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Durante el Pérmico Tardío al Triásico Temprano (etapa extensional I) se instaló, en el sector de sur de los Andes Centrales, un régimen tectónico extensional, con el desarrollo de un importante magmatismo ácido representado por el Grupo Choiyoi. El evento extensional continuó en el Triásico Temprano a Medio (etapa extensional II) con la apertura de la cuenca Cuyana, y posteriormente en el Triásico Tardío a Jurásico Medio (etapa extensional III) con la generación de la cuenca Neuquina. El presente trabajo tiene como objetivo principal caracterizar cinemáticamente a las tres etapas extensionales que controlaron la deformación en el sectorde los Andes Centrales Sur, desde el Pérmico Tardío hasta el Jurásico Temprano. La metodología utilizada para ello consistió en la realización de un análisis cinemático de fallas de meso- y gran escala de afloramientos pérmicos superiores a triásicos inferiores del Grupo Choiyoi y de los depocentros triásico-jurásicos de las cuencas Cuyana y Neuquina. El análisis cinemático de estructuras de meso-escala provee importantísima información sobre el campo de deformación imperante durante la etapa extensional de una región dada (Giambiagi et al., 2009a). Este análisis nos permitió determinar: (i) la dirección de extensión regional imperante durante las tres etapas extensionales, (ii) la reactivación de zonas de debilidad previas y la presencia de rift oblicuos, (iii) la presencia de extensión tridimensional en el sector interno de la cuenca Neuquina y (iv) cambiostemporales y espaciales en los campos de deformación durante las distintas etapas de extensión.Durante la etapa extensional I, las rocas volcánicas y volcaniclásticas del Grupo Choiyoi fueron afectadas durante su desarrollo por fallas normales y normales oblicuas. El sistema de fallas corresponde a un arreglo de fallas normales puras de rumbo ONO a NO, y fallas normales oblicuas sinistrales de rumbo NNO. Existe un claro paralelismo entre una zona de deformación paleozoica de rumbo NNO, la ubicación de la zona de sutura inferida para los terrenos de Chilenia y Cuyania, y la distribución areal de los depósitos del Grupo Choiyoi (Ramos et al., 1986), que sugiere la existencia de una zona de debilidad litosférica responsable de la transtensiónregistrada durante el magmatismo Permo-Triásico (Giambiagi y Martínez, 2008).Durante la etapa extensional II, concomitantemente con la sedimentación continental y el volcanismo de sinrift que rellenó los depocentros de la cuenca Cuyana, se desarrollaron fallas normales de rumbo ONO a NNO. El análisis cinemático de las fallas de meso- y gran escala indica una dirección de extensión NE, que localmente rota a ENE en las inmediaciones de la ciudad de Mendoza donde habría existido una zona de transferencia entre los depocentros Las Peñas y Cacheuta (Giambiagi et al., 2010). Nuestras observaciones geológicas y el análisiscinemático de las fallas triásicas indican que estas estructuras fueron creadas durante el segundo evento extensional y no corresponden a reactivaciones de estructuras previas. Por el contrario, son fallas normales puras desarrolladas perpendicularmente a la dirección regional de extensión, indicando que esta cuenca se generó durante un evento de condiciones de extensión pura. Los resultados indican que el evento transtensional con dirección de extensión NNE, desarrollado durante la primera etapa extensional (I), fue seguido de un evento extensional puro NE. Este pequeño cambio en la dirección de extensión ocurrió al mismo tiempo que se produjoun salto en la localización de la deformación. En este sentido, el borde occidental de la cuenca Cuyana se ubica en el límite oriental de los afloramientos del Grupo Choiyoi. Esto indica que entre el primero y el segundo evento extensional la resistencia litosférica a la deformación se habría incrementado, y la subsecuente extensión a lo largo de la faja NNO de afloramientos del Grupo Choiyoi no habría sido favorable. Dentro de los principales controles que pueden incrementar la resistencia litosférica se encuentra el adelgazamiento cortical, cambios en la composición de la corteza inferior y enfriamiento litosférico (Ranalli, 2000). En el caso estudiado, el aumento enla resistencia litosférica puede haber estado dado por el cambio en la composición cortical producto del subplacado basáltico responsable de la fusión cortical durante la etapa extensional I (Kay et al., 1989; Mpodozis y Kay, 1992), y por el adelgazamiento cortical registrado durante la misma (Kay et al., 1989; Llambías et al., 2003; Martínez et al., 2011). El siguiente evento extensional (III), que abarcó desde el Triásico Tardío al Jurásico Temprano, fue elresponsable de la apertura de la cuenca Neuquina. Esta cuenca corresponde a una cuenca extensional de trasarco, desarrollada al oeste y sur de la cuenca Cuyana. Esto sugiere un nuevo salto en la localización de la deformación, que podría responder a un aumento en la resistencia litosférica. El esquema estructural para la etapa extensional se caracteriza por una distribución polimodal de las fallas maestras de los distintos depocentros, y por una distribución principalmente bimodal de fallas internas dentro de los depocentros. Tradicionalmente estas variaciones han sido atribuidas a reactivaciones de estructuras corticales. Sin embargo, elanálisis cinemático nos permitió proponer que el patrón de fallas extensionales del sector norte de la Cuenca Neuquina habría estado condicionado por la presencia de debilidades corticales pre-existentes en el basamento cristalino, así como por el régimen tectónico imperante durante el período extensional de la cuenca. A pesar de la disparidad entre los distintos campos de deformación obtenidos para los depocentros analizados, se infiere que el campo de esfuerzos actuante durante la etapa extensional de la cuenca fue constante y uniforme y la dirección delos esfuerzos mínimos habría sido NNE (Giambiagi et al., 2009b; Bechis et al., 2010). Por otro lado, las variaciones en la magnitud relativa de la dirección intermedia de deformación serían las responsables del complejo patrón de fallamiento de la cuenca (Giambiagi et al., 2009b).Tradicionalmente, se ha explicado la extensión imperante durante el desarrollo del Grupo Choiyoi al colapso gravitacional del orógeno desarrollado durante la fase Sanrafaélica del Pérmico Temprano, producto del cese de la subducción (Zeil, 1981; Kay et al., 1989; Llambías y Sato, 1990) o al empinamiento de la placa oceánica (Kleiman, 1999; Martínez, 2005). De esta manera, el evento extensional I correspondería a un proceso tectónico local, que no podría extenderse en tiempo más allá del Triásico Temprano, momento en el cual la corteza se encontraría adelgazada (Kay et al., 1989; Llambías et al., 2003). Sin embargo, nuestro estudio señala que si bien el campo de deformación regional obtenido presenta variaciones temporales y espaciales en la región estudiada, la dirección principal de extensión muestra un patrón sorprendentemente coincidente para los tres eventos extensionales, desde el Pérmico Tardío al Jurásico Temprano, con una dirección de extensión máxima NNE a NE. Esto indica que los procesos geodinámicos globales y no procesos locales serían los principales responsables de la extensión registrada en los Andes Centrales Sur durante el período analizado; mientras que los procesos geodinámicos locales serían responsables de las pequeñas variaciones en el campo de deformación,como fue sugerido para el período Permo-Triásico por Kleiman y Japas (2009). Dentro de los procesos globales se encontraría la fragmentación del supercontinente Pangea y la apertura de los océanos Atlántico Norte y Sur.Dentro de los procesos locales se encuentran los cambios reológicos corticales y litosféricos, los procesos tectónicos de interacción de la placa Sudamericana y la placa oceánica, y presencia de debilidades corticales y litosféricas previas.

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