 2.8
TESLAS
Figura IX.6: a) Espectro de coercitividad (graficado como histograma) de adquisicion de
MRI corresponhente a1 especimen A0271 1 .SPC (no calentado). b) idem correspondiente a1
espkcimen A027 12. SPC (sometido a lavado termico).

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios pdeomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Santa Aria (especimen SA24) y en Mina Pirquitas (espdcimen PK5). Los especimenes A53
y A30 sufrian un aumento de su susceptibilidad magnetica total de alrededor del50% luego
de ser calentados a 500°C y un aumento de alrededor del500% al ser calentados a 570°C.
En la Figura IX.7 se presentan las curvas de hist6resis obtenidas para estos especimenes
antes de sufrir calentamiento (Fig. IX.7a), luego de haber sido calentados a 500°C (Fig.
IX.7b) y luego de haber sido calentados a 600°C (Fig. IX.7c). El espkcimen SA24 sufria un
aumento de su susceptibilidad magnetica total de alrededor del 1100% luego de ser
calentado a 660°C. En la Figura IX.8 se presentan las curvas de hsteresis obtenidas para
este especimen antes de sufhr calentamiento (Fig. IX.8a) y luego de haber sido calentado a
700°C (Fig. IX.8b). El especimen PK5 sufria un aumento de su susceptibilidad magnetica
total de alrededor de1340% luego de ser calentado a 600°C. En la Figura IX.9 se presentan
las curvas de hsteresis obtenidas para este especimen antes de sufrir calentamiento (Fig.
IX.9a) y luego de haber sido calentado a 600°C (Fig. IX.9b). En todos 10s casos puede verse
que antes del calentamiento el ciclo de histeresis se encuentra muy pobremente definido
debido a que el principal mineral magnetico esti dado por hematita. Luego de las distintas
etapas de calentamiento 10s ciclos presentan una mejor definition y muestran una notoria
disminucion de la fuerza coercitiva total. Tambien puede observarse un marcado
angostamiento o "cintura de avispa" en ellos. Estas caracteristicas indican la aparicion de
un mineral magnetico de baja fuerza coercitiva (magnetita - maghemita?).
A1 observar al microscopio cortes delgados de algunos especimenes de estas
areniscas rojas tanto calentados como sin calentar pudo determinarse la presencia de
abundantes carbonatos (Foto IX.6). TambiCn se observaron a1 microscopio pulidos

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
-1.2 -1.0 -48 -46 4,4 -92 0.0 0,2 0.4 0,6 0.8 1.0 1,2
Teslas
44
-7
-12 -1.0 4.8 4,6 4.4 42 0.0 02 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2
Teslas
Teslas
-12 -1.0 4,8 4.6 4.4 4.2 0.0 42 0.4 0.6 48 1.0 12
Teslas
-16
I . I . I . I . I .
-12 -1.0 4.8 -0.6 -0.4 -02 0.0
. I . I . I
0.2 0.4 0.6
. I .
0.8
I .
8.0
,
It
Teslas
Figura IX.7: a) Cmas de histkresis correspondientes a las muestras A30 y A53 antes de
sufrir calentamiento. b) idem, luego de haber sido calentados a 500°C. c) idem, luego de
haber sido calentados a 600°C.

"Evolution geodiruimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Teslas
, , , , , , , , , I . I . , , , . , . ~
-1.2 -1.0 4.8 4.6 4.4 4.2 OP 03 0.4 04 0.8 1.0 1.2
Figura IX.8: a) Curva de hsteresis correspondiente a1 especimen SA24 antes de sufi-ir
calentamiento. b) idem, luego de haber sido calentado a 700°C.
-141, , , , , . , , , , 1 . , . , , , , , . , , I
-1.2 -1.0 4.8 4.6 4.4 4.2 0.0 0.7. 0.4 0.6 n.8 1.0 1.2
Teslas
Figura E.9: a) Curva de histeresis correspondiente a1 especimen PK5 antes de sufiir
calentamiento. b) idem, luego de haber sido calentado a 600°C.
Teslas

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
calcograficos, per0 no se Qstinguieron Qferencias entre 10s especimenes calentados y 10s
no calentados. Este hecho puede explicarse si consideramos que 10s minerales generados
durante el calentamiento podrian poseer un tarnafio de grano demasiado pequefio como
para poder ser observados.
Considerando las temperaturas a las cuales se producen 10s aumentos de
susceptibilidad en estas muestras (500-660°C) y el elevado contenido de carbonatos de las
mismas, se hipotetiza que como consecuencia del calentamiento se generaria maghemita a
partir de la descomposicion de siderita y la subsiguiente oxidacion del oxido ferroso. Es
importante mencionar que la temperatura de descomposicion de la siderita puede ser mayor
a la tipica (500-590°C) debido a1 reemplazo del ~ e por ~ ca2+, + M~~~ o h4n2+ (Kulp et al.
1951).
Con la finalidad de intentar confirmar esta hpotesis se realizaron analisis quimicos
cuantitativos sobre especimenes calentados y sin calentar correspondientes a las muestras
A30, SA24 y PK4 (Tabla IX.4). Puede observarse que todos 10s especimenes sometidos a
calentamiento muestran un mayor contenido de oxido ferric0 que aquellos no calentados.
. Pero 10s contenidos de oxido ferroso y de dioxido de carbon0 no presentan una
disminucion significativa. Este hecho podria explicarse si consideramos que las muestras
podrian contener abundante calcita, la cdl posee temperaturas de descomposicion
superiores a 10s 900°C (Kulp et al. 195 I), y puede presentar reemplazo del ca2+ por ~ e~+.
Considerando todo lo anteriormente expuesto, aqui se hipotetiza que 10s aumentos
de susceptibilidad magnetica total sufridos por las muestras de areniscas rojas a1 ser

"Evolution geodihica & la Puna sobre la base cte estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX.6: Corte delgado correspondiente a un especimen de areniscas rojas que no he
sometido a calentamiento. Se distingue la presencia de abundantes carbonatos (fotografia
tomada con analizador).
ANALISIS QUIMICO
Fe203 FeO co2
A30 4,98% 0,09% 3,80%
A30C 5,00% 0,09% 3,90%
SA24 3,56% 0,23% 20,02%
SA24C 4,40% 0,30% 18,10%
PK4 5,71% 0,100/0 3,60%
PK4C 5,83% 0,10% 4,33%
Tabla IX.4: Resultados de 10s analisis quimicos cuantitativos realizados sobre especimenes
sin calentar (A30, SA24 y PK4) y sobre especimenes calentados (A30C, SAA24C y PK4C).

"Evolution geodincimica & la Puna sobre la base & estudios paleomagnLticos. " Claudia B. Prezzi
sometidas a calentamiento es debido a la descomposicion de la siderita que se encuentra
como cemento, y la subsiguiente oxidacion del oxido ferroso generando maghemita.
En este caso la siderita tambien se originaria durante la diagenesis. Dapples (1967)
propone que en un ambiente oxidante se generaria hematita y caolinita y/o illita a partir de
la biotita, dando coloracion roja a las sedimentitas. Turner (1980) sugiere que en un
ambiente oxidante se formaria a partir de la hornblenda en un primer paso maghemita, que
luego generaria hematita, confiriendo color rojo a las rocas. Ambos autores, sin embargo,
postulan que pueden existir condiciones muy locales de oxidacion - reduccion que generen
sectores "lavados" en las areniscas rojas. Dapples (1967) indica que puede haber zonas
bien saturadas en agua rica en electrolitos, de pH elevado que produzcan el reemplazo de
arcillas por calcita, dolomita y siderita en 10s bancos rojos. Turner (1980) menciona que
pueden sucederse condiciones oxidantes y reductoras a lo largo del tiempo durante la
hagenesis. Si consideramos que tanto la Unidad A como la seccion rojiza de la Fm.
Tiomayo poseen intercalaciones de ignimbritas y/o tobas y evidencian una considerable
participacion de material volcaniclastico, y que sobre ellas se apoyan unidades con un
contenido mas alto aim de este material (Unidades B y C y secciones amarillenta y verdosa
. de la Fm. Tiomayo, respectivamente); seria muy probable que ocuniera una
sobreimposicion de condiciones reductoras en 10s bancos rojos debido a la circulation de
agua rica en electrolitos provenientes del material volchico. Por lo tanto, en ambientes
como este, seria esperable la presencia de siderita como cemento en las rocas. Los
aumentos de susceptibilidad magnetics total que se registrarian durante la
desmagnetizacion termica, serian una consecuencia directa de la presencia de dicho

mineral.
"Evolucion geodimimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
IGNIMBRITAS Y DACITAS:
A1 comienzo de este capitulo se menciono que muestras extraidas de las ignimbritas
aflorantes en Chinchillas (Capitulo VII) sufrian un aumento de su susceptibilidad
magnetica total del orden del 100.000% a1 ser sometidas a temperaturas de lavado de
350°C. Algunas de ellas ademas sufrian un nuevo aumento de su susceptibilidad magnetica
total del orden del 10.000% luego de ser sometidas a temperaturas de lavado de 500°C.
Tambien se menciono que algunos especimenes provenientes del domo dacitico aflorante
en Casa Colorada (Capitulo VII) sufr-ian un aumento de su susceptibilidad magnetica total
del orden del 120% a1 ser sometidos a temperaturas de lavado de 350°C, y un nuevo
aumento del350% a1 ser calentados a 575°C. Por otra parte, especimenes pertenecientes a
las ignimbritas muestreadas en el Cerro Pan de Mcar (Capitulo VII) sufr-ian un aumento
de su susceptibilidad magnetica total del orden del 100-300% a1 ser sometidos a
temperaturas de lavado comprendidas en el rango 500-575°C.
Sobre especimenes pertenecientes a las ignimbritas aflorantes en Chinchillas que
sufrian 10s carnbios anteriormente mencionados se realizaron experiencias de adquisicion
de MRI y "back field" antes y despuks de ser calentados a temperaturas de 360°C (Fig.
IX. lOa y b). Puede observarse muy claramente la aparicion de un mineral magnetic0 de
baja fuerza coercitiva (magnetita - maghemita?) luego del calentamiento. Tambien se
realizaron curvas de histeresis antes (Fig. IX. 1 la y c) y despues de calentar a 360°C (Fig.

“Evolution geodinhica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
0.016
0.014
4012
0.010
0,008
- 0.006
:$ 0,004
5 0.w
0.000
-0.002
4,004
5.00s
4008 41 0.0 0.1 0,2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.1
Teslas
Teslas
Figura IX. 10: a) Curvas de adquisicion de MRI y ''back field" correspondientes a un
especimen sin calentar. b) idem, luego de haber sido calentado a 360°C.
IX.1 lb y d). Resulta evidente la formacion de un mineral magnetic0 de baja fuerza
coercitiva en grandes cantidades. Tambien se realizaron curvas de histeresis sobre
especimenes correspondientes a1 domo dacitico aflorante en Casa Colorada que sufi-ian
cambios en su susceptibilidad magnetica total antes y despues de ser calentados a 410 y a
590°C (Fig. IX.l2a, b y c) y sobre especimenes correspondientes a las ignimbritas

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
-If -19 4,s 4.6 4.4 42 0.0 Of 0,4 06 0.8 1.0 12
Teslas
-12 -1.0 4.8 6.6 -0.4 42 0,0 0.7. 0.4 0.6 008 1.0 If
Teslas
-13 -1.0 408 4,6 4.4 42 0,O 02 0.4 0.6 0,s 1.0 If
Figura IX. 1 1 : a) y c): Curvas de histeresis correspondientes a especimenes sin calentar. b) y
d) idem, luego de haber sido calentados a 360°C.
. muestreadas en el Cerro Pan de Mcar que presentaban 10s cambios anteriormente
mencionados antes y despues de ser calentados a 560 y 600°C (Fig. IX.l3a, b y c). En
ambos casos puede observarse la aparicion de un mineral magnetic0 de baja fuerza
coercitiva luego del calentamiento.
Kulp y Trites (195 1) realizaron andisis tkrmico diferencial de hidroxidos de hierro
naturales. Determinaron que la curva correspondiente a goethita presenta una sola reaccion
Teslas
Teslas

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Teslas
Figura IX. 12: a) Curva de histeresis correspondlente a un especimen sin calentar. b) idem,
luego de haber sido calentado a 410°C. c) idem, luego de haber sido calentado a 590°C.
endotermica, donde el pic0 aparece a 10s 350-390°C. Esta reaccion corresponde a la
deshidratacion de la goethita para generar hematita. La curva correspondiente a la
lepidocrocita presenta ma reaccion endotkrmica cuyo pico aparece a 10s 300-360°C,
seguida por ma reaccion exotermica cuyo pico aparece a 10s 370-500°C. La reaccion
endotkrmica corresponde a la deshidratacion de la lepidocrocita para generar maghemita,
mientras que la reaccion exotermica representa la recristalizaci6n de la maghemita como
Teslas

"Ewlucion geodiniimica & la Puna sobre la base & estuctiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
-If -1.0 -0.8 4.6 4.4 -02 0,O Of 0.4 0.6 0.8 1.0 If
Teslas
Figura IX. 13: a) Curva de histeresis correspondiente a un especimen sin calentar. b) idem,
luego de haber sido calentado a 560°C. c) idem, luego de haber sido calentado a 600°C.
hematita. Mientras la goethita y la lepidocrocita tienen la misma cornposicion quimica y
- son dimorfas, difieren estructuralmente en la union de 10s atomos de hldrogeno. En la
goethita 10s atomos de hidrogeno acttian como cationes entre 10s atomos de oxigeno con
coordinacion dos. La lepidocrocita tiene al atomo de hldrogeno en un grupo oxidrilo
discreto.

“Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Considerando lo anteriormente expuesto podria ser posible que el mineral
magnetic0 generado durante el calentamiento a 350°C de 10s especimenes extraidos de las
ignimbritas aflorantes en Chinchillas y de 10s pertenecientes a1 domo dacitico aflorante en
Casa Colorada, corresponda a maghemita generada como consecuencia de la
deshidratacion de lepidocrocita. Por otra parte, 10s cambios en susceptibilidad magnetics
total sufiidos por 10s distintos especimenes luego de etapas de calentamiento a
temperaturas mayores a 10s 500-575"C, podrian ser debidos a la formacion de maghemita
como consecuencia de la descomposicion de siderita y la subsiguente oxidation del oxido
ferroso.
Con la finalidad de confirmar estas hipotesis se observaron a1 microscopio cortes
delgados de especimenes sin calentar y calentados. A partir de cortes delgados de
especimenes sin calentar de las ignimbritas aflorantes en Chinchillas, se determino la
presencia de abundante limonita de color castaiio (Foto IX.7). Luego del calentamiento, se
pudo ver que dicha limonita se habia transformado en minerales completamente opacos
(Foto IX.8). A1 observar a1 rnicroscopio 10s correspondientes pulidos calcograficos de
especimenes sin calentar se confirm6 la presencia de limonitas en gran cantidad (Fotos
. IX.9 y 11). En el caso de 10s especimenes calentados se pudo determinar que la limonita se
habia transformado en maghemita y hematita (Fotos IX. 10 y 12).
Tambien se observaron cortes delgados de especimenes sin calentar y calentados
correspondientes a1 domo dacitico de Casa Colorada. En el primer caso se pudo determinar
la presencia de carbonatos de muy alto indice (siderita?) y de limonitas (Foto IX. 13). En el
segundo caso se observo la presencia de abundantes minerales opacos y de hematita, y la

“Evolution geodinhnica de la Puna sobre la base de eshrdiospaleomapkticos:' Claudia B. Prezzi
Foto IX.7: Corte delgado correspondiente a un esgcimen sin calentar perteneciente a las
ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar la presencia de abundante
limonita de color castaiio.
Foto IX.8: Corte delgado correspondiente a un espdcimen calentado perteneciente a las
ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar que la limonita se ha transfomado
en minerales opacos.

"Evolution gednchica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX.9: Pulido calcografico correspondiente a un especimen sin calentar perteneciente a
las ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar la presencia de abundante
limonita.
Foto IX. 10: Pulido cal~ogr~co
correspondente a un especimen calentado perteneciente a
las ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar que la limonita se transform0
en maghemita y hematita.

"Evolution geodimimica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~eticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX. 11: Pulido calcogrifico correspondiente a un especimen sin calentar perteneciente
a las ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar la presencia de abundante
limonita.
Foto IX. 12: Pulido calcogr~co
correspondiente a un espkcimen calentado perteneciente a
las ignimbritas aflorantes en Chinchillas. Se puede observar que la limonita se transform6
en maghemita y hematita.

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
ausencia de carbonates (Foto IX.14). A1 observar 10s correspondientes pulidos
calcogr~cos se determino la presencia de abundantes limonitas en 10s especimenes sin
calentar (Foto IX.15) y de maghemita y hematita en 10s especimenes calentados (Foto
IX. 16).
Estos resultados confirman las hip6tesis anteriormente planteadas para la
generacion de nuevos minerales magneticos en estas muestras durante el calentamiento.
La presencia de abundante goethita, lepidocrocita y siderita en estas muestras es
debida a la alteration por meteorizacion de 10s minerales mUicos (con contenido de hierro)
presentes en las mismas. Esto se observa claramente en la Foto IX. 12 donde se ve como la
maghemita se encuentra reemplazando a minerales laminares (biotita?, hornblenda?) y en
las Fotos IX. 13 y 14 donde vemos como la limonita, la siderita y luego del calentamiento la
maghemita y la hematita se encuentran definiendo 10s bordes de antiguos minerales
maficos. De aqui se desprende que la presencia de goethita, lepidocrocita y siderita en
rocas afectadas por meteorizacion puede constituir un fenomeno comh. Es decir, que en
estos casos es esperable que se produzcan cambios en la mineralogia magnetics de las
muestras a1 ser sometidas a calentamiento, debido a la deshidratacion de la goethita y la
. lepidocrocita y a la descomposicion de la siderita y la subsiguiente oxidacion del oxido
ferroso.

"Evolucibn geodi~hica Je la Puna sohre la ba~e G% e.~tudio~~paleornagnttico~~. " Claudia B. Prezzi
Foto IX. 13: Corte delgado correspondente a un especimen sin calentar perteneciente a1
domo dacitico aflorante en Casa Colorada. Se puede observar la presencia de carbonatos de
muy alto indice y de abundante limonita.
Foto IX.14: Corte delgado correspondiente a un espkcimen calentado perteneciente a1
domo dacitico aflorante en Casa Colorada. Se puede observar la abundante presencia de
minerales opacos y de hematita y la ausencia de carbonatos.

"Evolucihn georfinhmica Je la Puns sobre la have de estudio.vpa1eomagrtkticos. " Claudia B. Prezzi
Foto IX. 15: Pulido cal~ogr~co correspondiente a un especimen sin calentar perteneciente
a1 domo dacitico aflorante en Casa Colorada. Se puede observar la presencia de abundante
limonita.
Foto IX. 16: Pulido calcografico correspondente a un espdcimen calentado perteneciente a1
domo dacitico aflorante en Casa Colorada. Se puede observar la presencia de abundante
maghemita y hematita.

"Evoluciun gedinhica h la Puna sobre la base de e~ualiospaleomagntticos. " Claudia B. Prezzi
Se determino que 10s aumentos de susceptibilidad rnagnetica total sufridos por las
muestras estudiadas, se deben a la generacion de maghemita a partir de siderita y/o
lepidocrocita. Tambien se observo la forrnacion de hematita a partir de goethita.
Estos cambios mineralogicos resultan de interes, ya que pueden ocurrir como
consecuencia de la accion catalizadora del calentamiento en el laboratorio, o bien debido a
diferentes eventos de oxidacion ylo deshidratacion ocurridos durante el transcurso del
tiempo geologico. En el primer caso, es relativamente sencillo identificar la ocurrencia de
dichos cambios a traves de una meticulosa medicion de la susceptibilidad rnagnetica total
de las muestras luego de cada etapa de lavado termico (identificacion de generacion de
maghemita), y a traves de una detallada observation de las curvas de desmagnetizacion
tkrmica (identificacion de presencia de goehta). En el segundo caso, la situation es mas
compleja. Ellwood et al. (1986) estudiaron las anomalias presentes en las propiedades
magnkticas de calizas con un contenido de siderita del 0,ll-0,15% en peso. Determinaron
que a1 exponer sus muestras a1 aire (sin necesidad de calentamiento), la siderita se alteraba
. a maghemita o magnetita. Este hecho producia un aurnento del momento magnetic0 y un
cambio de las direcciones de magnetizacion remanente y de anisotropia de susceptibilidad
magnetica en las muestras. Con el simple transcurso del tiempo se observaba adem& la
transformation de la maghemita a hematita o bien la oxidacion de la magnetita a hematita.
Infirieron a partir de su estudio, que la oxidacion de calizas portadoras de siderita (por
ejemplo durante la forrnacion de discordancias erosivas, o bien debido a eventos tectonicos

"Evolucion geodinrimica de la Puna sobre la base de esiurfios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
de baja magnitud) podia producir una componente rnagnetica secundaria muy estable en
dichas rocas. Por lo tanto, esos cambios podian ser muy importantes a1 interpretar datos
paleomagneticos provenientes de calizas. Una conclusion similar puede plantearse para la
oxidacion de rocas de cualquier tip0 (por ejemplo sedimentitas continentales rojas o
verdes) que contengan siderita (por ejemplo de tip diagenetico como cemento). Esta
conclusion puede extenderse tambien a rocas de cualquier tip (por ejemplo rocas igneas)
que en algh momento de su historia geologica heron expuestas a meteorizacion (por
ejemplo durante la formation de una discordancia erosiva) generimdose limonitas. Como
hera planteado por Ellwood et a/. (1986), si la oxidacion o deshidratacion ocurrio hace
largo tiempo, la identificacion de componentes secundarias de alta herza coercitiva (es
decir, portada por hematita) no es facil de lograr en el laboratorio. Mientras que podria
estimarse que las drrecciones portadas por dicha hematita heron adquiridas durante la
diagenesis, la verdadera adquisicion pudo haber ocurrido mucho tiempo despues (Ellwood
et al. 1986). La velocidad de oxidacion de la sideritdmaghemita y de la deshidratacion de
la goethita puede variar de horas a millones de aiios, dependiendo del tarnaiio de grano,
composicion, temperatura, etc. La observacion microscopica de secciones delgadas y/o
pulidos calcograficos, puede a veces permitir la identificacion de hematita pseudomorfica
de siderita si el tamaiio de grano es lo suficientemente grande (Ellwood et al. 1986).
Ellwood et al. (1986) recalcaron que la oxidacion de pequefias cantidades de siderita a
hematita podria producir una fase rnagnetica que dominara la magnetization de muestras
cuyo contenido de oxidos de hierro hese inicialmente bajo. Este podria ser el caso de
areniscas rojas que tuviesen una considerable cantidad de cemento sideritico. Este hecho

"Evolution geodiruimica de la Puna sobre la base de esfudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
revitaliza la discusion acerca del origen y la edad de las magnetizaciones aisladas en
bancos rojos a partir del pigmento hematitic0 (Turner 1980).

CAP~TULO
X: DIACRONISMO EN LA DEFORMACION
MIO-PLIOCENA DE LA PUNA ARGENTINA:
UN MODEL0 FLEXURAL

"Ewlucion geodinhmica de la Puna sobre la base de esrudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
CAP~ULO X: DIACRONISMO EN LA DEFORMACION MIO-PLIOCENA DE
LA'PUNA ARGENTINA: UN MODEL0 FLEXURAL
INTRODUCCION:
Como ya se discutiera en el Capitulo I, en la Puna Argentina se observan dos
fases de deformacion cenozoicas diferentes, una mio-pliocena y otra pliocena-
cuaternaria. Ambas fases de deformacion no han ocurrido de manera sincronica a lo
largo de la Puna Argentina (Toth et al. 1996). Algunos autores han propuesto que las
causas de dcho diacronismo podrian resih en variaciones laterales en la estructura y el
espesor de la litosfera (entre otros: Allmendinger et al. 1993, Wlutman et al. 1993).
Cladouhos et al. (1994) determinaron que en la Puna Norte la deformacion
compresional cenozoica mhs antigua fmalizo a 10s 10 Ma, mientras que Marrett et al.
(1994) concluyeron que en la Puna Austral ha estado activa por lo menos hasta 10s 4
Ma. Paralelamente, la deformacion parece haber migrado hacia el este durante el
Cenozoico tardio, pasando a ser las Sierras Subandinas y el Sistema de Santa Bhrbara el
foco donde se produjo el acortarniento mas intenso desde entonces (Fig. X.l). Mientras
que las Sierras Subandinas constituyen una faja plegada y corrida de tip "thin-
skinned", el Sistema de Santa Bhrbara es de tip "thick-skinned" (Kley et al. 1999).
Kley et aI. (1999) pstularon que variaciones en el espesor de la cubierta sedimentaria y
de la estructura del basamento, asi como la presencia o ausencia de cuencas
extensionales cretAcicas, constituyen las principales causas de la segmentacion
observada a lo largo del antepais Andino. Por otra parte, Watts et al. (1995)
determinaron variaciones en la rigidez flexural a lo largo de 10s Andes Centrales.

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleornagniticos. " Claudia B. Prezzi
Argentina
Figura X. 1: El cinturon movil de 10s Andes Centrales queda delimitado por las lineas
gruesas dentadas, que representan la trinchera oceanica de Peni - Chile a1 Oeste y el
actual frente orogenico a1 Este. Principales provincias morfotectonicas referidas en el
texto: Puna (PN), Altiplano (AT), Sierras Subandinas (SB), Cordillera Oriental (CO).
Triangulos negros: arc0 magmatic0 actual. Zona grisada: Altiplano - Puna.
Sugirieron que la existencia de una litosfera flexuralmente mb rigida favorecio la
formacion de fajas plegadas y corridas de tip0 "thin-skinned" en la zona central (18-
19"s); mientras que en 10s extremos norte y sur, donde la litosfera es flexuralmente m k
debil, las estructuras involucran a1 basamento ( "thick-skinned").
En este capitulo se intentara plantear un modelo isosthtico que trate de explicar
de manera sumamente simplificada y aproximada el diacronismo observado entre la
finalization de la deformacion compresiva en la Puna Norte y en la Puna Austral. Watts
et al. (1995) han sefialado que si se considera la compensacion isosthtica de Airy (1 855)

"Evolucion geodincimica de la Puna sobre la base & estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
se observa una diferencia persistente entre las anomalias de Bouguer calculadas y las
observadas en la region de transition entre la Cordillera Oriental y las Sierras
Subandinas. Sobre 10s flancos de la Corlllera Oriental la anomalia observada resulta
mhs positiva que la anomalia calculada, mientras que en las Sierras Subandinas la
anomalia observada resulta mh negativa que la calculada. Los mismos autores
consideran que estas dferencias pueden interpretarse en terminos de flexion litosferica.
Otros autores como Toth et al. (1996) han aplicado modelos flexurales para explicar la
formation de las cuencas sedimentarias de antepais de las Sierras Subandinas. Como en
este capitulo se tratara de explicar el diacronismo existente en el pasaje del frente de
deformacion de la Puna a las Sierras Subandinas, para la Puna Norte y la Puna Austral,
se utilizara un modelo flexural muy simplificado.
En 10s sistemas isostiticos de Pratt (1855) y A~ry (1855) la compensacion se
realiza en forma local, estrictamente por debajo de las masas superficiales. Para
. Vening-Meinesz (1939) resulta mas correct0 suponer que a una masa topogrhfica
corresponde un hundimiento regional de la litosfera. Se asume que la litosfera estaria
representada por una placa elhstica infinita de densidad ol que flota horizontalmente
sobre un sustrato mhs denso y viscoso de densidad o2 (astenosfera). A1 actuar sobre la
litosfera una carga p, como por ejemplo una cadena montaiiosa, la placa se deforma. La
teoria de la flexion elhtica establece que la deformacion (w) en el estado de equilibrio
satisface la siguiente ecuacion de cuarto orden en derivadas parciales.
D v4w+ (02- 01) wZP

“Evolution geodinrimica cie la Pum sobre la base cie estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
donde D (Nm) es la rigidez flexural, y g es la gravedad normal (9,8 dseg2). La
deformacion que sufre la placa elbtica depende de la geometria de la carga, la densidad
de la carga, y el espesor elastic0 efectivo de la litosfera Te. Si el valor de Te es cercano
a 0 km, el comportarniento de la litosfera frente a una carga topografica sera similar al
predicho por la teoria local de Airy (1855). En cambio, valores de Te mucho mayores
que 0 km sugeririan que la litosfera tiene una marcada rigidez flexural. El efecto de la
flexura es extender la deformacion debida a cargas top~gr~cas a una region mas
arnplia.
En estudios realizados en 10s Andes Centrales se han utilizado placas elasticas
semi-infinitas (fracturadas), en lugar de placas elhticas infinitas (Lyon-Caen et al.
1985) (Fig. X.2). La aplicacion de este tip0 de modelos se considera apropiada para
regones donde existe subduccion de placas (Hanks 1971). En general el efecto de
utilizar una placa fracturada en lugar de una continua es que se produce mayor flexura
para la misma carga y la distancia a las ondulaciones perifericas decrece (Watts et al.
1995). El problema al aplicar estos modelos, es definir la ubicacion de la fractura de la
placa elastica con respecto a la cadena montaiiosa.
La solucion de la ecuacion diferencial que describe la deformacion w (m) de una
placa bidirnensional, elastica, semi-infinita (fracturada en una de sus extremidades), que
no esti sometida a esfuerzos horizontales y soporta una carga cuyo peso por unidad de
longitud es Vo (Nlm) (Fig. X.2), es la siguiente (Turcotte y Schubert 1982):
w = [Vo a3/4~] e-da cos (XI a)
donde a es el parhetro flexural (m) y x (m) es la distancia horizontal con origen en la
extrernidad de la placa. El parhetro flexural a esth dado por:
a = [4 Dl (oz-ol)g]1'4.

"Evolucion geafinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
La rigdez flexural D esth dada por:
D = E ~e~/12(1-v~)
donde E es el modulo de Young y v es el coeficiente de Poisson.
En este capitulo se plantea un modelo donde la litosfera por debajo de 10s Andes
Centrales esth representada por una placa elhtica semi-infinita, fracturada debajo del
limite Puna - Cordillera Oriental (aproximadamente 66'0 a 10s 24's y 65,25"0 a 10s
22"s). Este liltimo punto se eligo para tratar de evitar variaciones laterales de la rigidez
flexural de la placa, ya que debajo del Altiplano y del sector 0 de la Cordllera Oriental
se han registrado valores muy elevados de conductividad electrica a 40-20 krn de
profundidad (Schwarz y Kriiger 1997) que sugieren la presencia de una zona de fusion
parcial. Ademh, el flujo tennico en el Altiplano es m h elevado que en la Cordillera
Oriental (Springer 1999). Si consideramos que el estado termico de la litosfera controla
la rigidez flexural de la placa (Tassara y Yafiez 1996), podrian esperarse variaciones
laterales de la rigidez por debajo del Altiplano-Puna. Lyon-Caen et al. (1985) y Watts et
al. (1995), entre otros, consideraron una ubicacion similar para la fractura de la placa
elhtica. Se considera que la placa se extiende indefinidamente hacia el este sin
variaciones laterales en la rigidez flexural. Esta suposicion es a primera instancia
incorrecta, ya que 10s valores de resistividad electrica aumentan de manera muy
importante hacia el este (Schwarz y Kriiger 1997). Es esperable que la rigidez aumente
hacia el este debido a la presencia del Escudo Brasileiio (Watts et al. 1995). Sin
embargo debido al caracter expeditivo de este modelo, y a que solo se considerara la
zona comprendida entre la Puna y las Sierras Subandinas-Sistema de Santa Birbara, se
aceptara esta limitacion. Por otra parte, tampoco serh considerados 10s posibles
esfuerzos que podria estar soportando la placa elhtica como consecuencia de la

"Ewlucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Elevaci6n flexural
periferica
Figura X2: Esquema mostrando 10s principales pahnetros mencionados en el texto e
involucrados en el modelo propuesto
subduccion de la Placa de Nazca debajo de la placa Sudamericana, ni del
cabalgamiento de las Sierras Subandinas sobre el Escudo Brasileiio (Isacks 1988). Es
importante destacar que Springer (1999) determino a traves del modelado de la
densidad del flujo de calor en 10s Andes Centrales, valores bajos de esfuerzos de cizalla
(menores que 15 MPa) a lo largo del contact0 entre la placa de Nazca y la placa
Sudamericana.
Una vez definidas las aproximaciones que limitan el modelo, se calculara la
deformacion (w) que soportaba la placa elbtica alrededor de 10s 10 Ma, a lo largo de
dos perfiles E-W situados aproximadamente a 10s 22" S @%ma Norte) y 24O S (Puna
Austral) respectivamente.
Para realizar estos cdculos se considero un coeficiente de Poisson de 0,25 y un
m6dulo de Young de 10" ~/m~. Se considero que la densidad de la litosfera (al) es
2930 kg/m3, mientras que la densidad del manto superior (a2) es 3320 kg/m3 (Woollard
1969) (Fig. X.2). En cuanto a1 espesor elhtico, se adoptaron valores diferentes para

~ -
-- - .T . ,
"Ewlucion geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagn&ticos. ''Claudia B. Prezzi
cada perfil. Coudert et al. (1993) estimaron un Te de 25km para las Sierras Subandinas
Bolivianas a 10s 19-20"s. Whltman et al. (1993), estimaron un Te de 6-12km a 10s
24"s. Giitze et al. (1994) estimaron un Te de 25km para el sector de 10s Andes
comprendidos entre 10s 20-22"s y un Te de 20km para el sector comprendido entre 10s
22-26"s. Watts et al. (1995) detenninaron que 10s valores de Te aumentaban desde casi
0 km en 10s extremos norte (12" S) y sur (28" S), hasta aproximadamente 50 km en el
cod0 de Arica. Sugrieron que esta variacion en 10s valores de Te estii relacionada con
la menor o mayor proximidad del Escudo Brasileiio. Por otra parte, Tassara y Yaiiez
(1996, 1997) aplicaron un analisis flexural a1 orogeno Andino entre 10s 12 y 10s 50" S,
caracterizando globalmente el espesor elastic0 y el espesor cortical. Determinaron
valores de Te de entre 15 y 5 krn para el segment0 andino comprendldo entre 10s 12-24"
S y de entre 10 y 0 km para el sector que se extiende entre 10s 24-28" S. Teniendo en
cuenta 10s resultados obtenidos por todos estos autores, en este capitulo se adopt6 un
valor de Te de 25 km para la Puna Norte (22" S) y un valor de Te de 15 krn para la Puna
Austral (24" S).
A partir de estos datos se calcularon D y a para cada uno de 10s perfiles,
. obteniendose 10s siguientes valores:
Para poder obtener la deformacion que sufria la placa a 10s 10 Ma, es necesario
deterrninar la carga por unidad de longitud que soportaba. Se efectuo una estimation
del miurimo valor posible de carga top~gr~ca a 10s 22" S a partir de datos de
Cladouhos et al. (1 994), de Kley et al. (1 997) y de Kley y Monaldi (1 998). Cladouhos et
-
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"Evolution geodinhmica ak la Puna sobre la base ak esl~drospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
al. (1994) a traves de una seccion balanceada, determinaron que la deformacion
compresional que fmalizo a 10s 10 Ma produjo un acortamiento de 50 km y una
elevacion de 2 km para la Puna Norte. Kley et al. (1997) reportaron un valor de
acortamiento de entre 75 y 100 km para el Altiplano y el oeste de la Cordillera Oriental,
para 10s 21" 15' S; este acortamiento tuvo lugar entre 10s 25 y 10s 10 Ma. Kley y
Monaldi (1998) calcularon un acortamiento de entre 80 y 106 km para el Altiplano y la
Cordllera Oriental a 10s 21" S. En este capitulo se utilizo un valor de acortamiento de
90 km. Suponiendo una compensacion isostitica local como la de Auy (1855) para la
Puna; la c d brinda un buen ajuste de 10s datos gravimetricos observados y calculados
(Watts et al. 1995, Introcaso 1997); puede estimarse el 6rea topografica elevada sobre
una determinada altitud a partir del acortamiento sufrido por la zona en estudio, el
espesor cortical inicial, la elevacion inicial y la altura de la raiz cortical. En este
capitulo se estimara el 6rea topogrSica (At) elevada a 2 km de altitud (h) a 10s 10 Ma a
10s 22" S, utilizando el valor de acortamiento (S) de 90 km arriba mencionado, un valor
de espesor cortical inicial (Ho) de 35 km utilizado por Cladouhos et al. (1994), una
elevacion inicial (ho) elegida como 0 km y una altura de la raiz cortical (r) calculada
utilizando:
r = al/(02-ol)h (Airy 1 855)
donde r = 15 km. A partir de estos datos, aplicando la siguiente formula (Isacks 1988):
Ai~SHo[d(l+a)] con a = (h-ho)/r
se obtwo un valor para At de 370,6 km2. A continuation se determino la carga por
unidad de longitud (Vo) utilizando la siguiente expresion:
Vo=At g 03
asignando una densidad media a la topografia a3=2670 kg/m3 (Introcaso 1997), donde

"Evolution geodihica de la Puna sobre la base de es~diospaleomagnLticos. " Claudia B. Prezzi
En el caso del perfil situado a 24" S, no se cuenta con datos sobre el
acortarniento ni sobre la elevacion sufr-idas con anterioridad a 10s 10 Ma, por lo tanto no
es posible realizar un calculo similar al anterior. En consecuencia, se utilizara el mismo
valor de Vo calculado para 10s 22" S. Es importante destacar que este valor de Vo
podria resultar excesivo, ya que distintos autores (entre otros: Isacks 1988, Baby et al.
1996, Kley et al. 1997) han reportado una disminucion del acortamiento sufrido por el
orogeno andino desde el cod0 de Arica hacia el sur.
RESULTADOS OBTENIDOS:
Los valores de deformacion de la placa (w) obtenidos para cada uno de 10s
perfiles se graficaron vs. la distancia horizontal desde el borde de la placa (Fig. X.3). A
partir de 10s resultados obtenidos se compararon las deformaciones (w) sufridas por la
placa a 10s 22" S y a 10s 24" S, a 300 y a 360 km de distancia respectivamente del borde
de la placa. Se decidio utilizar dicha distancia debido a que, considerando 10s
acortamientos producidos con posterioridad a 10s 10 Ma, aproximadamente a esa
distancia se encontrarian hace 10 Ma las cuencas de antepais. Asi para 10s 22" S a 300
km del borde de la placa, la misma sufiiria una deformacion de 1372m. En cambio
para 10s 24" S a 360 km del borde de la placa, la misma sufi-iria una deformacion de
Estos valores de deformacion indicarian que mientras la zona de las cuencas de
antepais a 10s 22" S, sufria una deformacion que generaba una elevacion flexural
perifkrica de 1372m; la zona de las cuencas de antepais a 10s 24" S, sufria una

"Ewlucion geodimintica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
subsidencia de 27m. Estos resultados indican que la zona de las cuencas de antepais se
encontraba sornetida a esfuerzos diferentes en ambos sectores del orogeno Andino a 10s
10 Ma. Este modelo flexural podria brindar entonces una explicacion para el
diacronismo observado a lo largo de la Puna en la migration de la deformacion hacia el
este.
Figura X.3: GrUico de 10s valores de deformacion de la placa (w) obtenidos para cada
uno de 10s perfiles vs. la distancia horizontal desde el borde de la placa (X), ambas
variables en metros.
A1 continuat- la deformacion compresiva en la Puna Austral luego de 10s 10 Ma,
se generaria mk acortamiento y aurnentaria la carga topogritfica, hasta que en
determinado momento las cuencas de antepais a 10s 24" S sufiirian tambien elevacion.
Para corroborar esta hipotesis se realizo un cdculo de la deformacion (w) que sufiiria

"Evolution geodiinhmica de la Puna sobre la base a% estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
ma placa con 10s mismos valores de Te utilizados anteriormente, a lo largo de 10s
mismos perfiles, per0 soportando la carga ejercida por la topografia actual. Para
calcular dicha carga, se utilizaron 10s datos de topografia del modelo de elevacion
digital generado por el EROS Data Center del Servicio Geologico de 10s Estados
Unidos para Sudamerica (Fig. X.4). Este modelo consiste de datos de elevacion de
terreno con un espaciado de la grilla de 1 km. A partir de 10s correspondientes perfiles
topogrhficos (Fig. X.5) a 10s 22 y a 10s 24" S se calcularon mediante integration 10s
respectivos valores de At. Se obtuvieron valores de Vo de 2,4 x 10" N/m y de 1,5 x 1013
N/m para 10s 22 y 10s 24" S, respectivamente. A partir de 10s resultados obtenidos se
compararon las deformaciones (w) sufhdas por la placa (Fig. X.6) a 10s 22" S y a 10s
24" S, a 10s 63,75"0 y a 10s 64'0 respectivamente (a 180 y a 240km del borde de la
placa respectivamente), ya que esas longitudes corresponden a la ubicacion actual de las
Sierras Subandinas y del Sistema de Santa Bhbara. Para 10s 22" S a 10s 63,75"0, la
placa sufriria una deformacion de 760m. Para 10s 24" S a 10s 64'0, la misma sufiiria
una deformacion de 2089m. Estos valores de deformacion indicarian que ambas zonas
de la placa, sufririan ma deformacion que generaria elevaciones flexurales perifericas,
no registrhdose subsidencia y corroborando lo anteriormente propuesto. Por otra parte,
se obtuvieron 10s valores de anomalia de Bouguer para esta zona, de la base de datos de
gravedad de 10s Andes Centrales del Institut fiir Geologic, Geophysik und
Geoinformatik, Freie Universitiit Berlin, por intermedio del Dr. H. J. Giitze. La base de
datos de gravedad de 10s Andes Centrales consiste de aproximadamente 15.000
estaciones que cubren la region comprendida entre 10s 19 y 10s 30"s y 10s 77 y 10s
60°0, habiendose generado a partir de las mismas ma grilla cuyo espaciado es de
5000m. Una description detallada de esta base de datos he dada por Giitze et al. (1990,

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura X.4: Imagen de la topografia digitalizada de Arnkrica del Sw (EROS Data
Center, Servicio Geologico de 10s Estados Unidos).

"Evolution geodrnhmica de la Puna sobre la base a% esiudios paleoma@ticos. " Claudia B. Prezzi
6000 r
Longitud Oeste (O)
Figura X.5: Grhfico de 10s valores de altitud (h) en m vs. longitud oeste en ", para cada
uno de 10s perfiles.
Figura X.6: Griifico de 10s valores de deformation de la placa (w) obtenidos para cada
uno de 10s perfiles vs. la distancia horizontal desde el borde de la placa (X), ambas
variables en metros.

“Evolution geodincimica de la Puna sobre la base G% estudi~s~aleomagndticos. " Claudia B. Prezzi
1996% 1996b). La anomalia de Bouguer (Fig. lX.7) h e calculada por Gotze y Kirchner
(1997) aplicando la siguiente formula:
Anomalia de Bouguer Completa = gobs - yh + 8gtop + 8ghu
con gobs = gravedad medida en la estacion; yh = gravedad normal en el nivel de la
estacion (formula de 1967); 8gtOp = reduccibn topogriifica verdadera 3D; 6gbu =
reduccibn de Bouguer; utilizando el nivel del mar como referencia y una densidad de
2670 kg/m3 para la correction de masas. La Fig. X.8 muestra 10s correspon&entes
valores de la anomalia de Bouguer vs. la distancia horizontal desde el borde de la placa
para cada uno de 10s perfiles. A continuacion se calcularon las anomalias de Bouguer
correspondientes a la deformacion w del limite litosfera-astenosfera a lo largo de 10s
dos perfiles E-0 (22 y 24"S), siguiendo a Turcotte y Schubert (1982):
Anomalia de Bouguer = -2nG (cr, - cr2) w e"b/", siendo b la profundidad media del
Moho. Se adopt6 un valor de b de 30km para 10s 24"s y de 45krn para 10s 22"s
(Introcaso et al. 1996). Los valores obtenidos heron graficados vs. la &stancia
horizontal desde el borde de la placa (Fig. X.8). Si se comparan las curvas calculadas
con las observadas para cada perfil, puede verse que existen notables diferencias en las
. pendientes de las curvas.
Tambien se obtuvieron por me&o de D. Blitzkow 10s valores de ondulacion del
geoide para la zona de este trabajo (Blitzkow 1997) (Fig. X.9). Se compararon 10s
grficos de deformacion de la placa (w) (Fig. X.6) con 10s correspon&entes W cos de
ondulacion del geoide (AN) vs. distancia horizontal desde el borde de la placa para cada
perfil (Fig. X.lO). La forma de las curvas es similar, sin embargo, es importante
mencionar que debe tenerse en cuenta que en las ondulaciones del geoide el efecto de la
discontinuidad litosfera-astenosfera no es dominate (Introcaso y Pacino 1998). Con la

“Evolution geodinrknica & la Puna sobre la base de estudiospaleornagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura X.7: Anomalia de Bouguer representada a traves de cwas de nivel (arriba) y de
un grafico de superficie (abajo) para el sector de 10s Andes Centrales que se extiende
entre 10s 19 y 10s 30"s y 10s 77 y 10s 60" 0. Valores de la escala en MGales.

"Ewlucion geodincimica & la Puna sobre la base & estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Longitud Oeste (O)
24's observada
22OS observada
Figura X. 8: GrAfico de la anomalia de Bouguer (B) en mGales observada y calculada vs.
la distancia horizontal desde el borde de la placa en grados de Longitud Oeste, para
cada uno de 10s perfiles.
finalidad de obtener una mejor evaluation del modelo propuesto, se calcularon las
anomalias del geoide generadas por la topografla y la deformation w del limite litosfera
- astenosfera a lo largo de 10s dos perfiles E-0 (22 y 24"S), siguiendo a Turcotte y
Schubet (1982):
AN= -2nGIg {(al - Q) d l2 - ol h2/2), siendo h la altura de la topogafia. Los valores
obtenidos heron graficados vs. distancia horizontal desde el borde de la placa (Fig.
X.ll). Intmcaso y Pacino (1998) calcularon las anomalias del geoide asumiendo

"Ewlucion gednhmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura X.9: Ondulaciones del geoide en m, representadas a travks de curvas de nivel.
Equidistancia de 51x1. Escala vertical: valores positivos: grados de latitud norte, valores
negativos: grados de latitud sur. Escala horizontal: grados de longitud oeste.

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base tie estudios paleomapeticos. " Claudia B. Prezzi
10 1 ' I I I I
-75 -70 -85 -6U -55
Longitud Oeste (O)
Figura X10: Grafico de ondulaciones del geoide (AN) en metros vs. distancia horizontal
desde el borde de la placa en grados de Longitud Oeste para cada uno de 10s perfiles.
compensacion isosthtica local (tipo Airy) como hcion de la altura topografica. Los
valores obtenidos por estos autores a lo largo de 10s dos perfiles E-0 tambien se
graficaron en la Fig. X. 11. Si se comparan las curvas puede observarse que nuevamente
existen notables diferencias en las pendientes de las curvas.
Estas diferencias podrian estar generadas por sobresimplificaciones del modelo
propuesto. Se asumi6 que el orogeno Andino podia ser representado como una carga
topogrUica de geometria lineal, si se utilizara una geometria diferente para la carga (la
cdl generaria una mayor complejidad de 10s ctilculos involucrados) la amplitud y la
longitud de onda de la deformation w de la placa seria diferente. Tambien es
importante recordar que podrian muy probablemente existir variaciones laterales de Te,
aqui se consider0 un valor de Te constante a lo largo de la placa en cada uno de 10s

"Evolucion geodincimica de b Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
22"s s*n Introcaso et al.
22"s cakulada se& modelo
24"s segk Introcaso et al.
-----
Longitud Oeste (")
Figura X. 11: Grafico de ondulaciones del geoide (AN) en metros calculadas segim el
presente modelo y calculadas por Introcaso y Pacino (1998) vs. distancia horizontal
desde el borde de la placa en grados de Longitud Oeste para cada uno de 10s perfiles.
perfiles. Tampoco heron considerados 10s esfkerzos horizontales que podrian estar
actuando sobre la placa, como consecuencia de la subduccion de la placa de Nazca y
del cabalgamiento de las Sierras Subandinas sobre el Escudo Brasilefio. Todas estas
aproximaciones podrian generar las diferencias observadas entre 10s valores medidos y
10s calculados.
Sin embargo, a partir del modelo flexural sumamente simplificado presentado
en este capitulo pudo ensayarse una posible explicacion del diacronismo observado en
la migration de la deforrnacion hacia el este, entre la Puna Norte (22O S) y la Puna
Austral (24"s). Este diacronismo se originaria en diferencias existentes en el espesor
elastic0 efectivo de la litosfera a lo largo del rumbo del orogeno. Kraemer et al. (1999)

"Evolution geodimimica de la Puna sobre la base de esrudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
determinaron que entre 10s 18-14 Ma habria comenzado un intenso vulcanismo en la
Puna Austral. En la Puna Norte, en cambio, 10s estratovolcanes y calderas mayores se
desarrollaron luego de 10s 10 Ma (Coira et al. 1993). Kraemer et al. (1 999) propusieron
que como consecuencia de este diacronismo, la corteza continental de la Puna Austral
habria recibido mayor adicion magmatica que la de la Puna Norte durante el Mioceno
Medio - Mioceno Temprano. Estos autores destacaron que si la adicion magmhtica
genera debilitamiento termico de la porcion inferior de la corteza, el mencionado
diacronismo en el vulcanismo podria haber provocado diferencias temporales en 10s
eventos de acortarniento tectonic0 y engrosamiento cortical en ambas zonas de la Puna.
Si, como fuera indicado anterionnente, consideramos que el estado termico de la
litosfera controla la rigidez flexural de la placa, podrian explicarse 10s diferentes
valores de espesor elhtico efectivo de la litosfera en ambas zonas de la Puna en
terminos de Qferencias en la adicion magmatica sufiida por cada una de dichas zonas.

CAP~TULO XI: DISCUSION
-----.-..- LSP

“Evolution geodincimica & la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
En este capitulo se analizara la base de datos paleomagneticos de 10s Andes
Centrales, incluyendo 10s nuevos datos obtenidos en esta tesis, con la finalidad de tratar
de definir el o 10s mecanismos generadores del patron de rotaciones de 10s Andes
Centrales (CARP).
Los datos involucrados en este analisis provienen de estudios paleornagneticos
llevados a cab0 sobre rocas jurasicas a recientes, aflorantes entre 10s 10 y 10s 30"s.
Tanto a1 N como a1 S de este rango de latitudes, se ha determinado la existencia de
rotaciones, sin embargo no estarian relacionadas con 10s procesos operantes en la zona
del cod0 de Arica. Fueron excluidos del analisis 10s polos paleomagneticos obtenidos a
partir de menos de tres sitios de muestreo, per0 no heron aplicados criterios de
confiabilidad. Beck (1998) clasifico 10s polos paleomagneticos del margen Andino en
distintas categorias, s ew criterios de confiabilidad por el propuestos. Observo que no
existian grandes variaciones en 10s resultados obtenidos si se consideraban todas las
categorias, o solamente las de mayor grado de confiabilidad.
Las rotaciones segim ejes verticales y sus correspondientes intervalos de
confianza, se calcularon a partir de 10s polos paleornagneticos del margen andino
utilizando la estadistica de Debiche y Watson (1995). Los polos paleomagn~ticos
utilizados como polos de referencia para dicho cdculo, heron 10s determinados por
Randall (1998) (Tabla XI.1). Se utilizaron cada uno de estos polos sew
correspondiera, de acuerdo a la edad de las magnetizaciones de cada uno de 10s datos
del margen Andino. Los datos mesozoicos-terciarios inferiores y 10s terciarios
superiores heron analizados por separado. Los aspectos considerados a1 realizar esta

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
Nwgeno
Paleogeno
Cretacico Tardio
Creticico Temprano
Jurhico Tardio
Jurasico Medio
Jurasico Temprano
Edad
Ma
5-24
24-66
66-98
98-144
144-163
163-187
187-208
Lat.S
85"
80"
83"
85"
87"
82"
80"
Polo
L0ng.E
310"
267"
22"
71"
238"
227"
224"
Tabla XI. 1 : Polos paleomagneticos utilizados como polos de referencia para el cidculo
de rotaciones a partir de 10s polos paleomagneticos del margen Andino (Randall 1998).
agrupacion de 10s datos segh su edad son varios (ver Capitulo I): la estructuracion de
10s Andes Centrales ocurrio principalmente durante el Cenozoico Tardio; durante el
Oligoceno tardio (28,3-25,8 Ma) se produjo un abrupt0 aumento de la tasa de
convergencia y un cambio en la Qreccion de convergencia (Somoza 1998);
simultheamente se registra el comienzo de un importantisimo vulcanismo en el
retroarco y una migration hacia el E de la actividad tectonics. Por lo tanto, resulta
interesante analizar por separado las rotaciones registradas con anterioridad y con
posterioridad al Oligoceno tardio- Mioceno temprano. En la Tabla XI.2 se presentan 10s
datos con edades menores a 26 Ma; en la Tabla XI.3 se presentan 10s datos con edades
mayores a 26 Ma. En la figura XI. la puede observarse la distribucibn espacial, sentido y
magnitud de las rotaciones deterrninadas a lo largo de 10s Andes Centrales durante el
Terciario Superior; lo mismo puede verse en la figura XI.lb para el Mesozoico -
Terciario Inferior. Ambos grupos de datos muestran el patron de rotaciones. El cambio
en el sentido de las rotaciones se observa en las inmediaciones del cod0 de Arica. Si se
A95
5"
12"
5"
4"
29"
6"
11"

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
NORTE DE ARICA 111-19°S:
EDADES MENORES A 26 Ma
Ubicacibn Edad Polo W Referencia
Lat.S L0ng.E Ma Lat.S L0ng.E A95
Acos, Peni 112 283" 20 85,2O 211,4" 9,1° 7,M7,8" Macedo Sanchez(l993)
Chosica, Peni 12,1° 283,s" 20 65,s" 5,6" 12,8O -22,W10,4"Macedo Sanchez (1993)
Ocros, Peni 13,4" 286" 13 75,7" 212,3" 5,2" -16,545,6" Heki et al. (1985)
Pisco, Peni 14,s" 284,S0 13 87,2" %" 5,7" 1,W,8" Tsdwa etal. (1987)
Villatambo, Peni 14,7" 285,4O 20 73,s" 185' 5,0° -14,745,4" Macedo Sanchez (1993)
Posco, Peni 16" 286,7O 10 89,3O 210,8" 7,1° 2,@=6,7" Macedo Sanchez (1993)
Puno, Peni 16" 290" 13 80" 38,s" 15,4" -7,%12,2" Tsunakawa et al. (1987)
Moquegua, Peni 17" 289,2O 21 86,6O 207,1° 5,6O 5,4k5,8O Macedo Sanchez (1993)
Chama, Bolivia 17" 291,7" 21 77,s' 122" 1 1,s' -1 1,3*,7" Roperch et a1 . (1993)
Salla, Bolivia 17,2" 292,3" 26 82,7" 350,S0 7,s" -1 l,4*l l,4" MacFadden et al. (1990)
Pto. Japonks, Bolivia 17,s" 291,7" 14,s 71,3" 40,1° 4" -16,43t5,0° Roperch et al. (1993)
Mi-, Bolivia 17,s" 292,s" 7 84,6" 58,6O 5,3" -2,W,6" MacFadden et al. (1990)
Fm. Totora, Bolivia 17,s" 291,7" 14 76,3g0 45,7g0 1,s" # -1 lM,2" Roperch etal. (1996)
SUR DE ARICA 119-31°S1
Inchasi, Bolivia 19,7" 294,7" 4 84,1° 61,1° 4,g0 -4,M,4' MacFaddenet al. (1993)
Quehua, Bolivia 20" 293" 10 75,6" 21 lo 8,s" 16,%7,Sa MacFadden et al. (1995)
Lip, Bolivia 21,7" 293,4" 15 85,8" 210,8" 8,2O 6,1*7,7" Roperch et al. (1993)
Rondall, Bolivia 2 1,8" 293,4" 20 53,8" 210,2" 10" 40,6a8,9" Roperch et al. (1993)
Cerdas, Bolivla 2 1,8" 293,3" 16 80,6' 207,2" 6,S0 11,76,6" MacFadden et al. (1995)
Qda. Honda, Bolivia 22" 294,s" 12,s 73,s" 212,3" 4" 19,345,2" MacFadden et al. (1990)
Rio Loa, Chile 22" 291,s" 11 84' 280" 7,S0 3,1*7,S0 Somoza et al. (1999)
Rinconada, Argentina 22,4" 293,g0 13 84,8" 2372 8,6' 6,4S,l0 Esta tesis
Lipiyoc, Argentina 22,s" 293" 9 85,7" 80,s" 7,g0 -0,W7,4" Somoza et al. (1996a)
Tiomayo, Argentina 22,s" 293,s" 13,s 86,8" 147" 6,3" 3,46,4" Esta tesis
G. Paciencia, Chile 22,s" 291,6O 26 69,2O 180,g0 8,2" 15,212,1° Hdey st al. (1992)
S.P. Atacama, Chde 23" 291" 21 70,6O 177" 12,s' 20,1*10,3" Hartley et al. (1992)
M. Blanco, Argentina 23" 293,s" 10 87,1° 11' 2,g0 -1,5M,8" Esta tesls
Fm. L. Blanca, Argentina 23,1° 293,6' 7 81,7" 2012" 7 2 10,6+7,1° Estatesis
Siete Curvas, Argentina 24.6' 292,g0 24 77,4" 195,4" 4,7" 15,W,6" Estatesis
Juncal Grande, Argentina 25,8" 292,3" 12 85,74" 269,s" 1 lo 3,3* 142" Esta tesis
H.-Sta. Maria, Argentina 27" 293,s" 13 75" 188,1° 9,4O 17,3B,6O Aubry et a1. (19%)
C. Quemado, Argentina * 27,2" 293,1° 5 66,s" 211,s" 4,g0 # 26,=,8" Butler et al. (1984)
Tinogasta, Argentina 28" 292,g0 13 80,g0 147,g0 9,4" 1W,9" Auinyetal. (19%)
HWCO-Mogna, Argentina 29,6O 291,g0 13 77,s" 186,6" 9,s" 15,M,g0 Aubry et al. (19%)
Angmbto, Argentina * 30" 290,s" 10 82,g0 232" 9,7" -6,1*,3" Re y Barredo (1993)
Huaco, Argentina * 30,1° 291,6O 3 81,8O 180,1° 6" 8,6a6,5" Johusonetal.(1986)
Rio hd, Argentina * 30,7O 2912" 12,s 83,4O 127,1° So 43fi0 Jordanetal. (1990)
Tabla XI.2: Rotaciones sew ejes verticales calculadas a partir de polos
paleomagneticos del margen Andino con edades de las magnetizaciones menores a 26
Ma. "Ubicacibn" indica las coordenadas geograficas de las heas estudiadas. "Edad"
corresponde al valor mas probable para la edad de la magnetization determinada.
"Polo" indica latitud ("S), longitud ("E) y A95 (O) de 10s correspondientes paleopolos.
"R+AR" indica las rotaciones (positivas en sentido horario) y 10s correspondientes
intervalos de confianza "*" indica localidades a lo largo del limte S de la Puna y a1 S
del mismo. "##" indica B95 en lugar de A95, se utilizo el valor de B95 debido a que no
se cuenta con 10s datos necesarios para calcular A95.

"Evolucion geaiinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
EDADES MAYORES A 26 Ma
Ubicaci6n Edad Polo bAR Referencia
LatS L0ng.E Ma LatS Lon8.E A95
NORTE DE ARICA (ll-19°S)
S4.l Volcanitas, Pe~d 11,6" 283.2' % 66,g0 lo 4,4O -16,4*5,0" Maccdo Saaohczetd. (1992)
Volcanltas Costeras, Peni 1 1,8" 282.8' 100 66.2' 1,4O 7,g0 -21.6i6.6' Hcki e td (1984)
Fm. Puente de Piedra, Peni 1 l,gO 282,g0 90 73,P 3592' 33,' -9,8+4,5O May y Butler (1985)
ChaQ Peni 15,a0 285,P 80 56' 15,P 2,8O -27,8+4,3O Ropaoh yWer(l992)
Chala, Per6 15,g0 285.70 170 21,1° 1,1° 10,1° -79,9+9,1° Ropsrohy Mer(l992)
Fm. Umayo, Per6 15,g0 289,90 66,5 50.4' 19.2' 8.1' # -33,5*7,2O Butla et d . (1995)
Areqnipa, P d 16,S0 288f0 100 36,P 355,P 16,2" -53,4*13,gC Ropcmh y Carlies (1992)
no, per6 17,4O 2846' 80 62J0 2.8" 5,6O -21,815.9 Ropcmhy Celier(l992)
Fm. Chocolate, M 17,4" 288,6O 160 81,5O 289 f O 8,2O 2,16t23,5' Ropaohy Carlicr(l992)
Chuquichambi Norte, Bolivia 17.5" 291,7" 41 60,4O 23,7O 6 2 # -35,3*10,9' Ropcmh etal. (1996)
Chuquichambi Sur, Bolivia 17,5O 291,P 41 70,4O 23,3O 13,4" # -25,1*14fC Ropaoh ez d. (1996)
Tiupampa, Bolivia 18' 294,5O 62 773' 6,6O 72' # -17,9il l,4' Butler et al. (1995)
Sucusuma, Bolivia 18, lo 294,3O 62 56' OD 4,90 # -40,5*10,7C Butler et d. (1995)
Fm. Guane~~, P d 18,1° 289,3O 80 62,2O 7,6O 3.9' -22+4,90 Ropcmh y Cnrlicr(l992)
Diques Arica, Chile 18,6O 289,P 105 77,2O 352,4O 3,3' -9,24O Heki etd. (1983)
Fm. Camaraca, Chile 18,6O 289,7O 160 76,4" 357,4O 4,6O -16,223" @I
Fm. Atajafia, Chile
SUR DE ARICA (19-31°Q
18,6O 289,7O 121 74,3O 373' 5.1' -12,1*4,9O Hekietd. (1983)
Diques Cuya, Chile 19,2" 289.P 131 73,g0 62,1° 9,1° -8,7*7,4' Heki etd (1983)
La Pal- Bolivla 19.5' 294,2O 70 59f0 219.2O 4.2O # 40,3*5,2O Butleretd. (1995)
Fm. La Negra, Chide 22,3" 289,8" 178 84,6O 194.4' 19,2O # -2,1115.90 w-N1vc-t et a1 (1996)
Fm. Purilactis, Chile 22,6O 291.7' 78 51,s' 207,g0 8.4' 48,%7,7" Weyetd. (1992)
C o d , Argentma 23,1° 293.6" 52 56,2" 209,g0 8,4O 31,5*12,3O EstPtesia
Baquedano, CMe 23.4' 290,2O 45 39,1° 212,3O 8.4" # 51.2i12.4" hpmt-Nivet et 01. (1996)
Cord. de la Costa, Chile 23,g0 289,6O 145 62' 199,6O 9,1° 27,&24,7" W e y etal. (1988)
Fm. La Negra, Chile 23,8" 289,7O 178 72,7O 186,90 7,4W 9,9i7,6O Dupont-Nivet etd. (1996)
Fm. Coloso, Chide 289,6O 121 72,6O 176' 6O 19,9+5,5O &
Plutones, Chile 24,4O 289.5" 143 69,1° 194.90 9.1" 25,7*7,g0 Fomythe y Cbholm (1594)
Fm. La Negra, Chide 25.2" 289,7O 178 65,2O 208,1° 13,g0 # 19,5*12,4" Dupont-Nivet et al. (1996)
Volcanitas, Chile 25.2' 290,3O 52 67,3O 220J0 66,O # 20,2+12,2° Dupont-Nivet ef a1. (1996)
Volcanitas Chile 25,6O 289,g0 105 66,3O 209,7O 19,3' # 29,8?~16,2~ Dopant-Niveiet a1 (1996)
G. Piqua. Argentina 25,8" 294,3O % 87,15O 23,g0 12,7" 4,6i11,1° Aubry etd (1996)
Fm. LaNegra y Diques, Chile 26,2O 289.5" 185 50,3g0 206,5O 6,g0 35,817,8O Raadall etd. (1996)
D~ques, Chide 26,4" 289,5O 155 49,g0 21 l,gO 7,3O 42,7*24.90 Randall etal. (1996)
Diques, Chile 26,5O 289,7" 125 5594' 204,6" 7,g0 41,2+7,1° Randall etd. (1996)
Gabro, Chile 27.1" 2890 192 55,g0 187,5O 12,4O # 24,4*13,4° Taylor et d . (1996)
Sierra la Dichusa, Chile 27,1° 289.9" 70 63,8" 200" 7,T0# 36,817.4" Taylaerd.(l996)
Fm. Q. Moaardcs, Chile 27,S0 290,4O 132 66,Y 191,6O 12,7O 28,1+10.5° Rilcy etd. (1993)
Fm. Cerrillos E.B, Chile 27,6O 289.90 45 48.8" 211' 5,8" 41,9+12O Rilcyerd. (1593)
Fm. Cdos E.G., Chik 27.70 289,90 45 74.g0 229.8" 16,Z0 11,1*18,1° Rileyetal (1993)
Fm. Viiiiti, Chile 29.8' 289f0 80 79,6O 214,6O 6.1' 19,9+6,8O Palmaetd. (1980.)
Tabla XI.3: Rotaciones segh ejes verticales calculadas a partir de polos
paleomagneticos del margen Andino con edades de las magnetizaciones mayores a 26
Ma. "Ubicacion" indica las coordenadas geogriificas de las heas estudiadas. "Edad"
corresponde a1 valor rnh probable para la edad de la magnetization determinada.
"Polo" indica latitud ("S), longitud ("E) y A95 (") de 10s correspondientes paleopolos.
c'R*AR'7 indica las rotaciones (positivas en sentido horario) y 10s correspondientes
intervalos de confianza. "#" indica B95 en lugar de A95, se utilizo el valor de B95
debido a que no se cuenta con 10s datos necesarios para calcular A95. "@" indica
recalculado por Beck et al. (1994) a partir de Heki et al. (1983), Palmer et al. (1980b) y
Scanlan y Turner (1992). "&" indica recalculado por Beck et al. (1994) a partir de
Hartley et al. (1 992), Tanaka et al. (1 988) y Turner et al. (1 984).

"Evolution geodinhica de la Puna sobre la bme de esrudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
Figura XI.1: Distribution geografica y clasificacion de las rotaciones detectadas
paleomagneticamente en la region de 10s Andes Centrales. PS, AR y SC muestran,
respectivamente, las localidades de Pisco, Arica y Santa Cruz. LSP y FOA representan,
respectivamente, el limite S de la Puna y el fiente orogenico actual. a) datos
paleomagneticos terciarios superiores, b) datos paleomagneticos mesozoicos-terciarios
inferiores.
consideran 10s datos terciarios superiores, dicho cambio ocurriria en una zona
comprendida entre 10s 17,5 y 10s 20" para la cual no existen datos (Tabla XI.2, Fig.
XI. 1 a). Si se consideran 10s datos mesozoicos-terciarios inferiores, el carnbio se verifica
ligeramente a1 S del cod0 de Arica. Para el antearco, dicho cambio se manifestaria en el
N de Chile entre 10s 19,2O y 10s 22,6"S (Tabla XI.3, Fig. XI. lb). Recientemente,
Somoza et al. (1998) y Somoza y Tomlinson (1999) realizaron estudios
paleomagneticos en el N de Chlle. En 10s alrededores de Pica (20°30'S), recolectaron

“Evolution geodincimica de la PUM sobre la base & estudiospaleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
rocas crethcicas superiores de la Fm. Cerro Empexa, muestras de diques eocenos
superiores que intruyen a dicha formation y rocas miocenas inferiores de la
suprayacente Fm. Altos de Pica. Los resultados obtenidos por estos autores sugieren que
la zona de muestreo sufiio una rotacion de alrededor de 25" en sentido horario con
posterioridad a1 Mioceno temprano, ya que todas las direcciones paleomagneticas
obtenidas a partir de las diferentes rocas muestreadas, presentan declinaciones
similares. Somoza y Tomlinson (1999) presentaron nuevos datos para la zona de
Calama (22"s) en el N de Chile. Alli, muestrearon rocas crethcicas pertenecientes a la
Fm Purilactis y rocas miocenas inferiores pertenecientes a la Fm. El Loa. Mientras que
las rocas crethcicas sufrieron rotaciones en sentido horario de alrededor de 40°, las
rocas miocenas inferiores no sufheron rotaciones sigmficativas. Estos nuevos datos
restingen la ubicacion del limite entre rotaciones horarias y antihorarias en el antearco;
el mismo se encontraria comprendido entre 10s 19,2" y 10s 20,5"S. Estos datos no han
sido considerados en este andisis debido a su caracter preliminar. Tampoco han sido
considerados 10s resultados obtenidos por Roperch et al. (1997) para rocas jurbicas,
crethcicas y terciarias inferiores aflorantes en el N de Chle entre 10s 22-26"S, por el
mismo motivo. En el caso del retroarco, el limite entre las rotaciones antihorarias y
horarias se encontraria entre 10s 18,1° y 10s 19,5"S (Tabla XI.3, Fig. XI. lb). A partir de
las Fig. XI. 1 a y 1 b, puede verse que el gmpo de datos terciarios superiores presenta un
nhero mayor de rotaciones no efectivas que el grupo mesozoico-terciario inferior.
Tambien puede verse que 10s datos paleomagneticos esa distribuidos de manera
heterogenea: mientras que la mayoria de 10s datos del N de Chile corresponden a1
Mesozoico-Terciario Inferior, la mayoria de 10s datos del S de Bolivia y del NO de
Argentina pertenecen a1 Terciario Superior.

"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la bae de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
En las figuras XI.2a y 2b se graficaron 10s valores de rotacion con sus
respectivos intervalos de error vs. la latitud de 10s sitios de muestreo. A1 comparar
ambas figuras puede determinarse que las rotaciones regstradas por 10s datos
mesozoicos-terciarios inferiores son notablemente mayores que las rotaciones
registradas por 10s datos terciarios superiores. Asi mismo, 10s datos mesozoicos-
terciarios inferiores muestran una dispersion mucho mayor en sus valores de rotacion
que 10s datos m h jovenes. Podria pensarse que estas diferencias son causadas por la
heterogeneidad en la distribucion de 10s datos anteriormente mencionada, sin embargo
si en ambos grupos de datos se comparan 10s valores de rotacion disponibles
provenientes del antearco con 10s del retroarco, puede observarse que 10s valores son
muy sirnilares (Tablas XI.2 y 3). Por otra parte, ambos grupos de datos sugeren que el
sector a1 N de Arica (limbo N) y el sector a1 S de hca (limbo S) habrian shdo
rotaciones de similar magnitud per0 de sentido opuesto para cada interval0 de tiempo
considerado. Para confirmar estas observaciones se analizaron estadisticamente 10s
valores de rotacion de ambos grupos para ambos limbos del orogeno, empleando
dlstribuciones circulares. La distribucion de Von Mises es muy similar a una
distribucion Normal, es unimodal y simetrica, pero sobre un circulo. Por lo tanto, puede
ser usada como modelo de probabilidad para vectores unitarios (o direcciones) en el
plano. Los datos de este tipo quedan caracterizados por un bgulo azimutal 0, definido
por cada direccion analizada con respecto a1 eje y de referencia. En este caso 0
corresponde a1 bgulo de rotacion y el eje y de referencia coincide con el valor de 0" de
rotacion. La distribucion de Von Mises posee dos pariunetros: a, que es la direccion
media y la moda; y k, que es un pahnetro de concentracion o de forma. A mayor k,

"Evolucidn geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
O Lat. S.
Figura XI.2: En 10s ejes de ordenadas se indica 10s grados de rotacion (horaria es
positiva). En 10s ejes de abcisas se indica la latitud ("S) de las hreas estudiadas. a) datos
terciarios superiores. Simbolos verdes: datos obtenidos en esta tesis, simbolos azules:
datos correspondientes a zonas ubicadas a lo largo del limite S de la Puna o a1 S del
mismo. b) datos mesozoicos-terciarios inferiores. Simbolos verdes: datos obtenidos en
esb tesis.

"Evolution geudinrimica & la Puna sobre la base de estudiospaleornap~ticos. " Claudia B. Prezzi
mayor concentracion de la poblacion alrededor de a. Cuando k toma el valor de 0, la
distribucion se transforma en uniforrne, y por lo tanto no tiene moda. La distribucion
Normal cerrada es similar a la de Von Wses. Tambien posee dos parhetros: a, y d
que indica la dispersion de 10s datos alrededor de a. A menor d, mayor concentracion;
cuando o2 toma el valor de 0 10s datos serian colineales. Se calcularon 10s valores de a,
k y a2 para cada uno de 10s limbos del orogeno, para cada grupo de datos. En el caso
de 10s datos terciarios superiores no se incluyeron en el calculo las rotaciones
correspondientes a rocas aflorantes en el retroarco a lo largo del limite S de la Puna y a1
S del mismo (simbolo azules en la fig. XI.2a). En el primer caso estos valores estarian
relacionados con una gran estructura local, la Zona de Transferencia de Tucumhn
(Jordan et al. 1983, de Urreiztieta et al. 1996). Constituye una amplia zona de cizalla
dextral de nunbo NE-SO, generada por la transferencia del acortamiento mioceno-
reciente de las Sierras Subandinas-Sistema de Santa Bhbara a la Precordillera
Argentina. En el caso de 10s datos que se encuentran a1 S del limite S de la Puna, otros
autores han notado que las rotaciones detectadas no mostraban ningim arreglo
preferencial (Marrett 1990, Somoza et al. 1996a y b). Estos autores consideraron datos
no utilizados aqui debido a no poseer un minimo de 3 sitios de muestreo (Reynolds
1987, Johnsson 1984, Beer 1989). Tomando en cuenta estas consideraciones estos datos
no ser6.n utilizados en 10s cdculos. En la figura XI.3 se graficaron las rotaciones sobre
el circulo correspondientes a ambos limbos del orogeno para cada grupo de datos y se
presentan 10s respectivos valores de a, k y a2. Las medias de ambos limbos para cada
grupo de datos son muy sirnilares en magnitud, per0 de sentido contrario. Por otra parte,
las medias de ambos limbos correspondientes a 10s datos terciarios-superiores son
considerablemente menores (iue la medias de 10s datos mesozoicos-terciarios

“Evolution geaiimimica de la Puna sobre la base de eshrdiospaleomagnbticos. " Claudia B. PreA
inferiores. Los valores de k y 2, indican una mspersion mucho m& importante para 10s
datos mesozoicos-terciarios inferiores que para 10s datos terciarios superiores. Estos
resultados confirman lo anteriormente observado. Con la finalidad de determinar si 10s
dos grupos de datos (mesozoicos-terciarios inferiores y terciarios superiores)
correspondientes a cada limbo, pertenecen a la misma poblacion de datos o no, se llevo
a cab0 para cada limbo el test de McFadden y Lowes (1981). Pudo determinarse al99%
de confiama para cada limbo, que el grupo de datos mesozoicos-terciarios inferiores y
el grupo de datos terciarios superiores pertenecen a poblaciones diferentes. Este hecho
indicaria que procesos con diferentes caracteristicas generaron las rotaciones
registradas por cada grupo de datos.
Figura XI.3: Se graficaron las rotaciones sobre el circulo correspondientes a ambos
limbos del orogeno. Lineas negras: valores de rotacion correspondientes a1 limbo N,
lineas rojas: valores de rotacion correspondientes a1 limbo S, sombreados en gris y rojo:
zona de 95% de probabilidad de encontrar valores de rotacion para el limbo N y S
respectivamente. Se presentan 10s respectivos valores de a, k y a2. a) datos terciarios
superiores, b) datos mesozoicos-terciarios inferiores.

"Evolution geodincimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
A continuation se analizo la posibilidad de que dentro de cada grupo de datos
existieran variaciones en 10s valores de rotacion relacionadas con la edad de las
respectivas magnetizaciones. En la figura XI.4 se graficaron 10s valores de rotacion y
sus correspondientes intervalos de error, vs. la edad de las respectivas magnetizaciones
para cada uno de 10s grupos. De su observacion se desprende que las rotaciones
ocurrieron de manera lacronica en 10s Andes Centrales, no existiendo correlacion
significativa entre 10s valores de rotacion y la edad de las magnetizaciones dentro de
cada grupo. Puede observarse que las magnetizaciones correspon&entes a sitios no
rotados poseen edades muy diversas, que van desde 10s 4 hasta 10s 178 Ma. Por otra
parte, existen datos mas jovenes que presentan rotaciones mayores que datos mas
antiguos.
Finalmente se exploro la posibilidad de que las rotaciones variaran segh su
distancia a1 margen continental. Para ello se graficaron las rotaciones mesozoicas-
terciarias inferiores y las rotaciones terciarias superiores determinadas dentro de una
banda perpendicular a la fosa oceimica entre 10s 22-24"s en el limbo S vs. la longitud
de 10s sitios de muestreo (Fig. XI.5a). Lo mismo se llevo a cab0 para la banda
. comprendida entre 10s 17-17,5"S en el limbo N (Fig. XI.5b). Puede verse, que no existe
correlacion alguna.

"EvoZucion geodihica de la Pum sobre la base de estudios plleomagntticos. " Claudia B. Prezzi
-50
Edad (Ma)
I
-100 1 1 . 1 . , , , . , , I , ,
40 80 80 100 120 140 160 180 200
Edad (Ma)
Figura XI.4: En 10s ejes de ordenadas se indica 10s grados de rotacibn (horaria es
positiva), en 10s ejes de abcisas se indica la edad (Ma) mas probable de las respectivas
magnetizaciones. Simbolos rojos: datos de ireas ubicadas a1 S de 10s 19OS, simbolos
azules: datos de ireas ubicadas a lo largo del limite S de la Puna o a1 S del mismo,
simbolos negros: datos de ireas ubicadas a1 N de 10s 19"s. a) datos terciarios
superiores, b) datos mesozoicos-terciarios inferiores.

"Evolution geodiruiinica de la Puna sobre la base G% estudios paleomagneticos. " Claudia B. Prezzi
-10 -
-20 -
1
" Long. E
I -
A
l ~ l . ~ ~ ~ . l . l . ,
288 289 290 291 292 293 294 295
Long. E
Figura XIS: En 10s ejes de ordenadas se indica 10s grados de rotacion (horaria es
positiva), en 10s ejes de abcisas se indica la longitud ("E) de las dreas estudiadas.
Simbolos rosas: datos mesozoicos-terciarios inferiores, simbolos celestes: datos
terciarios superiores. a) rotaciones determinadas dehtro de una banda perpendicular a la
fosa ocehnica entre 10s 22-24"s en el limbo S. b) Idem para la banda comprendida entre
10s 17-17,5"S en el limbo N.

CARP:
"Evolucion geodiruimica de la Puna sobre la base a2 esrudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
A partir de este analisis entonces, se determinaron algunas caracteristicas del
- no todas las zonas de 10s Andes Centrales experimentaron rotaciones significativas.
- 10s valores de rotacion no son uniformes y presentan notable dispersion.
-ambos limbos del orogeno sufiieron rotaciones de magnitud similar per0 de sentido
contrario
- 10s datos mesozoicos-terciarios inferiores muestran rotaciones de mayor magnitud que
10s datos terciarios superiores.
- 10s valores de rotacion mesozoicos-terciarios inferiores poseen una dispersion mucho
mayor que 10s terciarios superiores.
- las rotaciones mesozoicas-terciarias inferiores y las rotaciones terciarias superiores
pertenecen a distintas poblaciones de datos.
- dentro de ambos grupos de datos no existe correlacion significativa entre la edad de la
magnetizacion y el valor de rotacion.
- existen zonas no rotadas cuyas magnetizaciones poseen edades muy diversas.
- las rotaciones son diacronicas en 10s Andes Centrales.
- dentro de ambos grupos no existe correlacion significativa entre 10s valores de
rotacion y la distancia a1 margen continental.
Estas caracteristicas pueden compararse con las predicciones de 10s distintos
modelos propuestos para 10s Andes Centrales (ver Capitulo I). En el caso de 10s
modelos oroclinales deberian observarse rotaciones eontemporimeas y de magnitud muy
similar en cada uno de 10s limbos. En particular, el modelo propuesto por Isacks (1988)
involucra un combamiento oroclinal del antearco durante el Cenozoico Tardio. Este
modelo predice rotaciones antihorarias uniformes y contemporheas para el antearco de

"Evoluci6n geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
entre 10-15" para el limbo N y horarias de entre 5-10" para el limbo S. La magrutud de
dichas rotaciones deberia disminuir hacia el interior del continente, y las rocas muy
jovenes no deberian estar rotadas. Butler et al. (1995) sugirieron que podria haber
ocurrido combamiento oroclinal en dos etapas: durante la orogenia Eocena y luego
durante el Cenozoico Tardio. El caso extremo, corresponderia a un combamiento
oroclinal continuo durante un largo period0 de tiempo. En este caso deberia observarse
una buena correlaci6n entre la magnitud de las rotaciones y las edades. En todos 10s
casos, el combamiento oroclinal no podria generar rotaciones de gran magnitud
(mayores a 10s 30-40"). Kley (1999) especulo que la magrutud de la rotacion regional
sufiida por cada uno de 10s limbos seria de 5-10" y que la misma variaria a lo largo del
rumbo del orogeno. Las rotaciones mayores ocunirian cerca de 10s limites N y S del
Altiplano-Puna, mientras que la zona central exhibiria bajos valores de rotacion
regional. Sugirio que 10s elevados valores de rotacion detectados en la zona central
serian de naturaleza local, posiblemente asociados con fallas de rumbo y zonas de
transferencia de desplazamiento entre fallas. Las caracteristicas anteriormente
mencionadas del CARP, no pueden ser explicadas por procesos oroclinales, ya que se
- registran rotaciones superiores a 10s 40' en algunas zonas; se detecta una arnplia
variacion en la magnitud y Cpoca de ocurrencia de las rotaciones; no se observa
correlacion entre 10s valores de rotacion y la edad; no se verifica una disminucion de la
magnitud de las rotaciones con la distancia a1 margen continental, no se observa un
increment0 de 10s valores de rotacion hacia 10s limites N y S del Altiplano-Puna y
existen nurnerosas zonas que no han experimentado rotacioneS significativas. Sin
embargo, no puede descartarse totalmente la posiblidad de combamiento oroclinal a lo
largo de 10s Andes Centrales de una magnitud aproximada a 10s 5", ya que dicho valor

"Evolucidn geodihica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
se encuentra dentro del margen de error del metodo paleomagnetico. Si puede
afirmarse, que en caso de existir, el combarniento oroclinal solo es una componente
menor de la deformacion ocurrida durante la evolucion de 10s Andes Centrales; otros
procesos deben haber actuado para generar el CARP.
En el caso de 10s modelos que involucran rotaciones locales de pequefios
bloques controladas por configuraciones estructurales y de esfuerzos locales (ver
Capitulo I) (Hartley et al. 1992, Forsythe y Chisholm 1994, Randall et al. 1996, Bonson
et al. 1997, Taylor et at. 1998, Abels y Bischoff 1999), se observarian rotaciones
uniformes y contemporbeas en areas especificas del orogeno. Pero estos modelos no
pueden explicar las caracteristicas del CARP a lo largo de 10s Andes Centrales.
Los modelos que proponen rotaciones locales de pequefios bloques (ver Capitulo
I) controladas por cizalla cortical distribuida (Beck 1988, Dewey y Lamb 1992, Somoza
et at. 1996a y b) o por cizalla penetrativa en la litosfera inferior (Beck 1998), predicen
la existencia de rotaciones cuya magnitud puede cambiar de un irea a otra (incluso
pueden existir zonas no rotadas). La magnitud de dichas rotaciones no necesariamente
deberia disminuir con la distancia al margen continental, pero las rotaciones estarian
temporalmente relacionadas con 10s eventos compresivos (Beck 1998). Este tip de
modelos puede explicar la amplia variacion espacial, temporal y de magnitud
presentada por el CARP.
En esta tesis se apoyan 10s modelos de rotaciones locales de bloques generadas
por cizalla regional y se propone la siguiente explicacion para las caracteristicas del
CARP anteriormente mencionadas:
Las rotaciones observadas a lo largo de 10s Andes Centrales corresponderian a la
rotacion local de bloques de pequefia escala. El sentido de las mismas, antihorarias en

"Evolution geodinhmica de la Puma sobre la base de estudiospaleomapiticos. " Claudia B. Prezzi
el limbo N y horarias en el limbo S del orogeno, estaria controlada por cizalla regional.
Esta cizalla se originaria como consecuencia de la convergencia oblicua de la placa de
Nazca debajo de la placa Sudamericana, durante el Cenozoico (Somoza 1998). Beck
(1998) propuso que la subduccion oblicua aplicaria traccion a la base de la litosfera de
la placa Sudamericana; y que dicha traccion causaria cizalla penetrativa en la parte
inferior ductil de la placa. Bloques de corteza rigida "flotarian" sobre este sustrato
ductil. Si dichos bloques corticales son pequeiios comparados con el ancho de la zona
de deformacion, 10s mismos podrian rotar como consecuencia de la deformacion
distribuida en la parte ductil de la placa. Rotarian con sentido uniforme determinado
por el patron de flujo (Beck 1998). McKenzie y Jackson (1983) sugirieron que la tasa de
rotacion de 10s bloques se aproximaria a la mitad de la vorticidad (W) del campo de
velocidad de la zona de deformacion si 10s gradientes de todas las componentes del
campo de velocidad son constantes en el espacio y el tiempo. Dewey y Lamb (1992)
calcularon en base a dicha relacion las tasas de rotacion corresponlentes a distintos
segmentos del orogeno Andino. Determinaron que la tasa de rotacion de 10s bloques
correspondientes a1 limbo N era de -3 a -6"/Ma7 mientras que la correspondiente a1
- limbo S era de 1 a 2O/Ma. Estos valores calculados superan ampliamente 10s
observados. Esta situation podria explicarse si se considera que la tasa de rotacion de
10s bloques no depende solo del campo de velocidad, sino tarnbien de la forma y
orientation de 10s bloques (Lamb 1987, Beck 1998). Ademas, 10s bloques pueden variar
su forma durante la deformacion y pueden estar en contact0 e interactuar unos con
otros. Rotaciones con magnitudes y direcciones variables son esperables en cualquier
zona de deformacion (Lamb 1987). bicamente aquellos bloques de forma circular
perfecta, que no cambiaran su forma con el tiempo y no interactuaran con otros bloques

"Evolucidn geodindmica de la Puna sobre la base de estudios paleomagdticos. " Claudia B . Prezzi
podrian presentar una tasa de rotacion dada por la relacion W/2. En la superficie la
defonnacion distribuida de la parte ductil de la placa, entonces seria asumida a traves
del movimiento a lo largo de fallas que separan la zona de deformacion en bloques. En
esta tesis se sugiere que dichas fallas podrian corresponder a zonas de debilidades
corticales, o bien podrian representar la reactivacion de antiguas fracturas en la region
(Somoza et al. 1996a y b). El deslizamiento sobre fallas preexistentes se ve favorecido
fiente a la formacion de nuevas fiacturas. Nurnerosos autores han destacado la
importancia de rasgos corticales antiguos en el control de la deformacion andina (ver
Capitulos I y X) (entre otros: Mon 1979, Grier et al. 1991, Marrett et al. 1994,
Cladouhos et al. 1994, Sheffels 1995, Mon y Salfity 1995, Somoza et al. 1996a y b,
Randall 1998, Kley et al. 1999, Abels y Bischoff 1999, Kley 1999). Como se
mencionara anteriormente, Beck (1998) propuso que como consecuencia de subduccion
oblicua existiria cizalla penetrativa en la parte inferior ductil de la placa Sudamericana.
En esta tesis se plantea la posibilidad de que la cizalla penetrativa ocwa en la zona de
alta conductividad electrica detectada debajo de la Cordllera Occidental, del Altiplano-
Puna y del sector W de la Cordillera Oriental a profundidades de entre 20-70 krn a 10s
. 21-25"s (Schwarz y Kruger 1997) (ver Capitulo I). Una zona similar de alta
conductividad electrica tambien he detectada en el S de Perii y el N de Bolvia por
Schmucker et al. (1964). En la zona E del Altiplano-Puna y debajo de la Cordllera
Oriental, la totalidad de la corteza y el manto superior son altarnente conductores
(Schwarz y Kriiger 1997). Schwarz y Kriiger (1997) explican esta zona de alta
conductividad a traves de la fusion parcial, el debilitamiento tkrmico y la existencia de
fluidos mineralizantes en la corteza inferior; destacando que dicha corteza sena
parcialmente ductil. Otros autores, a traves de distintos metodos llegaron a conclusiones

"'Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
similares (Hoke et al. 1994, Kirchner et al. 1996, Springer 1999). Por lo tanto es posible
que esta zona actuara como nivel de despegue de bloques corticales superiores "rigidos"
que rotarian en respuesta a la cizalla penetrativa. Es importante mencionar, que en la
zona del antearco andino no se detect6 la existencia de la zona de alta conductividad
electrica. En esta tesis se sugiere que en dicha zona tal vez otros procesos podrian
explicar la existencia del CARP. En particular modelos que involucran rotaciones
locales de pequefios bloques controladas por configuraciones estructurales y de
esfuerzos locales (ver Capitulo I) (Hartley et al. 1992, Forsythe y Chisholm 1994,
Randall et al. 1996, Bonson et al. 1997, Taylor et al. 1998, Abels y Bischoff 1999).
Estos modelos de tip0 domino han sido propuestos para explicar las rotaciones
determinadas en el N de Chile, donde existen sistemas de fallas de rumbo de grandes
dmensiones paralelas y oblicuas a1 margen continental Andino. A lo largo de dichas
estructuras podria verificarse una descomposicion del vector convergencia en
componentes paralelas y norrnales a1 rumbo de las mismas (Beck 1988). En carnbio, en
el retroarco andino se observa una ausencia de fallas de rurnbo importantes, except0
por 10s grandes lineamientos de rurnbo NO-SE (Salfity et al. 1984) (ver Capitulo I).
Marrett et al. (1994) y Kraemer et al. (1999) observaron fallas de rurnbo dextrales en la
Puna durante el Cuaternario, sin embargo no son demasiado evidentes las fallas
transcurrentes. Ambos procesos generadores de rotaciones (cizalla penetrativa y
modelos de tipo domino) estarian temporalmente relacionados con 10s eventos
compresivos. Beck (1998) propuso que ma subduccion con elevada tasa de
convergencia y bajo hgulo generaria ma mayor traccion en la parte inferior de la placa
cabalgante. Una traccion substancial es necesaria para generar rotaciones. Entre 10s
28,3-25,8 Ma la tasa de convergencia aumento abruptamente de 5-8 cda a cerca de 15

"Evolucion geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
cm/a (Somoza 1998). Allmendinger et al. (1997) mencionaron que durante este period0
de alta tasa de convergencia el hgulo de subduccicin habria sido bajo. Durante el
Cenozoico Tardio se registro una notable disminucion de la tasa, donde tasas similares
a las actuales se alcanzaron hace alrededor de 5 Ma (Somoza 1998). Por lo tanto, seria
esperable que las magnetizaciones adquiridas con anterioridad a1 brusco aumento en la
tasa de convergencia registraran rotaciones cuya magnitud fuese m b elevada que las
adquiridas con posterioridad a dicho aumento. Es decir, seria esperable que 10s datos
mesozoicos-terciarios inferiores presentaran valores de rotacion de magnitud mayor que
10s terciarios superiores, ya que estos idtimos corresponden a un interval0 donde la tasa
de convergencia fue menor. A1 respecto, Springer (1999) determind a traves de 10s
valores de densidad de flujo de calor (ver Capitulo I) que 10s esfuerzos de cizalla a lo
largo del contact0 entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana actualmente son
bajos, del orden de 15 MPa.
Las caracteristicas determinadas anteriormente para el CARP pueden entonces
ser satisfactoriarnente predichas por la explicacion anteriormente sugerida. Sin embargo
es importante mencionar que la posibilidad de la existencia de un combamiento
- oroclinal de una magnitud de alrededor de 5" no puede descartarse totalmente, ya que
dicho valor es muy cercano a1 limite de deteccion del metodo paleomagnetico. Si puede
afirmarse, que en caso de existir, el combarniento oroclinal solo es una cornponente
menor de la deformation ocurrida durante la evolucidn de 10s Andes Centrales. La
rotacion local de bloques es el principal proceso generador del CARP.

"Evoluci6n geodinhica de la Puna sobre la base de estudios paleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
CONCLUSIONES
En esta tesis se obtuvieron nuevos &tos pdeomagnkticos para la zona de la Puna
Argentina (22-27's). Para esta zona existia un hico dato conliable (Somoza et al. 1996a).
Los nuevos datos obtenidos, contn'buyeron al mejoramiento de la base de datos
paleomagn~cos de 10s Andes Centrales. Dicha base de datos fue analkada, y se ensayo
una explicacion de las caracteristicas del patron de rotaciones de 10s Andes Centrales. Es
muy probable que dicha explicacion (junto a otras ideas bosquejadas a lo largo de esta
tesis), sea descartada parcial o totalmente (o tal vez mejorada) a la luz de nuevas
investigaciones que se realicen en el futuro, por la misma autora o por otros autores. Sin
embargo, 10s nuevos datos obtenidos podrim seguir siendo utilizados en las futuras
interpretaciones que puedan llegar a realizarse del patron de rotaciones, y porque no, de la
evolucion cenozoica de 10s Andes Centrales. Por lo tanto, el principal aporte de esta tesis es
el importante volurnen de nuevos datos paleomagneticos obtenidos; en algunos casos a
partn- del muestreo de zonas inhospitas y de dificil acceso en la Puna Argentina.
A continuation se presentan las conclusiones alcanzadas en esta tesis:
a) El disis estadistico de las muem de la zona de Siete Cwas permitio determinar la
existencia de una rotacion segim un eje vertical en sentido horario de entre 7-18" en
rocas sedimentarias oligocenas superiores - rniocenas inferiores. Se presume que esta
rotacion es de cariicter local, debido a la presencia de una importante zona de falla muy
cerca de las localidades muestreadas.
b) Para la zona de Juncal Grande se determino que *los bancos rojos oligocenos
superiores - miocenos inferiores aflorantes en uno de 10s sitios muestreados sufr-ieron

"Evolucion geodiruimica de la Puna sobre la bme de esludiospaleomagniticos. " Claudia B. Prezzi
una rotacion segh un eje vertical en sentido horario de aproximadamente 30". Esta
rotacion constituiria un fenbmeno estrictamente local, ya que no afecta a 10s mismos
bancos rojos que afloran al N y al S del sitio rotado. Esta rotacion seria anterior a la
andesita de 5Ma que suprayace a 10s bancos rojos, ya que la misma no se encuentra
rotada, y puede ser explicada teniendo en cuenta 10s rumbos de 10s planos de
estratificacion de 10s bancos rojos. Los mismos difieren aproximadamente entre 30" y
40" con 10s de 10s sitios restantes. Juncal Grande se encuentra en las proximidades de la
falla de Acazoque, la cdl sufrio desplazamientos de rumbo dextrales durante el
Cuatemario, pudiendo generar como consecuencia rotaciones de bloques en sentido
howio.
c) La tendencia de las DMFs determinadas para 10s flujos muestreados en la zona de
Tebenquicho sugieren la existencia de rotaciones segh ejes verticales en sentido
antihorario.
d) La tendencia de las DMFs determinadas para 10s flujos muestreados en la zona de
Chonillos sugieren la existencia de rotaciones segh ejes verticales en sentido horario.
e) En la zona de Tiomayo se determino la inexistencia de rotaciones segh ejes verticales
. estadisticamente significativas, al menos desde 10s 14,4 Ma en adelante.
f) En la zona de Mono Blanco se determino la inexistencia de rotaciones sew ejes
verticales estadisticamente significativas, a1 menos desde 10s 9,9 Ma en adelante.
g) Las sedimentitas verdosas y rojizas muestreadas en la zona de Morro Blanco (entre las
cuales se encuentra intercalada una ignimbrita datada en 10,3 =t 0,2 Ma) se correlacionaron
con la Fm. Tiomayo muestreada en la zona de Tiomayo. Estas correlaciones se basan en las
recientes dataciones efectuadas en tobas e ignimbritas intercaladas en ambas sucesiones, en
similitudes litologicas y geoquimicas y en comportamientos magneticos muy semejantes.

"Evolucion geodinhica de la Puna sobre la base de estudiospaleornagn~ticos. " Claudia B. Prezzi
h) En la zona de Rinconada, se detennino la inexistencia de rotaciones se& ejes verticales
estadisticamente significativas, al menos desde 10s 18 Ma en adelante. Por otra parte, la
existencia de sitios que poseen polaridad normal y sitios con polaridad reversa, indican que
10s afloramientos muestreados corresponden a distintos ciclos de actividad magmatica, no
habiendo sido intruidos de manera simultinea
i) En la zona de Mina Loma Blanca se determino que rocas pertenecientes a la Fm. Loma
Blanca sufiieron una rotacion s ew un eje vertical en sentido horario de alrededor de lo0,
con posterioridad a 10s 7 Ma. Considerando el modelo tectonico propuesto por Seggiaro y
Hongn (1994) para esta zona, drcha rotacion podria ser de tip local, controlada por la
cinematica de estructuras locales.
j) En la zona de Coranzuli se determino que rocas crethcicas superiores - terciarias
mferiores sufiieron una rotacion seghn un eje vertical en sentido horario de alrededor de
40". Considerando el modelo tectonico propuesto por Sewaro y Hongn (1994) para esta
zona, &cha rotacion podria ser de tip local, controlada por la cinematica de estructuras
locales.
k) Se pudieron determinar 10s carnbios rnineralogicos suiiidos por muestras de areniscas
verdes, areniscas rojas, dacitas e ignimbritas como consecuencia de la desmagnetkacion
por altas temperaturas. Los notables aumentos de la suscepbilidad magnetics total de
dichas muestras se deben a la formacion de maghemita como consecuencia de la
descomposicion y oxidacion de siderita y la deshidratacion de lepidocrocita. Paralelamente
se observ6 la formacion de hematita a parm de la deshidratacion de goethita. El cambio de
color de verdes a castahs amarillentas de las areniscas, se debe a la oxidacion de
chamosita ferrosa (clorita) a chamosita femca durante el calentamiento. La siderita y la
chamosita ferrosa presentes en las areniscas serian de origen dragenetico, ligadas a la

"Evolucion geodinrimica & la Puna sobre la base de estudios paleomapkticos. " Claudia B. Prezzi
presencia de material volcaniclhstico y a la existencia de condiciones levemente reductoras
y ph cercano a 8 durante la diagenesis. Estas condiciones serian comunes en ambientes
sedimentarios volcanicl&sticos, sugiriendo que seria bastante probable encontrar siderita
como cement0 en dichas rocas. La goethita, lepidocrocita y siderita detectadas en las rocas
igneas deberian su origen a la meteorizacibn. Los cambios mineralogicos sufiidos durante
el calentarniento en el laboratorio resultan de inter&, ya que tambien pueden ocunir a lo
largo del transcurso del tiempo geologic0 diferentes eventos de oxidation y/o
deshidratacion que produzcan dichos cambios. Este hecho revitaliza la discusion acerca del
origen y la edad de las magnetizaciones aisladas en bancos rojos a partir del pigmento
hematitico.
1) A parhr de un modelo isostiitico flexural sumamente simplificado pudo ensayarse una
posible explication del diacronismo observado en el pasaje del fiente de deformation rnio-
plioceno de la Puna a las Sierras Subandinas-Sistema de Santa Bhrbara, entre la Puna Norte
(22"s) y la Puna Austral (24's). Este diacronismo se originaria en diferencias existentes en
el espesor elhtico efectivo de la litosfera a lo largo del rumbo del orogeno Andino.
m) A pxix del disis de la base de datos paleomagneticos de 10s Andes Centrales
. pudieron definme algunas caracteristicas del patron de rotaciones detectado a lo largo del
orogeno. Se concluyo que dichas caracteristicas pueden ser explicadas de manera
satisfixtoria si se considera que el principal proceso generador de las rotaciones,
corresponde a la rotacion local de bloques en respuesta a cizalla regional. La cizalla
regional se originaria como consecuencia de la subduction oblicua de la placa de Nazca
debajo de la placa Sudamericana. En el antearco, Qcha cizalla se expresaria a travb de la
descomposicion del vector convergencia en componentes paralelas y nomales al rumbo de
grandes sistemas de fallas transcurrentes paralelas y oblicuas al margen continental. Asi las

"Evohcion geodincimica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
rotaciones observadas serian explicadas a traves de modelos de tip domino. En el
retroarco se generaria cizalla penetrativa a lo largo de una zona de fusion parcial de alta
conductividad ubicada en la corteza inferior. En la superficie la cizalla seria asumida por el
movimiento a lo largo de las fallas que separan la zona de deformacion en bloques. Dichas
fallas corresponderian a zonas de debilidades corticales o podrian representar la
reactivacion de estructuras preexistentes. Ambos procesos darian origen a rotaciones
vinculadas temporalmente con 10s eventos compresivos. Entre 10s 28,3-25,8 Ma se registro
un brusco aumento de la tasa de convergencia, durante dicho periodo el hgulo de
subduccion habria sido bajo. Durante el Cenozoico Tardio se produjo una disminucion de
la tasa de convergencia. Los mayores valores de rotacion presentados por 10s datos
mesozoicos-terciarios mferiores serian el reflejo del aumento de la tasa de convergencia.
Los datos terciarios superiores presentan valores de rotacion mhs bajos, debido a que estos
corresponden a un interval0 donde la tasa de convergencia he menor. Es importante
mencionar que, no es posible descartar la posibilidad de la existencia de un combamiento
oroclinal del orden de 10s 5" de magnitud, ya que la resolucion de 10s metodos
paleomagneticos no permite determinar rotaciones tan pequeiias. Si puede afimarse que si
dicho combamiento oroclinal existio, he una componente menor de la deformacion
ocunida durante la evolucion de 10s Andes Centrales.

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"Evolution geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleomagnbticos. " Claudia B. Prezzi
AGRADECJMIENTOS
Deseo expresar mi agradecimiento a todas las personas, instituciones y empresas
que de una manera u otra hicieron posible que este trabajo pudiera llevarse a cabo.
En primer lugar quiero agradecer a 10s Drs. Juan F. Vilas y Ricardo N. Alonso,
director y codirector de esta tesis respectivamente, por la importante colaboracion
prestada durante todo el desarrollo de la rnisma.
A todos 10s integrantes del Laboratorio de Paleomagnetismo D. A. Valencio, por
su permanente apoyo y compaiierismo. En especial a 10s Drs. Ruben Somoza y Haroldo
Vizh y a la Lic. Silvia Singer por haber puesto a mi dsposicion toda su experiencia y
sus conocimientos de manera desinteresada.
A la Universidad de Buenos Aires por haberme brindado la oportunidad de
realizar esta tesis a traves de las Becas de Investigacion para Graduados tanto de
Iniciacion como de Perfeccionamiento, y haberme dado la posibilidad de realizar cursos
de posgrado que me permitieron adquirir un enfoque m b integrador de la geologia.
Al CONICET, la Universidad de Buenos Aires y la ANPCyT por haber
posibilitado materialmente la realization de este trabajo a traves de 10s subsidios a la
investigacibn otorgados a1 Dr. Juan F. Vilas.
A1 Laboratorio de Paleomagnetismo D. A. Valencio que proveyo el lugar de
trabajo y todos 10s elementos y equipos necesarios.
A la Lic. Silvia Singer que me cedi6 las muestras de las zonas de Juncal Grande,
Tebenquicho y Chorrillos, asi como toda la informacion de la cuil disponia.

"Evolution geodinrimica de la Puna sobre la base de estudios paleomagnkticos. " Claudia B. Prezzi
Al Dr. Ruben Somoza por cederme las muestras que extrajo en las zonas de
Tiomayo y Rinconada, por su valiosa colaboracion durante las tareas de camp en la
zona de Siete Curvas y por la medicion de muestras en el Institute Astron6mico e
Geofisico de la Universidade de Siio Paulo (Brasil).
A1 Lic. Carlos Vasquez y a1 Sr. Roberto Forti por las incontables horas de
trabajo dedicadas para mantener todos 10s equips en funcionamiento.
A la Dra. Milka K. de Brodtkow por el examen al microscopio de pulidos
calcogr~cos de las muestras obtenidas en la zona de Siete Curvas.
A1 Dr. Renato Andreis por la obsewacion a1 microscopio de cortes delgados de
muestras de las zonas de Siete Curvas y Tiomayo.
A la Dra. Beatriz Coira por el examen a1 microscopio de cortes delgados de
rocas sedimentarias de la zona de Juncal Grande.
cualitativos.
A la Lic. Mabel Mena, de quien aprendi "la estadistica" aplicada en este trabajo.
A la Lic. Mariana Gagliardo, por la realizacion de 10s analisis quimicos
A la Dra. Susana Alonso por la realizacion de estudios de lfraccion de rayos X.
Al Lic. Carlos Virsquez por su colaboracion durante la realizacion de ensayos a
bajas temperaturas.
Mossbauer.
A1 Dr. Roberto Mercader por llevar a cab0 andisis de espectroscopia
A 10s Drs. H. GCitze y S. Mohr por facilitanne 10s datos de gravedad de 10s
Andes Centrales.
Al Dr. D. Blitzkow por pennitirme el acceso a 10s datos de ondulaciones del
geoide para la zona de trabajo.

"Evolution geodiruimica de la Puna sobre la bme de estudiospaleomagnt!ticos. " Claudia B. Prezzi
A 10s profesionales de la Comision Nacional de Energia Atornica por
permitime utilizar el microscopio, y en especial a la Dra. Laura Kleinman por su
colaboracion durante la observation y toma de fotografias de 10s cortes delgados y
pulidos calcograficos.
A 10s Drs. Beatriz Coira y Pablo CafYe por brindarme sus conocimientos de la
geologia de la Puna, en especial de las zonas de Tiomayo y Rinconada.
A la empresa Utah Mining por brindar apoyo logistico durante las tareas de
camp en la zona de Siete Curvas.
A la empresa S.R. Minerals (Barbados) Ltd. por brindar apoyo logistico durante
las tareas de campo en las zonas de Morro Blanco, Lorna Blanca y Coranzuli. En
especial a1 Geologo Farid Salim y a1 Sr. Gregorio Flores.
Un gran agradecimiento a toda mi familia, en particular a mis Padres por
haberme apoyado en la eleccion de la "Geologia" como profesion.
Y finalmente un agradecimiento muy especial a Roberto por estar
incondicionalmente a mi lado durante la realizacion de esta tesis, colaborando incluso
con la extraccion de las muestras en el campo, y acompaiihndome durante 10s largos
&as que demand6 la redaccion de este trabajo.

"Evolucidn geodinhmica de la Puna sobre la base de estudiospaleoma~t!ticos. " Claudia B. Prezzi
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