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La Cordillera de San Buenaventura es un rasgo con orientación E-O formada por domos y complejos volcánicos de composición intermedia del Mioceno Superior a Cuaternario (Seggiaro et al. 2000). Esta cadena marca la transición entre el área de subducción normal con la plana hacia el sur (e.g., Baranzagi y Isacks, 1976), por lo que la región es clave en el entendimiento de la evolución geodinámica de la Puna Austral. El Complejo Volcánico La Hoyada (CVLH) es un sistema volcánico de larga duración, intensamente erosionado, de composición geoquímica intermedia que está ubicado en el borde este de la Cordillera de San Buenaventura. Seggiaro et al. (2000) sugirió que el CVLH fue formado por un conjunto de calderas erodadas. La contribución más completa sobre este complejo fueron las correspondientes a Montero et al. (2010) quienes identificaron dos ciclos volcánicos dentro de su historia. El CVLH constituye un sistema volcánico con una evolución compleja, característica que impide describirlo utilizando un enfoque estratigráfico clásico. Por lo tanto, se complementaron técnicas clásicas junto con análisis morfológico, espectral y la aplicación de las unidades litoestratigráficas limitadas por discordancias (UBSUs, Unconformity-Bounded Stratigraphic Units) para reconstruir su historia geológica. Mediante la definición de unidades litosomáticas y UBSUs se obtuvo un nuevo esquema estratigráfico. El esquema estratigráfico resultante combina las unidades litoestratigráficas en unidades litosomáticas y sintémicas, con la identificación de al menos 7 centros eruptivos sobreimpuestos durante la evolución de CVLH (Bustos et al. 2015). El litosoma 1 agrupa a las unidades más antiguas que se caracterizan por estar intensamente deformadas y alteradas hidrotermalmente. Está compuesto por un sintema S1.1 que comprende productos volcánicos efusivos y explosivos de composición química intermedia y depósitos retrabajados subordinados. El litosoma 2 corresponde a una secuencia volcánica efusiva integrada por un sintema S2.1, el cual agrupa lavas, diques y domos de composición traquidacítica y traquiandesítica. La estratigrafía del litosoma 3 está formada por dos sintemas S3.1 y S3.2 separados por una discontinuidad de segundo orden que limita a un período constructivo (S3.1) de la extinción del aparato volcánico (S3.2). El S3.1 está compuesto por lavas, domos, flujos de detritos, depósito de avalancha, mientras que el S3.2 está representado por depósitos de flujo de detritos. Las unidades litoestratigráficas que componen al litosoma 4 corresponden a flujos lávicos traquidacíticos y domos dacíticos agrupados en el sintema S4.1. El litosoma 5 está compuesto por dos sintemas separados por una discordancia de segundo orden que indica el cambio en la composición química de los productos emitidos, por lo tanto una diferencia en el comportamiento del sistema volcánico. S5.1 está compuesto por flujos lávicos andesíticos-basálticos y el S5.2 agrupa domos de composición traquiandesítica y dacítica. La estratigrafía del litosoma 6 está caracterizada por domos, flujos lávicos y depósitos piroclásticos subordinados agrupados en el sintema S6.1 que presentan las facies típicas de un estratovolcán, el cual está disectado por una escarpa curva que también afecta al litosoma 7. El litosoma 7 se compone de productos volcánicos explosivos y efusivos de composición química intermedia, con un evento fluvial intercalado. La estratigrafía de este centro volcánico está dividida en dos sintemas S7.1 y S7.2, separados por una discordancia de segundo orden indicada por un evento fluvial erosivo. S7.1 está formado por lavas, depósitos piroclásticos y un evento fluvial, mientras que S7.2 está formado por flujos lávicos andesíticos.Aplicando el concepto de las UBSU y teniendo en cuenta la información disponible de la zona, se proponen 4 supersintemas separados por discordancias para resumir el volcanismo Cenozoico del borde este de la Cordillera de San Buenaventura (Tabla 1). El Supersintema San Buenaventura (SSB) está representado por volcanismo explosivo de composición riolítica, emplazado durante un régimen de tectónica compresiva (e.g., Kraemer et al. 1999). La discordancia δ1 entre el basamento y las ignimbritas marca el comienzo del volcanismo cenozoico en la región. El SSB agrupa a todas las ignimbritas de composición riolítica calcoalcalina aflorantes en la región (Montero et al. 2015). El Supersintema La Hoyada Inferior (SLHI, ca. 7- 4,5 Ma) está compuesto por flujos lávicos y domos de composición andesítica-dacítica y se encuentra afectado por deformación tectónica compresiva. La discordancia δ2 separa a los supersintemas SSB y SLHI marca el cambio en el estilo eruptivo, desde la actividad explosiva de formación de caldera hacia el volcanismo central de composición andesítica-dacítica principalmente efusivo. El SLHI representa a varios estratovolcanes superpuestos degradados pertenecientes al litosoma 1. El Supersintema La Hoyada superior (SLHS) agrupa a productos efusivos calcoalcalinos andesíticos-dacíticos y depósitos piroclásticos y epiclásticos subordinados relacionados a arco (litosomas 2 a 7). La discordancia δ3 está dada por un período de quiescencia y erosión que representa un cambio en las condiciones tectónicas desde una secuencia intensamente deformada (SLHI) a la secuencia volcánica libre de este tipo de deformación de SLHS. Un cambio en las condiciones tectónicas en la Puna desde un régimen compresivo a extensión horizontal ocurrió diacrónicamente en el plateau (e.g., Riller y Oncken, 2003). La fase de deformación compresiva ocurrió hasta los 6-4 Ma (e.g., Kraemer et al. 1999), simultáneamente con el emplazamiento del SSB y SLHI, representado por plegamientos amplios en el SLHI. La discordancia δ3 se ubica en el techo de una unidad conglomerádica que cubre a la secuencia plegada del SLHI, la cual es correlacionable con los Punaschotter, los cuales constituyen un evento común en todas las cuencas del plateau de la Puna (e.g., Schoenbohm et al. 2015). La depositación de esta secuencia conglomerádica, datada en ~4 Ma para la cuenca de Fiambalá, estuvo relacionada con un pico en la fase tectónica compresiva (Schoenbohm et al. 2015). Este evento podría estar correlacionado con un aumento en la convergencia de la placa a 5-4 Ma (Guzmán et al. 2014) y/o estar conectado a la subducción de la dorsal de Copiapó (Álvarez et al. 2015). Finalmente, el Supersintema Purulla (SP) comprende productos de volcanismo bimodal relacionados a un sistema volcano-tectónico extensional del Pleistoceno. La discordancia angular δ4 en la base del SP marca el comienzo del volcanismo monogenético andesitico-basáltico y riolítico en la zona (e.g., Seggiaro et al. 2000). Esta discordancia está señalada por una escarpa de aproximadamente 400 m de altura y 10 km de extensión. Sin embargo, la extensión en la Puna no es generalizada y es incipiente (e.g., Schoenbohm y Strecker, 2009). En la zona de Pasto Ventura se documentó una tasa de extensión horizontal muy baja (Zhou et al. 2013), dato que concuerda con la falta de registro de movimiento entre la red GPS que monitorea a la Puna (e.g. Bevis et al. 2001). Báez et al. (2015) proponen que el volcanismo riolítico del Complejo Volcánico Cerro Blanco se originó mediante una depresión volcanotectónica en el Pleistoceno medio-inferior. Siguiendo a esta propuesta, el origen tectónico de esta escarpa es poco probable y se plantea un origen volcanotectónico para la misma. La metodología de las UBSUs provee una herramienta poderosa para entender la evolución de volcanes erodados de larga duración y podría ser aplicado a otras áreas con sistemas volcanotectónicos complejos. La aplicación de esta metodología permitió la redefinición de la estratigrafía del CVLH uniendo la información estratigráfica con una síntesis efectiva de los principales eventos volcánicos, sedimentarios y tectónicos.