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El segmento norte de los Andes Patagónicos Australes se caracteriza por una compleja historia de deformación. Particularmente, la región aledaña al Lago Belgrano se encuentra estructurada por una faja plegada y corrida, consecuencia de la compresión andina que tuvo lugar durante el Cenozoico. El basamento metamórfico paleozoico se encuentra expuesto y deformado junto con depósitos volcaniclásticos jurásicos y las potentes secuencias sedimentarias del Cretácico.El basamento de la región está conformado por las turbiditas metamorfizadas de la Formación Río Lácteo, deformadas en el Permico tardío (Calderón et al. 2007). Por encima de éstas se encuentran los depósitos sin-extensionales volcaniclásticos del Complejo El Quemado rellenando los hemigrábenes triásico-jurásicos. En discordancia angular y relacionadas a una fase de subsidencia termal, yacen las secuencias marinas y litorales cretácica inferiores (formaciones Springhill, Río Mayer y Río Belgrano), por encima de las cuales se encuentran unidades cretácicas y cenozoicas incluidas en la deformación andina.La estructura de los Andes Patagónicos Australes puede ser dividida en tres zonas morfotectónicas principales (Ramos, 1989; Kraemer, 1998; Kraemer et al., 2002; Ghiglione et al., 2009), de Oeste a Este: un dominio de basamento de piel gruesa y deformación frágil, una faja plegada y corrida interna con estructuras dúctiles que hacia el norte pierde expresión desarrollándose en una zona triangular (Ramos, 1979; 1989), y una faja plegada y corrida externa.El área de estudio se encuentra en el límite occidental de la zona externa, que se caracteriza por un estilo estructural mixto. El control estructural está definido por un dominio de piel gruesa al oeste y estructuras de piel fina simples hacia el este.El dominio de piel gruesa expone rocas paleozoicas junto con la secuencia jurásica de sin-rift como consecuencia de la inversión de estructuras extensionales previas. Esta inversión es promovida por una falla de basamento profunda que, mediante una rampa debajo de la zona de estudio, genera acortamiento. Las fallas extensionales se hallan dispuestas en un rumbo NNE inclinando hacia al este y se encuentran asociadas a distintas estructuras secundarias como grábenes de colapso. Estos rasgos fueron generados en un periodo extensional regional jurásico (Uliana et al., 1989). Hacia el este en el dominio de piel fina, se observa un monoclinal frontal que afecta a las secuencias cretácicas y cenozoicas, generado a partir de un corrimiento con despegue en la Formación Río Mayer y vergencia al oeste. Este corrimiento pone las unidades más jóvenes por encima de las paleozoicas y jurásicas previamente deformadas, desarrollando un pliegue anticlinal de arrastre en la Formación Río Mayer. Esta última puede interpretarse como una estructura fuera de secuencia, así como también presentar una evolución sincrónica al rampeo de la cuña de basamento constituyendo un sistema de geometría triangular de las estructuras con vergencia opuesta según el propuesto por Lillegraven et al. (2004), o bien ser un techo pasivo de la cuña de basamento.Se construyó un esquema estructural basado en modelos de Bonini et al. (2012) y Yamada y McClay (2003) que proponen sistemas de inversión de estructuras extensionales de gran magnitud como las observadas en la Sierra de las Uñas, diferente a propuestas anteriores basados en modelos geométricos de flexión de fallas como los de Ramos (1989). El modelo propuesto permite explicar la inversión tectónica de las fallas extensionales jurásicas observadas en el campo como respuesta al acortamiento producido por el movimiento de la cuña de basamento, aunque no se define una única solución para el desarrollo del monoclinal frontal al este del área de estudio. Esta estructura podría generarse por un bajocorrimiento o techo pasivo, o bien ser un corrimiento fuera de secuencia que en ambos casos presenta su nivel de despegue en la Formación Río Mayer.