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Las evidencias de deformación y sedimentación paleógenas documentadas en los últimos años en el noroeste argentino (e.g. Kramer et al., 1999; Coutand et al., 2001; del Papa et al., 2004; Carrapa y DeCelles, 2008, Payrola et al., 2009) que confirman hipótesis previas (e.g. Boll y Hernández, 1986; Salfity et al., 1993; Starck y Vergani, 1996) permiten debatir los modelos clásicos de evolución andina que postulaban edad neógena para el inicio de la deformación cenozoica en esta región restringiendo la deformación paleógena a los Andes de Chile, Bolivia y Perú (e.g. Jordan et al., 1997). Estos nuevos datos delinean una faja de deformación y sedimentación paleógenas extendida a lo largo de gran parte de los Andes Centrales, cuyo límite oriental está bien identificado, hasta el momento, en la Cordillera Oriental de Bolivia, en la transición Puna-Cordillera Oriental de Argentina, y con reservas en las Sierras Pampeanas (Coughlin et al., 1998; Horton, 2005; Oncken et al., 2006; Payrola et al., 2009). Esta faja de más de 2000 km de longitud, clave para comprender los primerosestadios de la evolución andina cenozoica, muestra segmentos que coinciden en líneas generales con los establecidos para los Andes neógenos (Jordan et al., 1997; Kley y Monaldi, 1998). Los estudios previos destacaron la influencia de la sucesión sedimentaria paleozoica involucrada en la segmentación neógena del foothill andino, en particular para la terminación sur de la faja plegada y corrida de las Sierras Subandinas y supase al Sistema de Santa Bárbara y Sierras Pampeanas (e.g. Allmendinger et al., 1983). Las últimas investigaciones han ampliado el conocimiento de los eventos paleógenos, el cual si bien aún incompleto, es suficiente para determinar variaciones en el estilo de deformación a lo largo del rumbo que coinciden aproximadamente con el límite Altiplano-Puna (aproximadamente 22ºS); así, segmentos comparables a los neógenos ya estaban definidos en el Eoceno. En esta segmentación paleógena tuvieron injerencia no sólo las secuencias paleozoicas que afloran en las Cordillera Oriental y Sierras Subandinas sino también aquéllas distribuidas en el Altiplano-Puna como además los complejos sedimentarios, metamórficos e ígneos del basamento neoproterozoico-paleozoico inferior que afloran profusamente en las Cordillera Oriental, Sierras Pampeanas y Puna argentinas, y que disminuyen notablemente su participación en Bolivia. Uno de los rasgos más notables de las estructuras paleógenas es la doble vergencia o vergencia occidental. Hacia el norte de 22ºS,las secuencias paleógenas (eocenas) forman parte de fajas plegadas y corridas de piel fina, con superficies de despegue que involucran importantes desplazamientos horizontales y la evolución de las cuencas se interpreta en el esquema del sistema de cuencas de antepaís de DeCelles y Gilles (1996)(e.g. Horton, 2005). En estesegmento, las unidades del basamento paleozoico (principalmente ordovícico) muestran escasa deformación paleozoica tanto en el Altiplano como en la Cordillera Oriental y consecuentemente su comportamiento estructural durante las deformaciones paleógenas y subsecuentes es de cobertura más que de basamento (McQuarrie y Davis, 2002). Asimismo, los afloramientos del basamento neoproterozoico-paleozoico inferior quedan restringidos al núcleo de algunas sierras de la Cordillera Oriental y sus afloramientos disminuyen sensiblemente al norte del límite Argentina-Bolivia. Hacia el sur de 22ºS, en el noroeste argentino, las sucesiones del Paleozoico inferior registran metamorfismo leve y deformación penetrativa paleozoicas en la Puna, hecho que las torna desde el punto de vista de su comportamiento mecánico más parecidas al basamentoneoproterozoico-cámbrico inferior que a las unidades suprayacentes. Es así que los depósitos paleógenos que se han reconocido en la Puna (Cuencas de Arizaro, Pastos Grandes, Antofalla-Calalaste, Pozuelos) se asientan mediante discordancias fuertes sobre leptometamorfitas ordovícicas o sobre los plutones que las intruyen; en algunos casos, esta discordancia marcada se localiza en la base de sucesiones del paleozoico superior omesozoicas sobre las que se apoyan paraconcordantes o débilmente discordantes los depósitos paleógenos. Por su parte, las sedimentitas cretácico-eocenas (cuencas de rift y de antepaís) de la Cordillera Oriental (La Poma- Saladillo; Luracatao, Cerro Tin Tin) se disponen directamente sobre el basamento leptometamórfico tipo Puncoviscana típico de esta región. Las unidades leptometamórficas gradan a esquistos, gneises y migmatitascon plutones en la transición Cordillera Oriental con Sierras Pampeanas y Puna austral, y estas rocas de niveles corticales más profundos ya estaban expuestas en el Cretácico como lo demuestra el Subgrupo Pirgua apoyado sobre plutones y rocas metamórficas de diferentes grados (Salfity, 1979). Las cuencas del antepaís paleógeno no evolucionaron según el modelo clásico de DeCelles y Giles (1996) sino más bien se comportaron como cuencasinmóviles o estacionarias, en muchos casos progresaron como cuencas intermontanas en un antepaís fragmentado.Son varios los mecanismos que controlaron la evolución del orógeno andino, entre los principales (e.g. Oncken et al., 2006): 1) Tasa de convergencia entre las placas; 2) Debilitamiento térmico; 3) Ángulo de subducción, 4) Irregularidades en la placa subducida, 5) Movimiento absoluto de la placa superior; 6) Heterogeneidades de la placa superior; 7) Resistencia del límite de placas, y 8) Clima. Diferentes hipótesis jerarquizan algunos de estos mecanismos respecto a los restantes, por ejemplo la variación en el ángulo desubducción constituye un factor de primer orden en la segmentación del orógeno (Ramos, 2009), o el aporte diferencial de sedimentos a la trinchera por razones climáticas provoca diferentes tasas de levantamiento (Lamb y Davis, 2003). Además de los mencionados y de otros mecanismos posibles, este trabajo propone que la geología del basamento, sus variaciones litológicas y el comportamiento mecánico-reológico jugaron un rolfundamental en la segmentación eocena. También en esta segmentación y como parte del basamento andino, la heterogeneidades vinculadas con los rifts paleozoicos y mesozoicos, mayormente fallas normales invertidas, tuvieron un papel significativo en la definición de las primeras estructuras contraccionales cenozoicas (Sempere et al., 2002). La herencia de la deformación-segmentación eocena se mantuvo durante el Neógeno, tanto en su distribución como en algunos mecanismos, por ejemplo en el desarrollo de las cuencas de antepaís hacia el norte y sur de los 22ºS. Además de las diferencias reconocidas en las Sierras Subandinas y Sistema de Santa Bárbara, la terminación en la Puna de Jujuy de la superficie San Juan de Oro (Gubbels et al., 1993) marca otro hecho demostrativo de la evolución diferencial de estos segmentos a lo largo del Cenozoico.

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