Petrinovic, I.A., Grosse, P., Guzmán, S. y Caff e, P.J. 2017. Evolución del volcanismo cenozoico en la Puna
argen-EVOLUCIÓN DEL VOLCANISMO CENOZOICO
EN LA PUNA ARGENTINA
Ivan A. PETRINOVIC
1, Pablo GROSSE
2, Silvina GUZMÁN
3,4, Pablo J. CAFFE
51 CICTERRA (CONICET-UNC), Av. Vélez Sarsfi eld y Haya de la Torre, (5000), Córdoba.
Email: [email protected]
2 CONICET y Fundación Miguel Lillo. Miguel Lillo 251, (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina.
Email: [email protected]
3 Instituto de Bio y Geociencias del NOA (IBIGEO), UNSa, CONICET, 9 de Julio 14,
4405, Rosario de Lerma, Salta, Argentina. Email: [email protected]
4 Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera, ICTJA-CSIC, Lluís Solé i Sabarís s/n, 08028 Barcelona. 5 Instituto de Ecoregiones Andinas (CONICET-UNJu) e Instituto de Geología y Minería,
Universidad Nacional de Jujuy, Av. Bolivia 166, San Salvador de Jujuy, 4600, Jujuy. Email: pabcaff [email protected]
RESUMEN
Se presenta una síntesis del volcanismo ocurrido durante el Cenozoico en la región de la Puna argentina, tenien-do en cuenta los cambios en la localización, composición, edad y estilos eruptivos del volcanismo en relación a condiciones geotectónicas variables.
Palabras clave: Cenozoico, Puna, volcanes, Andes Centrales.
ABSTRACT
Evolution of Cenozoic volcanism in the Argentinean Puna. A synthesis of the volcanism that occurred during the Cenozoic in the Argentine Puna region is presented, taking into account the changes of location, composition, age and eruptive styles of the volcanism in relation to variable geotectonic conditions.
Keywords: Cenozoic, Puna, volcanoes, Central Andes.
INTRODUCCIÓN
La Puna es una unidad morfológica limitada al
O y E por la Cordillera Occidental y Oriental,
res-pectivamente, al N por el Altiplano y al S por las
Sierras Pampeanas noroccidentales, Sistema de
Fa-matina y Cordillera Principal (Figura 1). Su
levan-tamiento es el resultado de la convergencia de las
placas de Nazca y de Sudamérica, convirtiéndose
en un ejemplo único de plateau de altura asociado
a subducción, posibilitando la generación de
vol-canismo desde el Eoceno alto-Oligoceno bajo.
Mu-chas de las características de la Puna (e.g.
espesor
cortical de hasta 75 km; Beck et al. 2015) imprimen
rasgos particulares al volcanismo. Así por ejemplo,
zonas de baja velocidad sísmica (Chmielowski et
al. 1999, Zandt et al. 2003, Bianchi et al. 2013)
aso-ciadas a anomalías Bouguer negativas (del Potro et
al. 2013) han sido interpretadas como cuerpos
mag-máticos de grandes dimensiones (Yuan et al. 2000,
Bianchi et al. 2013) vinculados temporal y
espacial-mente con centros volcánicos suprayacentes (e.g.
el
“Altiplano-Puna Volcanic Complex”, APVC; de
Silva 1989) y sus características petrológicas (Kay
et al. 2010). Una discusión actualizada sobre la
dis-tribución espacio-temporal del volcanismo en la
Puna y su relación con las estructuras y tipos de
edifi cios volcánicos se puede encontrar en Bustos
et al. (2016).
confi gurada como tal ya desde el Eoceno medio
(Hongn et al. 2007, del Papa et al. 2014).
Al N y S del lineamento El Toro (Mon 1979) o
li-neamiento Calama-Olacapato-El Toro (Salfi ty 1985),
la Puna se subdivide en dos sub-provincias
geoló-gicas con características singulares, la Puna
Septen-trional y la Puna Austral (Alonso et al. 1984). Este
límite se encuentra aproximadamente a los 24° S.
Desde el punto de vista volcánico, la Puna
inclu-ye un arco volcánico continental activo (parte de la
Zona Volcánica Central de los Andes, Harmon et al.
1984) desarrollado en su margen occidental, en el
lí-mite o sobre la Cordillera Occidental, y cadenas
vol-cánicas oblicuas al rumbo andino de distinta edad
(Salfi ty et al. 1984, Viramonte et al. 1984, Richards
et al. 2006). No obstante, el volcanismo no ocupó
siempre la misma posición, ni tuvo la misma
distri-bución ni las dimensiones de la actualidad. La
com-plejidad de su distribución espacial y temporal
res-ponde a diversos factores. El factor de primer orden
es la geometría de convergencia de las placas y las
características de la subducción (ángulo y velocidad
de subducción, segmentación de la placa; e.g.
Par-do-Casas y Molnar 1987, Isacks 1988, Cahill e Isacks
1992, Somoza 1998, Kay y Coira 2009, Heit et al. 2014,
Mulcahy et al. 2014), lo cual determina la existencia
del magmatismo y la migración regional del arco
volcánico tanto en sentido N-S como en sentido O-E
a lo largo del tiempo (e.g
. Coira
et al. 1993, Trumbull
et al. 2006). Los factores de segundo orden se
rela-cionan a los rasgos geológicos que le son propios,
como su gran espesor cortical (hasta 75 km; Heit et
al. 2014, Beck et al. 2015), el ancho del plateau (> 200
km), incluyendo un antepaís fragmentado (del Papa
et al. 2014), la heterogeneidad reológica del sistema
orogénico (Hongn et al. 2010) y la confi guración de
los sistemas geológicos previos al episodio andino,
tanto la composición y naturaleza del basamento
(
e.g.
Mamani
et al. 2008, Kay et al. 2010, Guzmán et
al. 2014) como la distribución de las cuencas del rift
cretácico (Salfi ty y Marquillas 1994).
El volcanismo cenozoico comienza en la Puna
en el Oligoceno-Mioceno inferior y continúa
has-ta la actualidad, con gran profusión durante el
Mioceno superior-Plioceno, cubriendo más de la
mitad de la superfi cie total de la Puna y siendo
responsable de muchas de las características
geo-lógicas pasadas y geomorfogeo-lógicas actuales de la
región. A la vez, el volcanismo ha generado
relie-ve en muy cortos intervalos de tiempo, así como
ha aportado grandes cantidades de detritos a las
cuencas internas de la Puna e incluso del antepaís
pampeano (Milana y Kröhling 2017).
Un punto de debate aún abierto es la relación
temporal entre la actividad volcánica y el
acorta-miento cortical. A este respecto, Trumbull et al.
(2006) no encuentran equivalencias directas entre
los períodos de máximo acortamiento con la
acti-vidad volcánica desde un punto de vista regional.
No obstante, a escalas locales, se han comprobado
relaciones deformación-erupción en centros
erup-tivos singulares (e.g.
Seggiaro 1994, Riller
et al. 2001,
Petrinovic
et al. 2005, 2006, 2010, Guzmán y
Petri-novic 2010).
La relación del volcanismo cenozoico con la
metalogénesis ha sido abordada por distintos
au-tores proponiendo diferentes relaciones
tempora-les entre el evento volcánico y la concentración de
minerales de interés económico (e.g. Alonso y
Vira-monte 1987, Coira 1999, Kay et al. 1999, Richards et
al. 2006, Caff e y Coira 2008, Salado Paz et al. 2016).
De esta manera, el volcanismo cenozoico ha
in-fl uido en la naturaleza de las cuencas sedimentarias
de la Puna, en las concentraciones de minerales
me-talíferos y no meme-talíferos, en las geoformas que
con-dicionaron la distribución hidrográfi ca, en los
patro-nes de deformación y probablemente en el clima de
la región durante los últimos 35 millones de años.
TIPOS DE VOLCANES Y SUS PRODUCTOS
Los capítulos anexos al presente (Grosse et al.
2017 este Relatorio, Guzmán et al. 2017 este
latorio, Maro et al. 2017 este Relatorio) abordan
singularmente cada estructura volcánica carac
-terística de la Puna, por lo que en este apartado
nos restringiremos sólo a modo introductorio, a
su mención y a una breve descripción.
Las rocas volcánicas cenozoicas provienen
de calderas de colapso, estratovolcanes (o vol
-canes compuestos/poligenéticos), domos, conos
de escoria y estructuras volcánicas menores (de
acuerdo al volumen de roca producido). La tipo
-logía eruptiva guarda una marcada relación con
la magnitud y la composición. En las Figuras 2 y
3 se detallan las rocas volcánicas cenozoicas de la
Puna y los centros de emisión reconocidos agru
-pados por su tipología y edad.
Los primeros trabajos en el área de la Puna y
norte de Chile, como el de Pichler y Zeil (1969), ya
interpretaban una relación entre estilos eruptivos
y composición; en las rocas efusivas asociadas a
estratovolcanes predominaban los términos ande
-síticos y en los grandes mantos ignimbríticos las
composiciones dacíticas. Hoy en día sabemos que
las erupciones producidas por el colapso de cal
-deras son generalmente de alta explosividad (VEI
7-8) y predominan los magmas dacíticos a riodací
-ticos, con depósitos resultantes mayoritariamente
piroclásticos. En los estratovolcanes predominan
los términos andesíticos-dacíticos de explosividad
intermedia y los productos son coladas y domos
de lava, con depósitos piroclásticos subordinados.
En los domos predominan las composiciones da
-cíticas-riodacíticas-riolíticas en depósitos mayor
-mente efusivos y subordinada-mente explosivos,
mientras que en los conos de escoria predominan
composiciones más máficas (mayormente andesi
-tas basálticas) y los productos consisten mayor
-mente en depósitos de escoria y coladas de lava.
Los centros volcánicos más pequeños incluyen
maares, anillos de tobas y otras estructuras volcá
-nicas menores, generalmente asociados a erupcio
-nes freáticas/freatomagmáticas (e.g.
Petrinovic et
al. 2006) o a condiciones de explosividad
excep-cionales como las generadoras del anillo de tobas
de Ramadas (Tait et al. 2009) en composiciones ge
-neralmente riolíticas.
EVOLUCIÓN ESPACIAL-TEMPORAL DEL
VOLCANISMO EN LA PUNA ARGENTINA
Durante el Cenozoico el volcanismo de la Puna
argentina ha experimentado cambios tanto en su
distribución como en su composición (Figuras 2 y
3). En las últimas décadas se han realizado algunas
compilaciones basadas fundamentalmente en de
-terminaciones geocronológicas y de composiciones
(Coira et al. 1993, Trumbull et al. 2006, Kay y
Coi-ra 2009, Kay et al. 2010, Guzmán et al. 2014, Frey
-muth et al. 2015, Brandmeier y Wörner 2016, entre
otros) que han permitido visualizar distribuciones
espaciales y períodos eruptivos. Para explicar estos
cambios, y en base al avance paulatino del cono
-cimiento, se han propuesto modelos de migración
y configuración del arco en relación a cambios
temporales en las condiciones geotectónicas (e.g.
cambios en la inclinación de la placa subductante,
cambios en la velocidad de convergencia de las pla
-cas, procesos de delaminación; Trumbull et al. 2006,
Kay y Coira 2009, Bianchi et al. 2013, Goss et al. 2013,
Freymuth et al. 2015). Así, el volcanismo eoceno-oli
-goceno se ubicó preferencialmente al oeste de la
región de la Puna, migrando hasta alcanzar la po
-sición del arco volcánico actual (aproximadamente
en el margen occidental de la Puna) en el Oligoce
-no superior-Mioce-no inferior (e.g.
Coira et al. 1993,
Allmendinger et al. 1997, Trumbull et al. 2006). A
partir del Mioceno medio-tardío hubo una drástica
expansión del volcanismo hacia el interior y borde
oriental del plateau, especialmente en la Puna Aus
-tral (Acocella et al. 2011, Guzmán et al. 2014), con
una profusión de rocas volcánicas de origen explo
-sivo que cubrieron gran parte de la región rellenan
-do rápidamente el paleorelieve. Desde el Mioceno
superior y hasta el Cuaternario se desarrollaron
numerosos estratovolcanes a lo largo del arco vol
-cánico principal e irrumpió un vasto volcanismo
monogenético esparcido fundamentalmente en el
interior del plateau de la Puna Austral. La actividad
volcánica actual queda restringida a una decena de
volcanes con actividad holocena ubicados sobre el
arco principal, en el límite internacional entre las
provincias de Salta y Catamarca con Chile.
Eoceno superior-Oligoceno-Mioceno inferior
Figura 2. Mapa geológico simplifi cado de los sectores norte y central de la Puna argentina con énfasis en la ubicación de estra-tovolcanes, calderas y volcanismo monogenético. Modifi cado de Grosse y Guzmán (2017), basado en las hojas geológicas del SEGEMAR que abarcan la región (ver referencias) y en el mapa de Schnurr et al. (2006).
intercalados en formaciones sedimentarias, restos
sumamente erosionados de edifi cios volcánicos,
pequeños domos e ignimbritas de escaso volumen.
En el Oligoceno superior-Mioceno inferior el
arco principal se ubicó al O de la Puna (Figura 1),
des más antiguas determinadas corresponden a un
nivel de toba de 37,6 ± 0,3 Ma intercalada en la For
-mación Quiñoas (miembro I) en el área del salar de
Antofalla (Kraemer et al. 1999) y rocas piroclásticas
(sin nombre formacional) que afloran al S del salar
de Arizaro y datadas como Eoceno tardío (34,8 ± 2,3
Ma; Canavan et al. 2014). A su vez, en el margen O
del salar de Arizaro se han datado rocas volcánicas
asociadas al prospecto minero Taca Taca entre ~29 y
~31 Ma (Sim et al. 2008 y referencias citadas).
A fines del Oligoceno superior y durante el
Mioceno inferior se desarrollaron el Complejo
Cori o Arizaro (~24 Ma), al S del salar de Arizaro,
y el Complejo volcano-sedimentario Quebrada del
Agua (23-15 Ma), al O del salar de Arizaro (Zappet
-tini y Blasco 2001). En el área del salar de Antofalla,
Kraemer et al. (1999) datan tobas en la Formación
Chacras en 22,5 ± 0,6 Ma y en la Formación Potrero
Grande en 18,0 ± 0,6 Ma.
En las cercanías del cerro Samenta (borde SO
del salar de Arizaro) se reconocen ignimbritas de
~18 Ma (Canavan et al. 2014), aproximadamente
coetáneas con los inicios de la actividad explosiva
de gran volumen en el interior del plateau a los 17
Ma, representado por el primer ciclo eruptivo de la
caldera del cerro Aguas Calientes (Petrinovic et al.
2010). Al O del salar de Antofalla, los cerros León
Muerto y Colorado (~20 Ma; Naranjo y Cornejo
1992, Trumbull et al.
1999) consisten en remanentes
de edificios volcánicos. En esta región, Richards y
Villeneuve (2002) y Richards et al. (2013) reportan
edades de ~17 Ma para una ignimbrita y para res
-tos de edificios volcánicos.
En la Puna Septentrional los registros más an
-tiguos corresponden al Complejo volcánico Piru
-rayo, intercalado en la Formación Moreta (en las
cercanías de la laguna Pozuelos; Caffe et al. 2002,
Soler y Coira 2002), con edades entre 28 y 20 Ma
(Linares y González 1990). A fines del Mioceno in
-ferior (~19-17 Ma), se emplazaron pequeños domos
e ignimbritas, entre los que se pueden citar los do
-mos de Casa Colorada y Minuyoc, las ignimbritas
de la Formación Cabrería y algunos remanentes
ignimbríticos aflorantes en la cuenca de la laguna
Pozuelos (Caffe et al. 2002).
Mioceno medio
A partir de los ~15 Ma, el volcanismo se mantu
-vo posicionado en las cercanías del arco -volcánico
actual, pero además comenzó a expandirse hacia
el este (e.g. Caffe et al. 2002, Guzmán et al. 2014),
por todo el ancho de la Puna, concentrándose pre
-ferencialmente a lo largo de cadenas volcánicas
transversales de rumbo NO-SE y en las inmedia
-ciones del límite oriental de la Puna con Cordillera
Oriental y sur-oriental con las Sierras Pampeanas
(Figuras 2 y 3) (e.g. Guzmán et al. 2014).
El volcanismo de este período muestra una va
-riedad significativa de estilos eruptivos, incluyendo
domos y complejos de domos, estratovolcanes y cal
-deras de colapso. Los exponentes principales en la
Puna Septentrional son pequeños domos como Pan
de Azúcar, Chinchillas y Aguiliri (Caffe et al. 2002)
y cuerpos subvolcánicos menores (Huayra Huasi,
Punta del Viento, Schwab y Lippolt 1974; Pórfiro
de Poquis, Marinovic 1979, Medina 2003), así como
las fases eruptivas más antiguas del Complejo vol
-cánico Pairique (Caffe et al. 2007). En la transición
entre Puna Septentrional y Austral, a lo largo del
lineamiento El Toro (Mon 1979) o lineamiento Ca
-lama-Olacapato-El Toro (COT) (Salfity 1985), se han
descripto los domos El Morro, Organullo y Rupas
-ca (Petrinovic et al. 1999), intrusivos como el del
Ne-vado de Acay, el Complejo volcánico Negra Muerta
(Llambías et al. 1985, Riller et al. 2001, Petrinovic et
al. 2005) y el estratovolcán Chimpa (Arnosio 2010).
En el borde oriental de la Puna Austral se encuen
-tran la caldera de colapso Luingo (Guzmán y Petri
-novic 2010) y el Complejo volcánico Vicuña Pampa
(Guzmán et al. 2017). En la región del salar de Anto
-falla se formaron grandes estratovolcanes que con
-tinuaron su desarrollo durante el Mioceno superior,
como Antofalla, Tebenquicho, Beltrán y Archibarca
(e.g. Kraemer et al. 1999, Richards et al. 2006).
Mioceno superior
Desde los ~10 Ma y hasta los ~5 Ma fue el perío
-do de mayor actividad volcánica en el ámbito de la
Puna en coincidencia con el ciclo de mayor engro
-samiento cortical y el levantamiento principal del
plateau (Isacks 1988). Durante este período se ge
-neraron grandes calderas y numerosos estratovol
-canes tanto sobre el margen occidental como en el
interior de la Puna, a lo largo de cadenas volcánicas
transversales (Figuras 2 y 3).
emisión se encuentra bajo el Complejo volcánico
Abra Granada; Caffe et al. 2008), Arco Jara y Coya
-guayma (~11 Ma; Caffe et al. 2007) y Salle (~8,4 Ma;
Coira et al. 2004). En la Puna Austral se encuentran
ignimbritas de 9 a 7,5 Ma en la cordillera de San
Buenaventura (Montero López et al. 2015), mien
-tras que al O y E del salar de Antofalla se deposi
-taron varias ignimbritas de 11,7 a 6,3 Ma (Grande,
Antofalla, Tambería, Potrero Grande y Los Colora
-dos; Siebel et al. 2001, Seggiaro et al. 2006, Schnurr
et al. 2007).
El desarrollo de estratovolcanes también fue
abundante durante este período en toda la Puna.
En la Puna Septentrional varios estratovolcanes y
complejos de domos se desarrollaron alrededor de
la depresión de Vilama, como Orosmayo, el Com
-plejo Abra Granada, Salle, Alcoak, Bayo, Brajma,
Torona-San Pedro y el Complejo Pairique (e.g.
Coi-ra et al. 2004, Caffe et al. 2007, 2008, FCoi-racchia 2009),
o más al S, como Jama (Medina 2003). El estratovol
-cán Rachaite fue emplazado en el extremo oriental
del lineamiento de Lípez-Coyaguayma (e.g.
Coira
et al. 2004). En la transición entre Puna
Septen-trional y Austral, a lo largo del lineamiento COT,
se desarrollaron los estratovolcanes Rincón, Gua
-naquero, Chivinar, Tul-Tul, del Medio, Pocitos y
Quevar-Azufre (e.g. Koukharsky y Munizaga 1990,
1993, Petrinovic et al. 1999, Matteini et al. 2002). En
la zona del salar de Antofalla continuó el desarrollo
de estratovolcanes hacia el interior de la Puna ini
-ciado en el Mioceno medio (e.g. Kraemer et al.
1999,
Richards et al. 2006). Además, numerosos estrato
-volcanes de edad miocena superior se encuentran
a lo largo del borde occidental de la Puna Austral
(e.g. Arizaro, Rosado, Silla, Dos Naciones, Abra
Grande, Aguas Calientes, Aguas Blancas, Tridente,
Morocho; Coira y Pezzutti 1976, Naranjo y Cornejo
1992, Koukharsky y Munizaga 1993, Rubiolo et al.
2000, Zappettini y Blasco 2001, Richards y Ville
-neuve 2001, 2002, Seggiaro et al. 2006, Richards et
al. 2013), mientras que unos pocos se desarrollaron
en las cercanías de su borde oriental (e.g.
Ratones,
Hombre Muerto, Merihuaca; Hongn y Seggiaro
2001). Al E de la cordillera de San Buenaventura se
formó el Complejo volcánico La Hoyada (7-2,5 Ma;
e.g. Montero López et al. 2010, Bustos et al. 2015) y
más al este, ya en el ámbito de las Sierras Pampea
-nas, se encuentra el Complejo volcánico Farallón
Negro (9 a 6 Ma; e.g. Harris et al. 2006, Galli et al.
2012, Seggiaro et al. 2014b).
Además, el volcanismo monogenético máfico
fue abundante en la Puna Septentrional desde el
Mioceno superior hasta el Plioceno inferior (Ca
-brera y Caffe 2009, Presta y Caffe 2014, Maro y Ca
-ffe 2016, 2017) y subordinado en la Puna Austral,
especialmente en el interior del plateau, al E del
salar de Antofalla (e.g.
Risse et al. 2008, 2013).
Ha-cia el límite Mioceno superior-Plioceno también
se formaron centros explosivos menores asocia
-dos a la traza del lineamiento COT, como Rama
-das (Tait et al. 2009), y en las cercanías del borde
oriental de la Puna, como el Complejo Diego de
Almagro (Mazzuoli et al. 2008).
Plioceno
Durante el Plioceno se formaron grandes calde
-ras de colapso sobre el arco actual: en Puna Septen
-trional, La Pacana, en Chile (~4,5 a 4 Ma; Lindsay et
al. 2001), y Cerro Guacha, en Bolivia (5,8 a 5,6 Ma;
de Silva 1989, Salisbury et al. 2011), y en Puna Aus
-tral, Laguna Amarga (5,9 a 5 Ma; Siebel et al. 2001,
Seggiaro et al. 2006, Clavero et al. 2012). Además, en
el borde oriental del plateau, en la Puna Austral, las
ignimbritas del Grupo Toconquis de 5,6 a 4,9 Ma
y la Ignimbrita Cueva Negra de 3,8 Ma (Sparks et
al. 1985, Folkes et al. 2011, Kay et al. 2011) estarían
asociadas a las primeras fases de colapso de la cal
-dera del Cerro Galán (Folkes et al. 2011). Algunas
ignimbritas como Archibarca y Caballo Muerto de
3,6 Ma (e.g. Galliski et al. 1999, Siebel et al. 2001),
emplazadas al O del salar de Antofalla, se sugirie
-ron asociadas a estructuras tipo caldera en los ce
-rros Archibarca y/o Médano (Galliski et al.
1999).
Existen también ignimbritas sin fuente conocida,
como las reconocidas en la quebrada Las Cuevas
y la Ignimbrita Vallecito, en el borde O del salar de
Antofalla (e.g. Kraemer et al.
1999, Siebel et al. 2001,
Schnurr et al. 2007).
Durante este período se desarrollaron nume
-rosos estratovolcanes sobre el arco activo actual,
por ejemplo Laguna Escondida, Vallecito y Colo
-rados en la zona del Paso San Francisco (Seggia
-ro et al. 2006), Salín, Mellado y de la Carpa al O
del salar de Arizaro (Zappettini y Blasco 2001), y
Poquis, Zapaleri, Campanario-Toma-Sipisami (o
Campanario-Coyamboy), Convento y Tinte en la
Puna Septentrional (Coira et al. 2004).
La existencia de volcanismo monogenético
máfico de edad pliocena se infiere sobre la base
de relaciones estratigráficas para la Puna Septen
-trional (cerro Negro de Olaroz y los volcanes en el
área del Toro; Maro y Caffe 2017), mientras que en
la Puna Austral existen dataciones en lavas máfi
-cas ubicadas en la parte N y E del salar de Antofa
-lla (Risse et al. 2008).
Pleistoceno
de volcanes poligenéticos (Figuras 2 y 3). La dis
-tribución de los mismos es segmentada. La región
de mayor concentración es la zona del Paso San
Francisco, destacándose los volcanes Sierra Neva
-da, El Cóndor, Peinado, Falso Azufre, Incahuasi,
Ojos del Salado, Tipas y Tres Cruces (e.g. Gonzá
-lez-Ferrán et al. 1985, Mpodozis et al.
1996,
Gar-deweg et al. 1997, 2000, Seggiaro et al. 2006, Grosse
et al. 2014). Un segundo grupo se ubica al oeste del
salar de Antofalla, donde se encuentran los volca
-nes Escorial, Lastarria, Cordón de Azufre y Cerro
Bayo Gorbea (e.g. Richards y Villeneuve 2002, Na
-ranjo 1992, 2010, Na-ranjo et al. 2013). Al norte de
este grupo se encuentran los volcanes Llullaillaco
(e.g. Richards y Villeneuve 2001), Socompa (e.g. van
Wyk de Vries et al. 2001, Zappettini y Blasco 2001)
y Aracar (e.g. Koukharsky y Etcheverria 1997) en
territorio argentino; más al norte, el arco volcánico
continúa enteramente en Chile, habiendo registros
muy escasos de volcanismo pleistoceno en la Puna
Septentrional argentina (e.g. cerro Vilama; Fracchia
2009). El volcán Tuzgle es el único estratovolcán
moderno ubicado en el interior del plateau, próxi
-mo a la zona de transición entre Puna Septentrio
-nal y Austral (e.g. Coira y Kay 1993, Giordano et al.
2013, Norini et al. 2013, 2014).
Además de la actividad sobre el arco, duran
-te el Pleistoceno se formaron ex-tensos campos de
volcanes monogenéticos máficos en el interior de
la Puna, especialmente en la Puna Austral (Knox
et al. 1989, Kay et al. 1994, Risse et al. 2008, 2013,
Drew et al. 2009, Filipovich et al. 2014, Báez et al.
2017). Algunos conos de escoria y centros freáticos/
freatomagmáticos se encuentran también sobre la
traza del lineamiento COT (e.g. Deruelle 1991, Pe
-trinovic et al. 2005, 2006, Urquizo Furlán 2012) y en
el margen oriental de la Puna Austral (e.g. Knox et
al. 1989, Krallmann 1994, Guzmán et al. 2006).
Durante el Pleistoceno también hubo una im
-portante actividad explosiva en la Puna Austral
con la formación de la caldera del Cerro Galán
(2,08 Ma; Sparks et al. 1985, Kay et al. 2011), las cal
-deras del Complejo volcánico Cerro Blanco (0,5 Ma
a < 5,5 ka; Kay et al. 2006, Seggiaro et al. 2006, Mon
-tero López et al. 2010, Báez et al. 2015) y la caldera
Incapillo (0,5 Ma; Goss et al. 2009).
Holoceno
La actividad reciente se restringe al arco activo
actual, con estratovolcanes ubicados mayormen
-te en Chile y en menor proporción en la fron-tera
argentino-chilena (Figuras 2 y 3). La mayoría de
éstos no registra actividad holocena confirmada
y pocos registran actividad histórica, siendo el
volcán Láscar (en territorio chileno) el único re
-gularmente activo. Los volcanes ubicados total
o parcialmente en Argentina y considerados con
posible actividad holocena, y por ende potencial
-mente activos, son Socompa, Llullaillaco, Aracar,
Escorial, Lastarria, Cordón de Azufre, Cerro Bayo
Gorbea, Sierra Nevada, Antofalla, El Cóndor, Pei
-nado, Falso Azufre, Incahuasi, Ojos del Salado,
Tipas, El Solo y Tuzgle (Siebert et al. 2010).
Por otro lado, en el interior de la Puna Austral
el Complejo volcánico Cerro Blanco representa
-ría el mayor episodio explosivo holoceno de los
Andes Centrales (VEI 6; Báez et al. 2015) ocurrido
a los 4-5 ka (Montero López et al. 2010, Fernán
-dez-Turiel et al. 2013). Además, Báez et al. (2017)
sugieren una edad holocena para el último ciclo
volcánico de los conos de escoria Alumbrera y de
la Laguna, al S de Antofagasta de la Sierra, dado
sus elevados grados de preservación.
VOLCANISMO Y TECTÓNICA
Las relaciones entre erupciones e incrementos
de la deformación es un tema de debate actual.
Recientemente se ha propuesto que las variacio
-nes en el campo de esfuerzos pueden condicionar
la ruptura de un sistema magmático en equilibrio,
sólo si éste se encuentra cercano a las condiciones
eruptivas (Sulpizio y Massaro 2017). Por ejemplo,
en la Zona Volcánica Sur de los Andes, Watt et al.
(2009) proponen un incremento eruptivo signifi
-cativo después de algunos meses de ocurridos te
-rremotos de gran magnitud (M
w> 8) en entornos
tan distantes como 500 km del epicentro.
La distribución del volcanismo en relación a
las estructuras regionales y locales es otro tema de
debate al presente. Numerosos autores en las úl
-timas décadas han incrementado la calidad y pro
-fundidad del conocimiento a este respecto (Mon
1979, Salfity et al. 1984, Marrett y Emerman 1992,
Mon y Salfity 1995, Riller et al. 2001, Chernicoff et
al. 2002, Richards y Villeneuve 2002, Riller y
Onc-ken 2003, Mazzuoli et al. 2008, Norini et al. 2013,
Guzmán et al. 2014, del Papa y Petrinovic 2017,
entre otros) proponiendo diferentes alternativas.
En la zona del Altiplano-Puna y áreas adyacen
-tes se destacan fallas regionales que se disponen
con trayectorias principales N-S, NO-SE y NE-SO
(e.g. Mon 1979, Allmendinger et al. 1983, Salfity
1985, Riller y Oncken 2003). La distribución del
volcanismo con alineación N-S, NO-SE y NE-SO
ha sido interpretada por diversos autores en rela
-ción a estas fallas regionales (e.g.
Riller et al. 2001,
Trumbull et al. 2006, Guzmán et al. 2014, Maro y
Caffe 2017). La distribución NO-SE de prominen
-tes cadenas volcánicas transversales coinciden-tes
con lineamientos regionales de igual dirección fue
interpretada inicialmente por Salfity et al. (1984) y
Viramonte
et al. (1984) y luego documentada en
nu-merosas contribuciones (e.g.
Riller et al. 2001,
Cher-nicoff et al. 2002, Richards y Villeneuve 2002, Ri
-chards et al. 2006, Trumbull et al. 2006). Algunos de
estos autores proponen que la localización de cen
-tros volcánicos está relacionada a las intersecciones
de estas estructuras mayores con estructuras N-S
(e.g. Seggiaro 1994, Chernicoff et al. 2002, Richards
et al. 2006, Trumbull et al. 2006). Luego que Riller
et al. (2001) postularan que estos lineamientos
NO-SE controlaron la formación de calderas a partir de
los 10 Ma, Petrinovic et al. (2010) proponen que este
control ya era efectivo a partir de los 17 Ma. En la
Puna Austral, la distribución del volcanismo tiene
direcciones principales N-S a NNE-SSO, y también
NO-SE desde los 18 Ma, ganando importancia des
-de los 8,3 Ma (Guzmán et al. 2014). A-demás, -des-de
los 14,5 Ma también son evidentes los alineamien
-tos volcánicos en dirección NE-SO (Guzmán et al
.
2014). Recientemente, Tibaldi et al. (2017) analizan
la distribución del volcanismo en la Puna Septen
-trional y encuentran también que allí las vías de
ascenso de los magmas tienen una distribución
dominante N-S, NO-SE y NE-SO en orden decre
-ciente de frecuencia. Estos autores concluyen que
las vías de ascenso superficiales o someras de mag
-mas pueden ser más sensibles a la presencia y geo
-metría de zonas de debilidad de la corteza superior
que al estado regional del campo de esfuerzos.
Así, dentro del dominio de la corteza frágil,
Riller et al. (2001) explican las cadenas
volcáni-cas transversales (como la del lineamiento COT)
como favorecidas por transtensiones locales de
igual rumbo o por transferencias tectónicas en
-tre fallas meridianas principales (e.g.
Riller et
al. 2001, Petrinovic et al. 2006, Norini et al. 2013,
2014, del Papa y Petrinovic 2017).
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