Geomorfología de la provincia de Córdoba (Argentina)

GEOMORFOLOGÍA Claudio A. CARIGNANO1,2,3, Daniela KRÖHLING4,5, Susana DEGIOVANNI6 y Marcela A. CIOCCALE2,3 1

CICTERRA (UNC - CONICET). 2 CIGEA (UNC-CNEA). 3 Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Av. Vélez Sarsfield 1611 (X5016GCA), Córdoba, Argentina. [email protected] 4 CONICET. 5 FICH-UNL, Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas, Universidad Nacional del Litoral, Ciudad Universitaria (CC 217-3000), Santa Fe, Argentina. [email protected] 6 Dpto. de Geología. Facultad de Ciencias Exactas, Físico-Químicas y Naturales. Universidad Nacional de Río Cuarto (UNRC). Ruta 36, Km 601 (5800) Río Cuarto, Córdoba, Argentina. [email protected]

RESUMEN La Provincia de Córdoba está localizada en la región central de Argentina (entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’O y 65°50’O) y su territorio, que exhibe un variado conjunto de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos, abarca parte de dos regiones geomorfológicas de primer orden: Sierras Pampeanas y Llanura Chacopampeana. La zona montañosa de la provincia es parte del extremo sudoriental de la provincia geomorfológica de Sierras Pampeanas y comprende cinco unidades mayores: Sierra Norte-Ambargasta, Sierras Chicas-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones, Sierras de Pocho-Guasapampa y Valles estructurales; incluyendo la gran cuenca intermontana del Bolsón de las Salinas Grandes y Ambargasta. Las sierras son el resultado de una prolongada y compleja evolución geomorfológica caracterizada por la alternancia de extensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a los agentes de meteorización, eventos de alzamiento tectónico y exhumación, con la subsecuente activación de los procesos de erosión; no obstante en las sierras aún se pueden reconocer remanentes de geoformas precenozoicas. Las planicies de Córdoba son parte del sector sudoccidental de la gran provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana, e incluyen cuatro ambientes mayores: Depresión tectónica de la laguna de Mar Chiquita, Planicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y Ambientes pedemontanos. Se caracterizan por la presencia de morfologías vinculadas, principalmente, a la sedimentación cenozoica con predominio de depósitos de sistemas fluviales y aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loéssicos. Los sistemas fluviales, en especial sus partes distales, han sido modificados por acción eólica durante los períodos glaciales. En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región ha sufrido una secuencia de episodios áridos y húmedos que condicionaron la dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos morfológicos que destacan a la llanura. El paisaje actual resulta fundamentalmente de la influencia del período húmedo del Estadio Isotópico de Oxígeno (EIO) 3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de llanura, se formaron los grandes lagos de Mar Chiquita y Salinas Grandes; y de la actividad eólica durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–11 ka) y del Holoceno tardío (3,5–1,4 ka), con la generación de un manto de loess (Ultimo Máximo Glacial, 24–18 ka) que suavizó las formas menores del paisaje (elementos fluviales y eólicos), el desarrollo de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabólicas) y la generación de numerosas cubetas de deflación, la mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas. Palabras clave: Geomorfología, sierras, paleosuperficies, salinas, laguna, planicies, abanicos aluviales, campos de dunas, loess, Mesozoico, Cenozoico, Provincia de Córdoba.

ABSTRACT Geomorphology. The province of Córdoba is located in the central region of Argentina (between 29°30’S and 35°00‘S and between 61°50’W and 65°50’W). Its territory exhibits a varied set of landforms, resulting from exogenous and endogenous processes and comprises part of two geomorphological regions of first order: the Pampean Ranges and the Chaco-Pampean Plain. The mountainous area of the province is part of the southeastern corner of the geomorphological province of Sierras Pampeanas and comprises five major units: the Norte-Ambargasta ranges, the Chicas-Las Peñas ranges, the Grandes-Comechingones ranges, the Pocho- Guasapampa ranges, and the Structural Valleys, also including the great inter-mountain basin of the Salinas Grandes and Ambargasta. The ranges are the result of a prolonged and complex geomorphological evolution characterized by the alternation of long periods of “stability”, with rocks exposed to the weathering agents, events of tectonic uplift and exhumation, and the subsequent activation of the erosion processes; even in the ranges it is possible to recognize remnants of pre-Cenozoic landforms. The plains of Córdoba are a part of the southwestern sector of the great Chaco-Pampean Plains geomorphic province, and they include four major environments: the Tectonic Depression of Mar Chiquita Lake, the Fluvio-Aeolian Central Plain, the Southern Aeolian Sandy Plain and the Piedmont Environments. They are characterized by Cenozoic sedimentary accumulation, with predominance of fluvial or ephemeral alluvial systems and aeolian deposits, mainly of the loess type. Fluvial systems, especially their distal parts, have been modified by aeolian action during glacial periods of the Late Quaternary. In the later stages of the Pleistocene, the entire region has undergone a sequence of dry and humid episodes that conditioned the geomorphological dynamics and therefore, the morphological features that characterize the plain. The present landscape mainly results from the influence of the humid period of the Isotope Stage 3 (OIS 3; 64–36 ka), related to the generation of the present fluvial network of the plain, where the large Mar Chiquita and Salinas Grandes lakes were also formed.

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The aeolian activity during dry phases of the Late Pleistocene (ca. 30–11 ka) and of the Late Holocene (3.5 to 1.4 ka) are respectively related to the generation of a loess mantle (Last Glacial Maximum, 24–18 ka) that masked minor landforms (fluvial and aeolian elements), the development of dune fields (mostly linear and parabolic dunes), and also the generation of numerous deflation hollows, most of them currently occupied by shallow lakes. Keywords: Geomorphology, ranges, paleosurfaces, saline, lake, plains, alluvial fan, dune field, loess, Mesozoic, Cenozoic, Province of Córdoba.

INTRODUCCIÓN La provincia exhibe en su territorio un variado conjunto de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos, que permiten reconocer los cambios tectónicos, ambientales y climáticos registrados en el pasado, especialmente durante el Cuaternario. El capítulo comprende el análisis de las formas de relieve y los paisajes cuaternarios y pre-cuaternarios, incluyendo geoformas muy antiguas, relictas y exhumadas, así como los aspectos evolutivos de los cambios ocurridos en el paisaje y en el ambiente. Como resultado se presenta un ordenamiento y redefinición de unidades geomorfológicas y un mapeo geomorfológico a nivel regional (Figs. 1 y 2). El análisis de la geomorfología de la provincia se realizó a nivel de regiones geomorfológicas y sistemas geomorfológicos (grandes unidades geomorfológicas), teniendo en cuenta que éstas son la base fundamental de la clasificación geomorfológica a escala regional (Carignano 1997a). Entendiendo a la primera como un área caracterizada por un estilo condicionado por la recurrencia de caracteres tectónicos, litológicos y eventos morfogenéticos endógenos y exógenos, con una dinámica controlada por las condiciones climáticas (por ejemplo, Sierras Chicas, Bolsón de Las Salinas Grandes, etc.) y a los segundos como una zona caracterizada por un conjunto relativamente homogéneo de geoformas, resultantes de procesos morfogenéticos y morfodinámicos condicionados por la geodinámica externa que presentan interacciones sistémicas o relaciones funcionales. Se considera que una unidad abarca un área caracterizada por uno o más tipos de elementos geomorfológicos que se repiten regularmente, pudiendo ser mono o poligenética y mono o policíclica. El elemento corresponde a las geoformas unitarias con identidad morfogenética propia, sin consideraciones de su grado de conservación y funcionalidad (Carignano 1997a); este nivel identifica los componentes básicos del paisaje que se describen aquí. Con este trabajo se pretende ordenar, sobre una base coherente e integrada, la diversa información existente en la literatura sobre la geomorfología de la provincia (a diferentes escalas de trabajo), a fin de generar un marco sólido para fu-

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turas investigaciones geológicas multidisciplinarias en ambientes claves de la provincia, aportar información integrada aplicable a planes de uso, manejo y conservación del paisaje provincial, además de constituir un marco para futuras reconstrucciones paleoambientales. Gran parte de la Provincia de Córdoba está afectada por problemas de erosión, inundaciones, sedimentación, colapsos de suelos, etc., que constituyen amenazas para las personas, recursos naturales y obras de infraestructura. Ya existen situaciones irreversibles derivadas del manejo inadecuado del territorio y muchos sectores están en franco deterioro por esta misma causa. Esto es consecuencia directa del poco conocimiento que hay sobre la dinámica y evolución geomorfológica en cada región. Las modificaciones que se producen en el ambiente no consideran estos aspectos y causan, por lo tanto, profundas alteraciones en el equilibrio existente, desencadenando o acelerando procesos que derivan en una rápida degradación del terreno. Es en este contexto donde se pretende contribuir con esta sistematización, pues el conocimiento geomorfológico de una región es fundamental, ya que permite definir, con precisión, cuál es el estado del ambiente y cómo evolucionará. Los rasgos morfodinámicos son una extraordinaria fuente de información, pues la morfología de una comarca está en función de complejas relaciones existentes entre formas, procesos, materiales y clima (Rice 1983). En este sentido, el análisis y la clasificación de las geoformas y su génesis son primordiales en los estudios de evaluación y planificación territorial, pues la evaluación del territorio implica el proceso de valoración de las aptitudes de la tierra para un uso determinado. Por ello, en la medida que se conozca mejor la evolución de una región en el transcurso de este tiempo geológico, mejor preparación se tendrá para evaluar y hacer un uso racional de los recursos. Antecedentes de estudios geomorfológicos en la Provincia de Córdoba La historia de los estudios geomorfológicos de la Argentina en general, y de la Provincia de Córdoba en particular, se remonta a la llegada de los primeros colonizadores espa-

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Figura 1: Mapa de ubicación. a) Sierras Pampeanas (línea amarilla). b) Llanura Chacopampeana (línea verde).

ñoles. Con el establecimiento de la Compañía de Jesús se inicia la tarea historiográfica y cartográfica (que incluía observaciones geomorfológicas) que se ha denominado la “Crónica Jesuítica” habiéndose instituido en Córdoba el cargo de cronista (Zuretti 1956), que tenía la responsabilidad de administrar los archivos, bibliotecas y documentos (oficiales y particulares) y la de realizar las crónicas (relatos historiográficos). Son varios los sacerdotes que llevaron adelante estudios geográficos, que llegan hasta nuestros días a través de

las nombradas “crónicas”; entre ellos se puede destacar la tarea del padre Pedro Lozano (1697-1756), historiador, geógrafo y naturalista, cuyos obras principales son la “Descripción chorográfica del terreno, ríos, árboles, animales de las dilatadísimas provincias del Gran Chaco y Gualamba” (1733) y la “Historia de la Provincia del Paraguay” (1754). La obra de este sacerdote constituye la síntesis geográfica más importante de la región central del país escrita durante la Colonia (hasta la aparición de la obra de Martín de Moussy en 1860).

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Figura 2: Ver epígrafe en la página siguiente.

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El padre José de Guevara (1719-1767) continuó la crónica, entre las cuales se destaca la “Historia del Paraguay, Río de la Plata y Tucumán”, mientras que el padre Tomás Falkner, recorrió extensas zonas de nuestro territorio poniendo de manifiesto su capacidad de observador, explorador, geógrafo, cartógrafo, botánico y paleontólogo. Por su parte, el padre Sánchez Labrador (1714-1789) que fue la figura máxima de la Geografía argentina durante la Colonia, en su extensa publicación “El Paraguay Natural Ilustrado” describe prolijamente los habitantes y sus costumbres, condiciones de las tierras y de las aguas, climas, bosques, flora y fauna (Aznárez 1982). Un tema que merece un tratamiento especial es la obra cartográfica llevada adelante por los padres jesuitas. Las noticias geográficas, relevadas en los innumerables viajes realizados por estos incansables exploradores, eran remitidas en mapas y cartas que, aunque en ocasiones imprecisas, son de un valor científico incalculable. La recopilación cartográfica efectuada por el Padre Guillermo Furlong (1936), ha dado a conocer ciento once mapas de estas regiones confeccionados por los jesuitas entre 1615 y 1790. Los primeros trabajos que abordaron específicamente la Geografía Física y la Geología fueron los correspondientes a las observaciones de investigaciones efectuadas por grandes científicos exploradores que pasaron por esta parte del continente. Entre ellos se pueden mencionar a Alexander von Humboldt (1769-1859), por su viaje a la América Equinoccial (1799-1804), a Alcide d’Orbigny (1802-1857), que recorrió América del Sur, principalmente la Argentina, desde 1826 hasta 1834 y a Charles Darwin (1809-1882) que exploró Sudamérica desde 1831 hasta 1836. Puede considerarse a la obra de d’Orbigny como el primer intento de una Geografía Física del territorio Argentino. En su trabajo titulado “Voyage dans l’Amrique méridionale (le Brésil, l’Uruguay, la République Argentine, la Patagonie, Chili, Bolivia, Perou), executé pendant les années 1826-1833” (7 tomos editados en París

en 1843-47) realiza una descripción geográfica abordando temas geológicos y paleontológicos (tomo III, Correa Morales 1947). Los citados autores, al igual que el capitán Félix de Azara y el botánico Aimé Bonpland, efectuaron magistrales descripciones que inauguraban el conocimiento geográfico del país. Toda la información de las expediciones científicas dieron el marco para que Martín de Moussy escribiera la primera Geografía completa del territorio nacional, que tituló “Description Géographique et estatistique de la Confédération Argentine” (1860), inspirado seguramente en la Geografía elaborada anteriormente por Woodbine Parish (1839), quien había dividido el país siguiendo criterios históricos y administrativos: Provincias Litorales, Provincias Ribereñas y Provincias Cuyanas (Correa Morales 1947). Martín de Moussy intentó desprender su clasificación de todo elemento político e histórico, para fundarlo exclusivamente sobre aspectos físicos, especialmente topográficos, dividiendo el territorio nacional en cuatro grandes secciones: Mesopotámica, Andina, Patagónica y Pampásica (Correa Morales 1947). En 1861 llega al país German Burmeister (1807-1892), ilustre hombre de ciencia discípulo de Humboldt, quien fue responsable de dar un impulso excepcional a las ciencias del país; el mencionado científico recorrió los Estados del Plata desde 1857 hasta 1860, cuyos resultados fueron publicados en 1876 bajo el título “Description Physique de la République Argentine”, lo que constituyó el segundo intento de una Geografía del territorio argentino. Basado en los trabajos anteriores, considera las siguientes regiones: llanuras, cordillera, regiones montañosas y mesopotamia. A su vez determina subregiones y, en esta subdivisión, separa por primera vez el Sistema Serrano Central (Sierras de Córdoba) como un grupo geomorfológico aislado integrado por cadenas meridianas paralelas de escasa elevación (Correa Morales 1947). Enrique A. S. Delachaux (1908) publicó “Las regiones físicas

Figura 2: Modelo digital del terreno de la Provincia de Córdoba realizado mediante combinación de índice de humedad (wetness index), factor longitud de pendientes (LS factor) y sombreado analítico de tendencia de pendientes (analytical hillshading), para resaltar zonas deprimidas y concentración de drenajes (tonos de azul y celeste) y el gradiente de la pendiente en sectores elevados (tonos de marrón y naranja). Límites entre unidades líneas grises. SN= Sierra Norte-Ambargasta. SG= Sierras Grandes. SCo= Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierras de Pocho-Guasapampa. SaG= Salinas Grandes. SA= Ambargasta. b1= Abanicos aluviales del piedemonte. b2= Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados. b3= Barreales y playas salinas. b4= Lagunas salinas. b5= Elevaciones estructurales. b6= Depresión estructural con drenaje deficiente. MCh= laguna Mar Chiquita. pl= Planicie lacustre. ls= Campos de dunas Las Saladas-Campo Mare. de= Planicie aluvial distal y delta del río Dulce. pd= Paleodelta del río Dulce. jm= Depresión de Jeanmaire. PFEC= Planicie fluvioeólica central. ps= Paleoabanico aluvial del río Suquía. px= Paleoabanico aluvial del río Xanaes. pct= Paleoabanico aluvial del río Ctalamochita. pch= Paleoabanico aluvial del río Chocanchavara. pp= Paleoabanico aluvial del río Popopis. BSG= Bloque elevado de San Guillermo. pon= Piedemonte oriental norte. ep= Elevación Pampeana. ag= Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. plc= Bajada Los Cóndores. plp= Bajada Las Peñas. alp= Abanico aluvial del arroyo Las Peñas. at- Abanico aluvial del Arroyo Tegua. Ach- Alto estructural de Chaján. psc- Piedemonte oriental de la Sierra de Comechingones. AL= Alto estructural de Levalle. pmj= Planicie loéssica de Marcos Juarez-Corral de Bustos. Csa= Depresión tectónica de la Cañada San Antonio. Dcs= Depresión Curapaligue-Saladillo. Psd= Planicie sudoriental con campos de dunas. ppm= Planicie arenosa de Moldes y Malena. Dtm= Depresión del Tigre Muerto. Ddv= Campo de dunas de Villa Valeria-Laguna Oscura. Aec= Alto El Cuero.

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de la República Argentina”, obra que presenta los mayores progresos del conocimiento geográfico del territorio argentino. Este autor ubica a las Sierras de Córdoba dentro de la Región Mediterránea o Central (Correa Morales 1947). En este contexto nacional se publica la primera “Geografía de la Provincia de Córdoba”, por Río y Achával (19041905), que consta de dos tomos y un atlas siendo, sin lugar a dudas, uno de los principales aportes en los comienzos de la Geomorfología de Córdoba. A estas descripciones geográficas se sumaron las importantes contribuciones de los geólogos y geógrafos europeos que realizaban sus trabajos en la Academia Nacional de Ciencias y en el Museo de Mineralogía y Geología (Gay 1996). Alfredo Stelzner (1843-1897), fue el primero en arribar al país, exploró las regiones montañosas y sentó las bases del conocimiento geológico nacional (Gay 1996), luego Luis Brackebusch (1849-1906) continuó la obra comenzada por Stelzner, y fue el responsable de la confección del primer mapa minero-geológico de la República Argentina. Posteriormente, Guillermo Bodenbender (1857-1914) realizó una gran obra científica destacándose el estudio estratigráfico (con algunas observaciones geomorfológicas) de la cuenca del Río Primero (1890). Stelzner, Brackebusch y Bodenbender son considerados los fundadores de la Geología de la República Argentina. Entre 1870 y 1873 William Morris Davis trabajó en el Observatorio Nacional en Córdoba bajo la supervisión de Benjamín A. Gould. Aunque, durante su permanencia en Córdoba no publicó trabajos de índole geográfico o geomorfológico, seguramente el paisaje de las Sierras de Córdoba le aportó evidencias para su modelo sobre los “ciclos de erosión” (1889), donde presenta un modelo deductivo y teórico de la evolución del paisaje. Desde la Academia Nacional de Ciencias surgieron los primeros trabajos geomorfológicos específicos sobre las Sierras de Córdoba. Wien (1882) realizó una descripción en su trabajo “Die Sierra von Córdoba”; luego en 1911, Rovereto publica “Studi di geomorfologia argentina: La Sierra de Córdoba”, que constituye el primer aporte específico al conocimiento geomorfológico de este ambiente. Diez años después Oscar Schmieder presenta “Apuntes geomorfológicos de la Sierra Grande de Córdoba” (1921) y Wolfgang Gross, en su trabajo denominado: “Cuadro morfológico del Valle de Punilla” (1948), describe sistemas hidrográficos de las Sierras de Córdoba y resume las teorías morfológicas más importantes y su significado para la interpretación orogénica de las Sierras Pampeanas.

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Roberto Beder (1853-1933) junto con Anselmo Windhausen (1882-1932), continuaron la tarea de docencia e investigación de Schmieder. El primero, alumno de Víctor Goldschmidt, llevó adelante importantes trabajos entre los cuales se destaca La Sierra Norte de Córdoba (1932). Anselmo Windhausen, quien contó entre sus profesores a Karl von Zittel (1839-1904) y a Ferdinand von Richthofen (18331905) entre otros, es recordado por su obra “Geología de la Républica Argentina” (1929). Adolfo Döering, precursor de las ideas de A. von Humboldt, describe las montañas de la Provincia de Buenos Aires y establece la estratigrafía de los alrededores de la ciudad de Córdoba, cuyos lineamientos generales habían sido efectuados anteriormente por Florentino Ameghino (1885 y 1889). Pablo Groeber llega en 1911 a la Sección Geología de la Dirección General de Minas del Ministerio de Agricultura de la Nación. En su condición de geólogo y geógrafo se posicionó como el principal divulgador de las ideas de Walther Penck en el ámbito local. Entre sus innumerables aportes se destacan “Klimaschwankungen der jungsten geologische Vergangenheit in Argentina” (1935), que trata los cambios climáticos durante el pasado geológico más reciente de la Argentina, y “Esbozo de un mapa estructural de América del Sur” (1946), en el cual señala las distintas estructuras en las diferentes etapas de los movimientos andinos. Entre estas entidades estructurales neocretácicas, terciarias y cuaternarias hace referencia a las Sierras Pampeanas (Cioccale 1999b). Joaquín Frenguelli (1946), en su trabajo “Las Grandes unidades físicas del territorio Argentino”, establece las grandes unidades geomorfológicas del país, las cuales prácticamente no han sufrido modificaciones hasta el presente. El autor designa a las Sierras de Córdoba y San Luis como el Grupo Central de las Sierras Peripampásicas. Alfredo Castellanos (1959), bajo el título de “Posibles desplazamientos morfológicos en el pasado de las redes potamográficas en la llanura cordobesa”, presenta un primer análisis de la evolución de las redes fluviales durante el Neógeno. Los rasgos tectónicos son analizados por primera vez por Pasotti y Castellanos (1963) en: “El relieve de la llanura santafesino-cordobesa comprendida entre los 32° y 33°30´S y desde los 62°45´ W hasta el río Paraná”, en base a observaciones geomorfológicas y topográficas. Pasotti (1974) introduce la componente neotectónica en el análisis estructural de la llanura. A partir de mediados del siglo XX, la investigación geomorfológica en Córdoba disminuye acentuadamente respecto a la realizada a principios del siglo y se relega notoria y rápidamente de los importantes avances producidos en el mundo. La publica-

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ción de la “Geografía Física de Córdoba” editada por Vázquez et al. (1979), cubrió un enorme vacío en la literatura geomorfológica de la Provincia de Córdoba (Capitanelli 1979a), integrando la información disponible hasta ese momento, aunque con una visión más fisiográfica que geomorfológica. En los últimos cuarenta años son relativamente pocos los autores que han llevado a cabo investigaciones estrictamente geomorfológicas en la Provincia de Córdoba y, entre los trabajos más importantes, pueden citarse las siguientes tesis doctorales: Sayago (1975), Beltramone (1996), Carignano (1997a), Kröhling (1998), Cioccale (1999b), Herrero (2000), Doffo (2007) y Degiovanni (2008). Otras tesis doctorales que, sin ser específicamente geomorfológicas, aportan nuevos conocimientos en esta área son las de: Cantú (1998), Sanabria (2000), Sacchi (2001), Blarasín (2003), Lecomte (2006), Becker (2006), Sagripanti (2006), Brunetto (2008a), Cabrera (2009) y Zanor (2009). También se destacan las investigaciones relacionadas sobre la evolución de paisajes antiguos en las Sierras de Córdoba donde Rabassa et al. (1996), Carignano y Cioccale (1997), Carignano et al. (1999), Rabassa et al. (2014) y Andreazzini y Degiovanni (2014) proponen la existencia de relieves relictos formados bajo diferentes condiciones climáticas a partir del Mesozoico. Antecedentes sobre el estudio de la evolución geomorfológica de las Sierras Pampeanas de Córdoba: Las cuasi planicies que coronan gran parte de los cordones montañosos de las Sierras Pampeanas han atraído la atención de casi todos los geólogos y naturalistas europeos que trabajaron en la región a partir de mediados del siglo XIX. Pero, a pesar de ese interés, se realizaron muy pocas investigaciones geomorfológicas orientadas a determinar su origen y evolución. Aquellas semiplanicies, que están distribuidas en forma escalonada a diferentes alturas, fueron consideradas por unanimidad como superficies de erosión, aunque sin especificar claramente su génesis, la cual quedaba implícita en el vago concepto de denudación subaérea. La edad de estas superficies generó la mayor discrepancia pues, aunque algunos investigadores las consideraron diferentes y de distintas edades, la mayoría creyó más acertado pensar en una sola superficie, fragmentada y elevada diferencialmente por causas tectónicas, pero sin coincidir en el intervalo de su desarrollo. El insuficiente registro sedimentario asociado con las superficies y la gran dificultad para establecer su cronología, debido a la escasez o ausencia de fósiles, la dispersión de los afloramientos y la interferencia tectónica, favorecieron aquella situación.

El modelo más aceptado por mucho tiempo se puede sintetizar de la siguiente manera: todas las superficies semiplanas que se observan en las cumbres o los flancos de las Sierras Pampeanas corresponden a una peneplanicie (en el sentido de Davis 1889, 1909) paleozoica superior-terciaria, dislocada y, en gran medida, exhumada a partir de la elevación de las Sierras Pampeanas, causada por la deformación andina del Mioceno-Plioceno. Desde la reformulación del modelo geomorfológico de las áreas cratónicas de la Argentina, impulsado por Rabassa et al. (1995, 1996, 1997, 2010) y Carignano et al. (1999), basado en la adaptación de las teorías de Penck (1924) y King (1950, 1956, 1963), Carignano et al. (1999) demuestran que no puede aceptarse la idea de una única superficie de erosión pre-cenozoica y que las formas descriptas permiten plantear un nuevo modelo de la geomorfología de la sierra donde los elementos preandinos son los que han modelado el paisaje desde, por lo menos, comienzos del Mesozoico. Desarrollo de las ideas sobre la evolución de las paleosuperficies de las Sierras de Córdoba: Stelzner (1885), Brackebusch (1879, 1880, 1891) y Bodenbender (1890, 1905, 1907, 1911) construyeron los primeros esquemas estratigráficos de las Sierras Pampeanas y destacaron la llamativa regularidad en las cumbres de sus montañas a las que, en algunos casos, consideraron como altiplanicies (Carignano et al. 1999). Cuando Bodenbender (1905, 1911) señaló que el levantamiento de las Sierras Pampeanas se produjo por los movimientos Andinos en tiempos terciarios, sienta las bases de la interpretación y correlación regional que se caracterizó, principalmente, por la extrapolación de las observaciones hechas en la cordillera y sierras vecinas hacia el resto del país (Carignano et al. 1999). Esto condicionó, hasta el presente, la interpretación geomorfológica de las Sierras Pampeanas. Rovereto (1911) realizó el primer trabajo geomorfológico del país, dedicando un capítulo de su obra a las Sierras de Córdoba, definiéndolas allí como “una gigantesca masa residual de una montaña paleozoica”. Este autor, además, consideró que las semiplanicies de las sierras corresponden a cuatro diferentes superficies de erosión que denominó “peneplanicies” (aunque no lo menciona, se puede entrever la influencia de los conceptos de Davis); las tres primeras desarrolladas durante el Paleozoico y la tercera durante el Mesozoico (precretácica). Rovereto (1911) reconoció en las Sierras de Córdoba un entrecruzamiento de los estilos estructurales Andino y Uruguayano-Brasiliano, y destacó que la historia geológica de estas sierras fue casi idéntica a la de

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la región sudoeste del Brasil (Carignano et al. 1999). Asimismo fue el primero en asignar edad cretácica a las secuencias sedimentarias que afloran al este de las Sierras de Córdoba; ésta observación no fue considerada por sus pares, por lo que perduró la idea de una edad permo-triásica (Bodenbender 1905, 1929; Pastore 1932; Bain Larrahona 1940), hasta que se confirmara la edad cretácica mediante dataciones radimétricas sobre basaltos (Gordillo y Lencinas 1967). Las observaciones y deducciones de Rovereto prácticamente fueron ignoradas por sus contemporáneos (Carignano et al. 1999), quienes continuaron con la costumbre de regionalizar la geología andina. Así Gerth (1914, 1927), Rassmuss (1916), Beder (1916) y Rimann (1926) reconocieron en distintas zonas de las Sierras Pampeanas una sola superficie de erosión formada entre el Paleozoico superior y el Cretácico (predominando la edad permo-carbonífera). Gerth (1914) propuso, además, que la mencionada superficie de erosión permo-carbonífera estaría exhumada. La segunda investigación netamente geomorfológica que se conoce de la región, es la realizada por Schmieder (1921) quien, influenciado por los trabajos de sus compatriotas, ratificó la hipótesis de una sola superficie paleozoica desmembrada y ascendida durante los movimientos andinos (Carignano et al. 1999). A pesar de ello, este autor describió detalladamente los restos de la superficie, destacando la presencia de “inselbergs” en el remanente ubicado a mayor altura (Pampa de Achala). En este trabajo se presentó el primer mapa geomorfológico de la región, complementado por perfiles transversales, donde el autor cartografió los restos de la superficie de acuerdo a su posición topográfica y características (las unidades coinciden notablemente con las descriptas por Rovereto, 1911). Schmieder (1921) subrayó que él se refería a la “superficie de erosión” en el sentido de la Rumpffläche de los geólogos alemanes (término que no tiene significación genética; Gross 1948) pero, en la versión castellana del trabajo esa palabra fue reemplazada por “peneplanicie” con la expresa aclaración de que no corresponde al término (ni al concepto genético) acuñado por Davis (1889, 1909). Posiblemente al carecer de una palabra castellana adecuada para Rumpffläche, e influenciados por la literatura americana, los traductores utilizaron equivocadamente el término peneplanicie. Este grave error, que también se detecta en los trabajos de Rimann (1926) y Gerth (1927), condicionó la posterior interpretación de la literatura generada por los geólogos alemanes y derivó en el desacuerdo sobre el origen de las geoformas de las Sierras Pampeanas (Carignano et al.1999).

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En 1924 Walther Penck publicó su teoría sobre la evolución y el modelado geomorfológico del relieve terrestre, que fue concebida principalmente en la Argentina (Gross 1948) cuando este geólogo trabajó en la parte noroeste de las Sierras Pampeanas (Penck 1914, 1920). A partir de las observaciones realizadas allí, Penck (1924) postula la existencia de cuatro superficies de erosión generadas por el retroceso paralelo de las pendientes, cada una con sus características distintivas y edades diferentes, descartando la existencia de una sola superficie de aplanamiento. Todas las deducciones de este autor se fundan en una cuidadosa reconstrucción geomorfológica apoyada en un exhaustivo control estratigráfico y estructural. El primer cuarto del Siglo XX se caracterizó por el desarrollo de importantes teorías geológicas y geomorfológicas, como las expuestas más arriba o como la hipótesis sobre la conexión entre las Sierras Pampeanas, las Sierras de Buenos Aires, el macizo Uruguayo-Brasilero y Sudáfrica (Frenguelli 1921), originada en los aportes de Bodenbender (1895, 1911), Walther (1912) y Keidel (1916, 1922) y que posteriormente fuera demostrada por Du Toit y Reed (1927). Contrariamente, en los siguientes años es notoria la carencia de nuevas ideas geomorfológicas e, incluso, se produce un retroceso en la investigación geomorfológica respecto a las épocas anteriores (Carignano et al.1999). Así, cayeron en el olvido los importantes conceptos de Rovereto y Penck, a pesar de los esfuerzos realizados por Gross (1948) para reflotar las ideas del último y dejar claramente establecido que la mayoría de las superficies no son restos de una peneplanicie paleozoica exhumada, como ya lo había demostrado Freiberg (1932) en Brasil. De esta manera, se afirmó la creencia sobre la existencia de una sola superficie de erosión, comúnmente denominada peneplanicie, sin una clara concepción genética producto de la mezcla entre la influencia de la literatura local (generada por los geólogos alemanes) y el amplio predominio mundial de la concepción davisiana sobre la evolución del relieve terrestre (Carignano et al. 1999). Un claro ejemplo de esa situación se detecta en el trabajo de Schlagintweit (1954), quién prefirió evitar las connotaciones del término peneplanicie para referirse a la “semillanura original coherente” que observó en las Sierras de Córdoba, reconoció “monadnocks” en los cerros que sobresalen de ella, destacó el trabajo de Gross (1948) y recomendó la lectura de King (1950). De esa forma se generó el caos en la interpretación genética y temporal de las superficies que persiste hasta el presente (Carignano et al. 1999); el cual se resume en los traba-

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jos de algunos autores que en la región primero describieron pedimentos (González Díaz 1974) y, posteriormente adhiriendo a los conceptos davisianos, concibieron a las superficies de erosión como partes de una sola peneplanicie regional paleozoica-terciaria, formada por un prolongado ciclo fluvial (González Díaz 1981). Otros, consideraron a “la primitiva planicie” como una peneplanicie formada por meteorización física y escurrimiento mantiforme bajo clima semiárido, sin descartar un origen por meteorización química bajo un clima tropical o subtropical. Jordan et al. (1989) intentaron demostrar, mediante datos termocronométricos, que la peneplanicie (en el sentido de Fairbridge y Finkl 1980) es una superficie poligenética (pues la región pasó por una variedad de climas y regímenes tectónicos) y diacrónica por un intervalo de 400 Ma. Rabassa et al. (1995, 1996), Carignano et al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014), realizan una revisión de la geomorfología de las áreas cratónicas de la Argentina basados en las teorías de Walther Penck (1924) y Lester C. King (1950, 1956, 1963, 1967) sobre la evolución del relieve como marco conceptual y la metodología desarrollada por Partridge y Maud (1987) para el estudio de superficies de erosión equivalentes ubicadas en Sudáfrica. Ellos proponen un nuevo modelo que considera la existencia de varias superficies, con relieves característicos, y edades diferentes, mayormente generadas durante el Mesozoico (Rabassa et al. 1995, 1996; Zárate et al. 1995). MARCO GEOMORFOLÓGICO REGIONAL La Provincia de Córdoba está localizada en la región central de la Argentina, entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’ O y 65°50’O (Fig. 1). Sintéticamente se compone de dos regiones geomorfológicas de primer orden: la zona de montañas y las grandes llanuras (sensu Iriondo 1989a, 1990a y b). La primera abarca la zona oriental de la provincia geomorfológica de Sierras Pampeanas y comprende cinco unidades mayores (Fig. 2): Sierra Norte, Sierras Chicas-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones, Sierras de Pocho-Guasapampa y Valles estructurales. Esta provincia comprende además las grandes cuencas intermontanas como el Bolsón de las Salinas Grandes y de Ambargasta, correspondiente a una extensa área elongada N-S y con relieve escaso. Las planicies de la Provincia de Córdoba son parte del sector sudoccidental de la gran provincia geomorfológica de la Llanura Chacopampeana, que a su vez se divide en tres grandes regiones naturales a partir de sus características morfosedimentarias: Chaco, Pampa Norte y Pampa Sur (Fig. 1), de acuerdo con

la clasificación de Iriondo (2010). Cuatro ambientes geomorfológicos mayores se diferencian en la llanura cordobesa (Fig. 2): Depresión de la Laguna de Mar Chiquita, Planicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y Ambientes pedemontanos. Provincia geomorfológica Sierras Pampeanas Las Sierras Pampeanas se extienden en un amplio sector del centro-oeste de la Argentina conformando el antepaís andino central (Fig. 1). Esta región del cinturón andino es conocida como antepaís fragmentado (“broken foreland” de Jordan y Allmendinger 1986; Jordan 1995), ya que muestra altos de basamento emergentes que desarrollan un patrón morfológico limitando valles intermontanos (Dávila et al. 2005). Las Sierras Pampeanas de Córdoba se encuentran ubicadas en la región distal del antepaís andino que se desarrolla sobre la faja de subducción de bajo ángulo (Barazangi e Isacks 1976; Jordan et al. 1983) entre los 27°–33° S. Su historia de alzamiento cenozoico y exhumación habría sido lenta y de escasa magnitud (Jordan et al. 1989, Carignano et al. 1999, Dávila et al. 2005) y en ellas aún se pueden reconocer remanentes de geoformas precenozoicas (Carignano et al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014; Rabassa, 2010). Esta región está formada casi enteramente por un conjunto de sierras elongadas en sentido general N-S, limitadas por fallas inversas de alto ángulo (> 50–60°; Costa 1996, 1999, 2000; Costa y Vita-Finzi 1996), en algunos casos doble vergentes (Cristallini et al. 2004), que exponen basamento ígneo-metamórfico en su núcleo, y que comparten características tanto morfoestructurales, como tectónicas y litoestratigráficas. Ese núcleo de las sierras está constituido por un macizo neoproterozoico-paleozoico inferior, fracturado y elevado en diferentes bloques, que están separados por amplias depresiones intermontanas (González Bonorino 1950; Cuerda 1973; Gordillo y Lencinas 1979) las que conforman cuencas, en su mayoría de edad neógena (Dávila et al. 2005). Se pueden considerar como un macizo antiguo situado entre dos grandes ambientes geológicos y geomorfológicos contrapuestos: el macizo uruguayo-brasilero al oriente y el sistema andino al occidente. Esta situación intermedia le confiere características particulares donde conviven elementos del ambiente cratónico y elementos correspondientes a estructuras modernas que responden a la dinámica andina y condicionan el desarrollo de las cuencas o bolsones. Las Sierras Pampeanas, desde el Paleozoico Superior tuvieron una prolongada y compleja evolución geomorfológica caracterizada principalmente por la alternancia de ex-

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tensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a los agentes de meteorización, y eventos de “actividad tectónica”, con la subsecuente activación de los procesos de erosión. El resultado es un paisaje de bloques de basamento elevados y basculados tectónicamente que están truncados por restos de antiguas superficies de aplanamiento y erosión que tienen diferentes orígenes y edades pre-Miocenas (Carignano et al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014); muchas veces coronadas por remanentes de profundos perfiles de meteorización (Rabassa et al. 1996, 2010, 2014; Carignano et al. 1999). Por ello sus principales características geomorfológicas están relacionadas con su origen fundamentalmente estructural-denudacional (Meijerink 1988) dado el contexto de elemento positivo que tuvo la región a lo largo de casi toda su historia geológica donde, en consecuencia, los procesos erosivos predominaron sobre los depositacionales; conformando un complejo paisaje dominado por antiguas superficies de erosión paleozoicas, mesozoicas y paleógenas labradas sobre bloques de basamento (Rabassa et al. 1996, 2010, 2014; Carignano et al. 1999), que durante el Neógeno fueron elevadas y basculadas tectónicamente, con la subsiguiente erosión (González Bonorino 1950; Cuerda 1973; Gordillo y Lencinas 1979). Provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana La llanura Chacopampeana es una extensa unidad geomorfológica mayor (en Córdoba comprende una superficie de más de 100.000 km2) que se extiende desde Bolivia y Paraguay hacia el sur, abarcando el centro-este de la Argentina y limita al oeste con las Provincias Sierras Subandinas y Sierras Pampeanas (Fig. 1), al sur de éstas continúa por debajo de la cota de 250 m hasta el río Colorado, al sudeste limita con las sierras de La Ventana y Tandil y al este con el litoral Atlántico. Constituye una extensa cuenca distal del antepaís andino, en especial de las Sierras Pampeanas y Subandinas (Ramos 1999), cuya sedimentación cenozoica se destaca por el predominio de depósitos distales de sistemas fluviales y aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loéssicos, siendo el lugar de tránsito de esos sedimentos hacia la plataforma y talud continental atlánticos (Chebli et al. 1999). El Chaco argentino está constituido por unos pocos mega-abanicos aluviales que nacen en las Sierras Subandinas: los abanicos de los ríos Pilcomayo y Bermejo, correspondientes a la cuenca del Paraná, y el mega-abanico del Salado del Norte, del que son parte los sistemas del Saladillo y del Dulce, pero que desaguan en la laguna Mar Chiquita (Chebli et al. 1999; Iriondo 2010). El sector lindante con las

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Sierras Pampeanas replica ese modelo en menor escala, reconociéndose cinco grandes abanicos aluviales generados por los ríos mayores que drenan las Sierras Pampeanas Orientales en dirección a la llanura (Suquía, Xanaes, Ctalamochita, Chocancharava y Popopis), y abanicos más pequeños asociados a cursos de menor jerarquía. Estos sistemas fluviales, en especial sus partes distales, han sido modificados por acción eólica durante los períodos glaciales, lo que favoreció la formación de las llanuras de loess (Ramos 1999). La llanura pampeana está dominada por depósitos eólicos pleistocenos y holocenos que conforman un potente manto que cubre la mayor parte de su superficie. Estos depósitos fueron agrupados por Iriondo (Iriondo 1990a, b y c, 1997) en una gran unidad geomorfológica denominada Sistema Eólico Pampeano, que se compone de un núcleo de sedimentos arenosos denominado Mar de Arena Pampeano y de una extensa Faja Periférica Loéssica (Iriondo 1990a, b y c; Iriondo y Kröhling, 1996), en transición lateral hacia sotavento en el patrón depositacional. El contacto entre ambos se ubica en la zona donde convergen las provincias de Córdoba, Santa Fe y Buenos Aires con un rumbo aproximado NNO-SSE, siguiendo el alineamiento de las ciudades de Río Cuarto, Venado Tuerto y hasta Junín (Iriondo y Kröhling, 1995, 2007). En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región sufrió una secuencia de episodios áridos y húmedos (Cantú y Degiovanni 1984, Carignano 1996, 1997a y b, 1999, Iriondo 1981, Iriondo y Kröhling 1996, 2007) que condicionaron la dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos morfológicos que destacan a esta llanura. El paisaje actual resulta fundamentalmente de la influencia del período húmedo correspondiente al Estadio Isotópico de Oxígeno (EIO) 3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de llanura (Iriondo y Kröhling 2007), y de la actividad eólica durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–1 ka) y del Holoceno tardío (3,5–1,4 ka), destacándose la generación de un manto de loess (Último Máximo Glacial UMG-, 24–18 ka) que suavizó las formas menores del paisaje (elementos estructurales, fluviales y eólicos), el desarrollo de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabólicas) y la generación de numerosas cubetas de deflación, la mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas. Desde el Plioceno, la región está controlada por deformaciones neotectónicas originadas en esfuerzos compresivos (Brunetto e Iriondo 2007) que se han propagado incluso hasta su borde atlántico (Chebli et al. 1999). Ello influye significativamente en la configuración general del drenaje y en

Carignano et al.: Geomorfología

la dinámica hidrogeológica a través de la formación de altos estructurales (Lomas de Otumpa, Bloque de San Guillermo, Alto de Levalle, etc.) y de depresiones tectónicas (Mar Chiquita, Curapaligüe-Saladillo, Tigre Muerto, etc.). Gran parte de la Provincia de Córdoba abarca parte de la Pampa y su geografía está caracterizada por la presencia de tres grandes ambientes: al norte y noreste la Depresión de Mar Chiquita, al centro la Planicie Fluvioeólica Central (Carignano 1996, 1997a, 1999) formada por los extensos abanicos aluviales de los ríos Suquía, Xanaes, Ctalamochita y Chocancharava (Cantú y Degiovanni 1984; Ferpozzi 1988; Carignano 1996, 1997a, 1999) y al sur y sudeste la Planicie Eólica Arenosa del Sur (Carignano 1996, 1997a, 1999) que constituye el extremo norte del Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c; Iriondo et al. 2011). PRINCIPALES UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS DE LA PROVINCIA Las Sierras Pampeanas de Córdoba La región serrana del territorio de Córdoba, que se extiende entre los 29°00’S y 33°30’S, y los 63°10’O y 65°30’O (Fig. 2), forma parte del sudeste de las Sierras Pampeanas. Conforma una unidad larga y estrecha de 430 km de longitud y 130 km en su parte más ancha, abarcando una superficie de 35.000 km2 (Mercado y Moore 1997). Está compuesta por bloques de basamento fallados y basculados hacia el este, presentando una morfología asimétrica con laderas orientales tendidas y occidentales escarpadas (Gordillo y Lencinas 1979) cuyos extremos altitudinales van de los 550 a los 2.790 m s.n.m. (Capitanelli 1979a). Estos bloques están separados por valles estructurales, cuyos ejemplos más sobresalientes son los valles de Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre para la depresión periférica de Capitanelli 1979a), Deán Funes, Ischilín, Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla, Los Reartes, Calamuchita, La Cruz, San Carlos, Guasapampa, Pampa de Pocho, San Alberto y Conlara (Figs. 2 y 3). Orográficamente las sierras de Córdoba pueden ser divididas en cuatro cordones meridianos principales: Sierra Norte-Ambargasta, Sierra Chica-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones y Sierras de Pocho-Guasapampa (Figs. 2 y 3). Todos estos cordones serranos tienen la típica morfología asimétrica de las Sierras Pampeanas, presentando una ladera occidental corta y abrupta, caracterizada por la escarpa de falla que representa al frente de levantamiento andino de los bloques y una ladera oriental con mayor extensión areal y menor gradiente topográfico (Fig. 3). Una excep-

ción a este esquema de basculación es el caso de las sierras de La Higuerita y Nono donde la escarpa se ubica en la vertiente oriental. Las escarpas de fallas que limitan estos cordones serranos se caracterizan por sus elevadas pendientes, los que tienen origen en las fallas inversas que elevan a las sierras y presentan las máximas alturas en la parte central, disminuyendo progresivamente los resaltos hacia los extremos. En general se encuentran disectadas por ríos y torrentes que generan en su frente espolones y formas triangulares (similares a un facetado trapezoidal o triangular), con algunas acumulaciones de pie de talud en las partes bajas. Se prefiere el calificativo de “formas triangulares” para estas geoformas, ya que su origen se aparta de las relaciones genéticas implícitas en el desarrollo de una faceta triangular, esto es la coincidencia aproximada de la geoforma con el o los planos de falla responsables del movimiento. Esta situación no es factible en el caso de fallas inversas, por lo que la denominación de “forma triangular” reviste un carácter estrictamente descriptivo (Costa 1996). En el flanco oriental (estructural) de estas sierras se encuentran restos de superficies de erosión (Fig. 3), cuya posición queda evidenciada por la regular alineación en las cimas de cerros y lomas que, por lo general, tienen una inclinación al este de 8 a 12°. Estas superficies poseen una notoria uniformidad morfológica y generalmente se sitúan en las áreas cumbrales de las sierras (Carignano et al. 1999; Cioccale 1999b); distinguiéndose por su morfología característica de cuasi planicies (Fig. 3) muy condicionadas por el sustrato rocoso (Carignano et al.1999; Cioccale 1999b; Degiovanni y Andreazzini 2013; Andreazzini y Degiovanni 2014). Están integradas por un mosaico de relieves que van desde planicies onduladas (pampas) a colinas y lomas con laderas convexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas, separadas por amplios valles de fondo plano. Estas paleosuperficies, que se localizan a diferentes alturas sobre las laderas orientales de los cordones serranos, están parcialmente cubiertas por coluvios y sedimentos cretácicos, terciarios o cuaternarios, especialmente preservados en antiguos valles labrados sobre las rocas del basamento. Las situadas a mayor altura como Pampa de Achala, Pampa de San Luis y sectores cumbrales de la Sierra de Comechingones (1.700–2.200 m s.n.m.) prácticamente carecen de cubierta sedimentaria, excepto unas aisladas y delgadas acumulaciones de materiales loessoides y coluviales con espesores promedio menores a los 3 m. En Atum Pampa y Athos Pampa (1.000–1.100 m s.n.m.), como asimismo en Pampa de Olaen (1.000–1.300 m

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Figura 3: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Córdoba. SN= Sierra Norte. SG= Sierras Grandes. SCo= Sierra de Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierra de Pocho. Gu= Sierra de Guasapampa. VP= Complejo Volcánico de Pocho. ep= Elevación Pampeana. db= Dorsal de Las Bajadas. su= Faja fluvial del río Suquía (Primero). xa= Faja fluvial del río Xanaes (Segundo). ct= Faja fluvial del Río Ctalamochita (Tercero). 1) Inselbergs cretácicos de Sauce Puncu. 2) Paleovalle glacial carbonífero de Tasa Cuna. a) Valle de San Alberto. b) Valle de San Marcos Sierra. c) Valle de Deán Funes. d) Valle del río Conlara. e) Valle de Charbonier. f) Valle de Punilla. g) Valle de Los Reartes. h) Valle de Calamuchita. i) Valle de La Cruz. j) Valle de Quilpo. k) Valle de Guasapampa. l) Valle de San Carlos. m) Pampa de Pocho. n) Valle de Avellaneda. o) Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. @= Megadeslizamiento del Cerro Uritorco. #= Megadeslizamiento del Valle de San Alberto. Perfil geológico-geomorfológico (Modificado de: Carignano et al. 1999).

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s.n.m.), de Pocho (1.000–1.150 m s.n.m.), Superficie Cumbral de Sierra Chica (1.100–1250 m s.n.m.) y en Sierra NorteAmbargasta (600–900 m s.n.m.), se han acumulado sedimentos neógenos de consideración (Capitanelli 1979a; Carignano y Úngaro 1988c; Manzur 1995; Carignano et al. 1999; Tauber y Goya 2006; Córdoba et al. 2005; Tauber et al. 2008; Krapovickas y Tauber 2012a,b; Andreazzini et al. 2012, 2014). La característica dominante de estos depósitos cumbrales es que, aún con espesores diferentes, su disposición, extensión y morfología están relacionadas a las formas del basamento, que a su vez está fuertemente condicionada por las estructuras. Se ha podido comprobar que la distribución de los depósitos cumbrales no es homogénea, tanto en espesor como en su disposición areal y altitudinal. La acumulación se produce en aquellos sitios que cuentan con características particulares: áreas cumbrales relativamente planas a cóncavas, limitadas por bordes elevados. Las paleosuperficies de mayor altura corresponden a un etchplain, originado principalmente por meteorización química bajo condiciones ambientales posiblemente cálidas y húmedas durante el intervalo Triásico tardío-Jurásico medio (Carignano et al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010, 2014). Un etchplain es una paleosuperficie de aplanamiento de gran extensión, asociada a zonas cratónicas, que no manifiesta relieves primarios de origen tectónico y corresponde a un frente de meteorización regional desarrollado en condiciones tropicales o subtropicales, persistentes durante mucho tiempo. El concepto fue introducido por Wayland (1933) quien estudió superficies de erosión de este tipo en Uganda. Las paleosuperficies que se escalonan en torno al núcleo de cada uno de los bloques mayores de las sierras (Fig. 3) son el resultado de la acción de agentes de erosión relacionados con climas semiáridos, fundamentalmente pedimentación, y corresponden a un prolongado ciclo de denudación producido durante el Jurásico tardío-Paleógeno (Carignano et al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010, 2014). Sierras Norte - Ambargasta: Es un cordón montañoso de forma elongada en sentido NNE-SSO constituido por un solo cuerpo de sierra, ubicado entre los 26°30’S - 30°40’S y 63°15’O - 65°25’O. Tiene una extensión aproximada de 6.550 km2 (165 km de longitud y 47 km de anchura media), una altura máxima de 1.140 m s.n.m en su sector sudoeste, una mínima de 350 m s.n.m. y una altura media inferior a los 900 m s.n.m., siendo la de menor altitud entre las Sierras Pampeanas Orientales. Es un macizo muy regular en altitud

que presenta vastas áreas semiplanas en su parte superior donde, aparentemente, el fallamiento cenozoico tiene escasa participación morfogenética. Una excepción es el extremo sur y sudoeste, donde se pueden reconocer serranías con el típico perfil asimétrico (Sierras de Sauce Punco y Orcosuni), con abruptas escarpas de falla muy erosionadas (Carignano y Cioccale 2008). La sierra es un bloque de basamento aplanado de pendientes muy bajas y forma ligeramente convexa (lomo de ballena), que pierde altura paulatinamente hasta desaparecer bajo la cubierta sedimentaria cenozoica que lo rodea. Está coronada por extensas planicies escalonadas, labradas sobre rocas graníticas, que ocupan casi el 85 % de su extensión. Las planicies están formadas por amplias lomas y colinas homogéneas de basamento, con cumbres aplanadas, ligeramente convexas y laderas suavemente convexas; entre las que se extiende un sistema de amplios valles de escasa profundidad y pendientes reducidas. Cumbres y fondos de valles mantienen una marcada regularidad de alturas, lo que permite reconstruir la posición de diferentes superficies subhorizontales, separadas por escarpes discretos, de escasa altura, muy disectados, con pendientes exiguas y trazas sinuosas. Las superficies de erosión tienen diferentes grados de disección, ubicándose las menos erosionadas en el interior de la sierra (Carignano y Cioccale 2008). Perfiles topográficos y modelos digitales del terreno muestran claramente cuatro niveles de superficies, ubicados aproximadamente entre 900–800, 750–600, 650–550 y 500– 350 m s.n.m. y dispuestos en forma aproximadamente concéntrica al núcleo de la sierra con una simetría en la gradación (Carignano y Cioccale 2008). La regularidad en la distribución de las superficies y el sucesivo escalonamiento entre éstas indicaría, como se ha demostrado en Sudáfrica (King 1949; Partridge y Maud 1987), Brasil (Bigarella y Ab’Saber 1964; Ab´Saber 1969; Kröhling et al. 2014) y Australia (Twidale 1968, 1982, 2007), un origen común para cada nivel y edades de formación decrecientes desde el nivel alto hacia el bajo. Esto se ha podido confirmar por la indudable vinculación entre sedimentos y superficies (Carignano y Cioccale 2008). Areniscas y conglomerados carbonífero-pérmicos de la Formación La Puerta y Co. Colorado, que permanecen como relictos del relleno de un paleorrelieve carbonífero, son cortados por la superficie más elevada y de menor extensión (zona de Ea. La Lidia y Cerro Colorado), que se interpreta como la más antigua. La segunda y tercera superficies (las más extensas) en lugares como Sauce Punco, La Lidia, Ca-

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miniaga, Estancia Pozo del Algarrobo, Simbol Huasi y Co. Negro, aparecen cubiertas por brechas y fanglomerados cretácicos (segundo nivel) o por conglomerados y areniscas cretácicos (tercer nivel). Finalmente, la cuarta superficie, que aparece sólo en el contorno externo de Sierra Norte, está cubierta por la Formación Saguión (Mioceno) y un calcreta de origen pedogenético muy potente (Mioceno tardío) que se desarrolla exclusivamente sobre ésta y el basamento donde está labrada dicha superficie. En el primer y segundo nivel de superficies se han preservado extensos remanentes de perfiles de meteorización, en los que se observa la roca completamente transformada en un regolito granítico (grus) que contiene grandes rocas núcleos (corestones) in situ, y de los que emergen enormes inselbergs con forma de domos. Esto permite interpretar que esas superficies habrían sido originadas por un proceso de meteorización regional con posterior remoción de la parte superior del manto de meteorización resultante (Etchplain). Estos perfiles de meteorización han sido observados yaciendo bajo conglomerados cretácicos, por lo que se considera que habrían sido originados previamente al rifting cretácico y, seguramente, con posterioridad al Pérmico, puesto que areniscas de las formaciones La Puerta y Cerro Colorado, en sus niveles superiores, presentan una importante silicificación, consecuencia de la movilización de sílice de los perfiles de meteorización mencionados (Carignano y Cioccale 2008); al igual que el color rojo sobreimpuesto al gris blanquecino original de dichas formaciones, causado por impregnación de la roca con fluidos ricos en óxidos de Fe (en muchos sitios la roca tiene un moteado característico debido a la circulación preferencial de estos fluidos por estructuras sedimentarias). Vínculos y relaciones de yacencia entre superficies y sedimentos asociados confirman que, al menos una parte importante de ellas (los sectores más elevados de cada nivel), no habrían sido cubiertas nunca y habrían permanecido expuestas desde el momento de su formación. Estos paisajes relícticos ocupan el sector centro-norte de la sierra desde algo al sur de San Pedro hasta su extremo septentrional (Carignano y Cioccale 2008). En la sierra de Sauce Punco se identificaron geoformas que, sin dudas, son exhumadas; observándose allí una alineación de cerros cónicos (Fig. 3), completamente rodeados por dos secuencias superpuestas de sedimentos cretácicos; cubriendo una brecha de granitos locales el tercio inferior de estos cerrillos; mientras que fanglomerados polimícticos (constituidos por rocas exclusivas del sector norte de Sie-

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rra Norte) e intercalados con areniscas, envuelven su parte media y superior (Carignano y Cioccale 2008). Los cerrillos tienen la típica forma de inselbergs aislados de un frente de montaña en retroceso y están ubicados en la desembocadura de un paleovalle que hacia su cabecera se integra con las paleosuperficies 2ª y 3ª (sur de San Pedro). Estos paisajes exhumados están vinculados al proceso de inversión tectónica ocasionado por la orogenia andina sobre las estructuras extensionales generadas durante el rifting cretácico, según el modelo de Schmidt et al. (1995). Sierra Norte sería un antiguo horst que habría permanecido elevado desde principios del Mesozoico (durante el cual sufrió la tectónica distensiva cretácica) y que en el Cenozoico fue afectado sólo en sus bordes por la tectónica compresiva andina. Sierras Grandes - Comechingones: El sector central de las Sierras de Córdoba está constituido por un macizo montañoso de forma alargada en sentido submeridional constituido por un núcleo central (Sierra Grande o de Achala) que se segmenta en varias sierras; recibiendo en el sur el nombre de Sierra de Comechingones, mientras que hacia el norte se diferencian dos ramas menores: Cumbres de Gaspar (al oeste) y Cumbres del Perchel-Sierra de Cuniputu (al este). Estas dos últimas flanquean el cuerpo principal de la sierra que gradualmente pierde altura hacia el norte siendo cubierta por los sedimentos del Bolsón de las Salinas Grandes. El conjunto de Sierras Grandes-Comechingones está ubicado entre los 30°40’S - 33°15’S y 64°25’O - 65°00’ O teniendo unos 280 km de longitud y 30–50 km de anchura, con una altura máxima de 2.790 m s.n.m. (Cerro Champaquí), una mínima de 600 m s.n.m. y una altura media de 1.800 m s.n.m., siendo la de mayor altitud entre las Sierras Pampeanas Orientales. La Sierra Grande es una unidad morfoestructural muy particular en el entorno de las Sierras de Córdoba: un macizo limitado al oriente y occidente por un conjunto de fallas inversas buzantes hacia el oeste y este, respectivamente (Figs. 2 y 3), que en su zona central produce un escalonamiento, más o menos simétrico, de bloques de basamento progresivamente más elevados hacia el centro de la unidad (Carignano et al 1999 y citas alli contenidas). Estos bloques tienen una suave inclinación al este y están truncados por superficies de erosión (pampa de Achala, pampa de San Luis, pampa de Olaen, Potrero de Gero, etc.). Al igual que Sierra Norte-Ambargasta, esta unidad sería un antiguo horst que habría permanecido elevado desde principios del Mesozoico (durante

Carignano et al.: Geomorfología

el cual sufrió la tectónica distensiva cretácica), y que en el Cenozoico fue afectado por la tectónica compresiva andina, la cual lo ascendió y basculó hasta su posición actual (Rabassa et al. 1996; Carignano et al. 1999). El fallamiento cenozoico aquí tiene importante participación morfogenética, lo que se aprecia en el vigoroso entallamiento actual del sistema fluvial y en el típico perfil asimétrico de las serranías que componen sus extremos sur y norte (Comechingones, Gaspar, Perchel y Cuniputu). No obstante ello, la Sierra Grande es un bloque de basamento aplanado, levemente inclinado al este, de bajas pendientes y forma ligeramente arqueada, coronado por extensas planicies escalonadas, labradas sobre rocas graníticas y metamórficas, que ocupan casi el 75 % de su extensión. Estas planicies están formadas por amplias lomas y colinas homogéneas de basamento, con cumbres aplanadas, ligeramente convexas y laderas suavemente convexas; entre las que se extiende un sistema de amplios valles. Cumbres y fondos de valles mantienen una marcada regularidad de alturas, lo que permite reconstruir la posición de diferentes superficies subhorizontales, que están separadas por escarpes discretos y de escasa altura. Estas escarpas tienen bajas pendientes y trazas sinuosas, encontrándose muy disectadas y, en la zona norte, contornean los cursos principales de la red de drenaje (Fig. 3). En la zona central esas superficies están limitadas al este y oeste por escarpes muy abruptos, que forman frentes de 300 a 500 m de resalto. Por mucho tiempo, esos escarpes fueron considerados escarpas de fallas, aun cuando no se tuviera evidencia directa de fallas asociadas con ellas. Actualmente se considera que son escarpes compuestos (erosivos y de falla) producto de la sobreimposición de eventos morfogenéticos mesozoicos y cenozoicos (Carignano et al. 1999). Los dos escarpes más prominentes descienden gradualmente desde el centro hacia el norte y sur y se conectan con los escarpes que bordean la sierra por sus extremos. El escarpe superior se localiza altitudinalmente entre los 1.700 y 2.000 m s.n.m., y el inferior entre los 1.500 y 1.300 m s.n.m. Estos se encuentran disectados por grandes quebradas transversales, algunas de las cuales son cabeceras de las cuencas de los ríos más importantes de la provincia (Fig. 3). Los modelos digitales de terreno y los perfiles topográficos muestran cuatro niveles de superficies de erosión, ubicados aproximadamente entre 2.200–1.800 m s.n.m., 1.700– 1.500 m s.n.m., 1.300–950 m s.n.m. y 800–600 m s.n.m., ordenados en forma aproximadamente concéntrica al núcleo de la sierra, con una simetría en la gradación, ubicándose los

menos erosionados en el interior de la sierra (Carignano et al. 1999). Sobre la parte más elevada de la Sierra Grande (Pampa de Achala y sectores periféricos), entre los 2.200 y 1.900 m s.n.m., se localiza el primer nivel y más antiguo: una planicie regional, combada hacia los bordes (Fig. 3), que en su interior tiene valles muy amplios de fondo plano y poca profundidad. Allí, es notorio el poco encajamiento de la red de drenaje en los órdenes bajos, respecto de los órdenes altos que se encuentran a la salida de esos valles, y que han excavado profundamente al granito. Los amplios interfluvios se presentan como lomas de formas regulares, redondeadas y bajas, con vertientes suaves y ligeramente convexas, donde se observa el predominio de una morfología abochada (apilamiento de rocas núcleo) con cerros residuales tipo bornhardt y muchas oquedades ocasionadas por desintegración de una superficie de roca meteorizada. Es llamativa la regularidad topográfica en esta superficie cumbral del granito y la continuidad que tiene hacia las áreas metamórficas vecinas (Figs. 4a y 4b). Toda la morfología señalada indica que esta superficie podría ser un etchplain al igual que las paleosuperficies más altas de Sierra Norte-Ambargasta. Bordeando el núcleo de la sierra Grande, siempre en una posición topográfica más baja que la Pampa de Achala y el macizo del cerro Los Gigantes (aproximadamente entre 1.700–1.500 y 1.300–950 m s.n.m.), se ubican dos superficies de erosión más jóvenes que la anterior (Carignano et al. 1999), que se encuentran escalonadas a su vez entre sí (Fig. 3), estando separadas por escarpes bien definidos con los que se relacionan mediante una superficie más o menos cóncava. Estas superficies poseen una notoria uniformidad morfológica, caracterizada por cerros y lomas elongados, con laderas convexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas. En las zonas centro y sur tienen vertientes rectilíneas o ligeramente convexas; mientras que en el área centro-norte, las laderas presentan una convexidad más evidente e inclinaciones algo menores. Esta gran regularidad de las superficies, con frecuencia, es interrumpida por elevaciones rocosas (Figs. 4a y 4b) correspondientes a rocas acastilladas (tors, koppies castles) y montes islas (inselbergs, monadnocks sensu King 1953, 1956). En algunos sitios de las superficies mencionadas precedentemente, se han preservado restos de importantes perfiles de meteorización (Carignano et al. 1999). Al sur de la sierra de Comechingones se encuentra el batolito de Cerro Áspero, que en su borde sur presenta un relieve negativo respecto de su encajonante metamórfico (Fig. 4c). Esto habría sido pro-

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Figura 4: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Comechingones y su piedemonte oriental. A) Morfologías residuales graníticas de la paleosuperficie cretácica del Cerro Aspero: al fondo monte isla (Inserlberg) y en primer plano, rocas acastilladas (Castle Koppies). B) Paleosuperficie; posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre migmatitas. C) Vista general de las relaciones entre paleosuperficies. La más elevada es posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre migmatitas y la más deprimida, desarrollada sobre granito, el primer nivel de las paleosuperfices erosivas cretácicas.

ducido por erosión diferencial entre ambas rocas, pues la superficie de este plutón presenta numerosas evidencias morfológicas de ser la raíz de un frente de meteorización que penetró más profundamente en el granito. Según Carignano et al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014) estas superficies serían pediplanicies -según los criterios establecidos por King (1953)- que estarían separadas por escarpes generados por erosión retrocedente hacia el interior del macizo montañoso (retroceso por pedimentación), según las teorías de Penck (1924) y King (1950, 1953, 1956). El origen de estos escarpes retrocedentes estaría en las fallas normales generadas por el rifting cretácico Renne et al. 1992. En algunos casos, dichos

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escarpes están magnificados por la tectónica andina que reactivó fallas ubicadas en su media ladera o generó nuevas fracturas cerca de su base, ampliando el resalto original (Carignano et al. 1999). Un cuarto nivel de erosión más discreta y de menor desarrollo se localiza en la periferia de la sierra (entre 800–600 m s.n.m.). Las características geomorfológicas descriptas precedentemente cambian un poco en la Sierra de Comechingones, al sur de la latitud del cerro Champaquí. Esta sierra constituye el relieve más prominente en el sector sur del cordón Sierra Grande-Comechingones y, a diferencia de la sierra Grande, tiene un marcado perfil asimétrico, en el que se des-

Carignano et al.: Geomorfología

taca como elemento morfológico dominante la gran escarpa de falla occidental, coincidente con el frente de levantamiento andino de la sierra. Sobre esa escarpa por disección fluvial se han formado espolones muy notorios que, en la gran mayoría de los casos, presentan interfluvios agudos con un relieve relativo entre estos y el fondo de los valles bastante significativo. Además, sobre esos espolones pueden reconocerse caras libres de fracturas subverticales, cuya exposición es propiciada generalmente por desprendimientos gravitacionales. También es factible observar morfologías de aspecto triangular en la unión montaña-piedemonte, a semejanza de espolones facetados. Sobre la ladera oriental se encuentran remanentes de las mismas paleosuperficies de la Sierra Grande, sólo que aquí están más inclinadas. El paisaje que predomina allí, guarda bastante relación con lo ya descripto en el ámbito análogo de la Sierra Grande. Las principales diferencias se relacionan con un mayor gradiente de inclinación en el bloque de Comechingones (la pendiente general del bloque alcanza en algunos sectores 5°). Las superficies de erosión regional antes mencionadas continúan sobre esta sierra, y su seguimiento puede hacerse sin mayores complicaciones. Degiovanni y Andreazzini (2013) y Andreazzini y Degiovanni (2014) describen remanentes de superficies de erosión desarrolladas sobre rocas graníticas del batolito Cerro Áspero (Sierra de Comechingones) y sobre rocas metamórficas y miloníticas presentes al norte y sur de este cuerpo intrusivo. En las Sierras Grandes-Comechingones no hay sedimentos paleozoicos, mesozoicos o paleógenos que se puedan asociar a las superficies; sólo se encuentran sedimentos neógenos sobreyaciendo al tercero y al cuarto nivel de paleosuperficies, y siempre restringidos a los bordes de la sierra. No obstante ello se infiere una edad al menos cretácica para las superficies segunda y tercera, pues diques basálticos datados en 55 ± 2 Ma que se encuentran en el Río Guasta (Gordillo y Lencinas 1979) están cortados por la 3a superficie. Mientras que dos edades Sm-Nd de 117 ± 26 Ma y 131 ± 22 Ma, fueron obtenidas de fluoritas epitermales provenientes del batolito Cerro Áspero (mina Bubú) y del batolito de Achala (mina La Nueva), respectivamente (Galindo et al. 1997), que están truncadas por las superficies de erosión 2a y 3a (Carignano et al. 1999). Dado que se ha determinado una interacción entre aguas meteóricas y los fluidos hidrotermales que dieron origen a esas mineralizaciones (Coniglio et al. 2000, 2004, 2010), se estima que ésta se produjo muy cerca de la base del frente de meteorización jurásico-cretácico representado por la paleosuperficie de Achala (Figs. 3 y 4). Löbens

et al. (2011), Bense et al. (2013, 2014), mediante termocronología de baja temperatura demostraron que las sierras ya estaban elevadas al final del Cretacico, conformando un alto topográfico que era sometido a erosión; lo que refuerza la hipótesis sobre la antigüedad de las paleosuperficies. Sierras Chica-Las Peñas: Es el cordón más oriental del centro de las Sierras de Córdoba y se extiende desde los 30°36’S hasta los 32°38’S. Tiene una longitud de unos 250 km y una anchura variable entre 12 y 20 km. Su mayor elevación está en el Cº Uritorco (1.950 m s.n.m.) y la mínima en el piedemonte oriental, aproximadamente en los 500 m s.n.m., presentando una altura media de 1.200 m s.n.m. Su extremo norte está constituido por tres sierras: cordón de Copacabana-Pajarillo-Masa (al oeste), sierras de La Higuerita (centro) e Ischilín (al este) los que convergen a un cuerpo único de sierra en el sector central, conocido como la Sierra Chica, el que hacia al sur se continúa con el nombre de Sierras de Los Cóndores y Las Peñas. Este conjunto serrano es una lámina de corrimiento controlada por la falla de Sierra Chica, que se extiende desde las Salinas Grandes (en el norte) hasta las planicies próximas a Río Cuarto, continuando por el subsuelo en el alto de Levalle. Una serie de fajas miloníticas antiguas, oblicuas al rumbo general, denominadas lineamientos Carapé, Quebrada Honda y Soconcho, producen la segmentación general de la falla de la Sierra Chica en tres grandes láminas de corrimiento (Martino et al. 2012) que dan origen a las sierras previamente mencionadas. Litológicamente es una región muy heterogénea dominada por rocas del basamento plutónico-metamórfico, parcialmente cubierto por un complejo vulcano-sedimentario cretácico (Grupos El Pungo y Sierra de Los Cóndores, Conglomerados Los Terrones, Formación Río Copacabana y Formación Saldán), con depósitos mayormente aluviales del Paleógeno-Neógeno y acumulaciones de sedimentos fluvioeólicos pleistocenos. En los extremos norte y sur de la sierra se encuentran los dos afloramientos más grandes de sedimentos cretácicos de la provincia, que han sido expuestos por inversión tectónica de la falla de Sierra Chica, y están alojados en cuencas tipo pull apart (Martino et al. en este volumen) vinculadas a los lineamientos oblicuos, mientras que una parte importante de su flanco oriental próximo al sector pedemontano también conserva restos de estratos rojos cretácicos. En los lugares donde afloran los estratos rojos cretácicos, se puede observar la típica morfología de rocas sedimentarias de lomas suaves redondeadas. En la Sierra de Los Cóndores, donde se encuentran las coladas de basaltos más

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extendidas, además de las lomas redondeadas, el paisaje se caracteriza por la presencia de crestas, cuestas y cerros mesas con una inclinación predominante al noreste. Todos los bloques de basamento que componen las Sierras Chicas muestran un perfil marcadamente asimétrico con escarpe al occidente y superficie estructural al oriente; presentando el flanco oriental una notable regularidad de cumbres, la que con una inclinación de 5–10° al este, se pierde debajo de los sedimentos del piedemonte oriental. Sobre este flanco se observan restos de paleosuperficies con las mismas características que las descriptas para Sierra Grande, que serían equivalentes al 3er y 4to nivel que rodean aquella sierra. En general estas paleosuperficies aparecen como una extensa planicie labrada sobre rocas metamórficas, que se encuentra muy degradada por erosión, y cuyos restos ocupan casi el 65 % de su extensión (Cioccale 1999b). Los remanentes de estas paleosuperficies se observan claramente en las cumbres aplanadas de las lomas y colinas de basamento que, a pesar de su inclinación al este, mantienen una marcada regularidad de alturas. En la mayor parte de este cordón serrano se reconoce solamente una sola paleosuperficie, pero sobre el cuerpo principal de la Sierra Chica (sector central), al norte de la quebrada del cerro Pan de Azúcar, se ha determinado la presencia de dos superficies de erosión diferentes, separadas por un escarpe muy disectado y traza sinuosa, orientado al este (Cioccale 1999b), que se extiende aproximadamente desde un poco al sur del paraje de Cabana (Unquillo), pasando por los parajes de Candonga y Tres Cascadas, llegando hasta la quebrada del río Pinto. Estas superficies de erosión tienen diferentes grados de disección, ubicándose la menos erosionada en la parte alta de la sierra (Cioccale 1999b). La paleosuperficie más extendida, y más antigua, en muchos sitios tiene perfiles de meteorización donde las metamorfitas están completamente transformadas en un saprolito que conserva vestigios de las estructuras metamórficas originales y donde las venas de cuarzo aún se pueden reconocer. En la zona del observatorio de Bosque Alegre aún se conserva la parte superior de este perfil, pudiendo observarse restos de un Oxisol formado a expensas de la metamorfita meteorizada. Los granitoides intruidos en esas metamorfitas también están muy alterados, llegando a ser una masa de regolito granítico hasta niveles muy profundos (grus). Por lo general, los cuerpos mayores de estos granitoides tienen un relieve negativo respecto de su encajonante metamórfico (tonalita del Hongo, granodiorita Calmayo, etc.), que evidencian la profundidad alcanzada por el frente de meteorización que se desarrolló

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en esta paleosuperficie. Según Carignano et al. (1999), sobre la paleosuperficie más antigua apoyan todos los sedimentos del Cretácico superior que afloran en la sierra (megasecuencia superior descripta por Gordillo y Lencinas 1979, Piovano 1996, Piovano et al. 1993, Schmidt et al. 1995, Martino et al. en este volumen), y ésta, a su vez, trunca los sedimentos del Jurásico superior-Cretácico inferior que contienen basaltos y vulcanitas (megasecuencia inferior descripta por Gordillo y Lencinas 1979, Piovano 1996, Schmidt et al. 1995, Martino et al. en este volumen) que se encuentran en las cuencas de Los Cóndores y El Pungo. La 2a paleosuperficie, que se ha reconocido mayormente en la zona central y norte de la Sierra Chica, ocupa una posición topográfica más baja y bordea a la anterior. Sobre ella apoyan sedimentos paleógenos (Conglomerados Cerro El Cuadrado, Formaciones Cosquín y Villa Belgrano, etc.) y neógenos (Formación Saguión y Calcrete de Avellaneda). La Sierra Chica está atravesada por grandes quebradas labradas por ríos de carácter antecedente: Suquía (Primero), Anisacate, Los Molinos y Ctalamochita (Tercero) que nacen en las Sierras Grandes. Todos ellos han generado profundos valles manteniendo el diseño meandriforme original del río que se ha encajado en las rocas del basamento. Estos valles tienen un perfil transversal que evidencia claramente la existencia de dos pulsos mayores de entallamiento. El primero ha grabado sobre la paleosuperficie más antigua un amplio y profundo valle que mantiene la fisonomía del sistema meandriforme encajado, y que hacia el este se abre sobre la segunda paleosuperficie. Éste representa los dos tercios superiores del total de la profundidad de las quebradas. El segundo pulso de entallamiento se reconoce en la marcada incisión en forma de “V” cerrada, ocupada por el cauce actual, que ha sido cortada en el fondo del valle anterior y sobre la 2a paleosuperficie. Este último pulso estaría vinculado con el levantamiento de la sierra durante el Neógeno, pues corta sedimentos cretácicos y paleógenos. Sierras de Pocho y Guasapampa: El cordón de las Sierras de Pocho-Guasapampa es el más occidental de las sierras de Córdoba. Este bloque serrano se extiende desde las Salinas Grandes hasta la localidad de Villa Dolores; estando constituido, de sur a norte, por las sierras de Altautina-El Tigre, Pocho, Guasapampa y Serrezuela. Sus alturas oscilan entre 250 y 1.400 m s.n.m. Este bloque de basamento elevado y rotado por el sistema de Fallas de Pocho-Guasapampa (ubicado al oeste) presenta la forma de sierra asimétrica (Fig. 3),

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tan característica, con un frente de levantamiento orogénico ubicado al occidente y una superficie estructural tendida en el oriente. El escarpe de la falla que limita la sierra por el oeste, en su zona central tiene la máxima altura y desnivel sobre la llanura que se encuentra a su pie (Llanos de La Rioja), que gradualmente se reduce hacia ambos extremos. Al igual que la escarpa de Comechingones presenta espolones muy notorios con interfluvios agudos, formas triangulares y espolones facetados. En este frente también son comunes los desprendimientos gravitacionales. Sobre el flanco oriental de la sierra se observan restos de una sola paleosuperficie con las mismas características que las descriptas para Sierra Grande y se supone sería equivalente al 3er nivel que rodea a aquélla. Sobre ella se intruye y apoya el complejo vulcano sedimentario de Pocho y los sedimentos neógenos de Panaholma, por lo que ésta tendría una edad cretácica-paleógena. En el extremo norte de la Sierra de Serrezuela se encuentra el valle de Tasa Cuna (15 a 18 km de longitud y 1 a 2 km de anchura media) que ha sido descripto como una geoforma de origen glacial (Carignano et al. 1999). Este paleovalle glacial del Paleozoico superior (Carbonífero) es una geoforma exhumada que contiene sedimentos lacustres del Pérmico inferior (Leguizamón 1972), y está truncada por la paleosuperficie que corona esta sierra. Complejo Volcánico de Pocho. Las elevaciones que limitan por el norte a la Pampa de Pocho y la separan del valle de San Carlos, están constituidas por el complejo volcánico de Pocho. Son restos de estructuras y cuerpos volcánicos a subvolcánicos, más acumulaciones de piroclastos que se destacan en el entorno por su particular morfología de prominentes elevaciones con formas conoides o dómicas (Figs. 2 y 3), entre las que se destacan los Cº Agua de la Cumbre, Bola, Yerba Buena, Poca, Velis, Ciénaga, entre otros. Tradicionalmente fueron conocidos como “los volcanes de Pocho” y por mucho tiempo se consideraron ruinas de chimeneas y raíces de conos volcánicos (Olsacher 1960; Piccoli 1960, Carignano y Úngaro 1988c), hasta que Arnosio (1995) los definió como “domos exógenos”. Estos se formaron por la emisión de lavas muy viscosas que generaron domos y agujas de lavas de significativa altura y laderas muy empinadas. Los remanentes de aquellas emisiones lávicas pueden ser reconocidos fácilmente, pues sobresalen notoriamente entre el relieve vulcano-sedimentario. Estos aparatos volcánicos emergen de la paleosuperficie de la Sierra de Pocho y la 3a paleosuperficie que rodea a la Sierra Grande, con diferencias altimétricas que en algunos

casos alcanzan los 500 m. El grado de erosión de este relieve es mínimo, considerando la preservación de los depósitos volcaniclásticos subaéreos gruesos y las tobas que rodean los centros efusivos. Esto indica que los procesos denudativos que dieron origen a esas paleosuperficies fueron previos a los emplazamientos volcánicos y que, por lo tanto, su exposición actual no es producto de la eliminación de un volumen sustantivo del basamento cristalino. No se han reconocido evidencias morfológicas directas de cráteres o calderas, excepto una particular distribución anular que presentan los centros de emisión de lavas (los cerros mencionados). El área fue dividida por Olsacher (1960) en un sector oriental y otro occidental, en función de las características morfológicas y agrupamiento litológico. En el extremo oeste se encuentran sólo restos de las extrusiones de lavas y están ausentes o son muy escasos los piroclastos mientras que en el este hay grandes acumulaciones de piroclastos que se disponen en capas de poca inclinación intercalados con coladas de lavas. El relieve típico de la zona está representado por lomas alargadas y aplanadas, de flancos abruptos, con un perfil transversal casi trapezoidal, cuyas cumbres mantienen una altura constante. La mayoría de estas lomas tienen en sus cimas calcretas compactos, posiblemente originados durante un período prolongado de estabilidad, posterior a las efusiones (Carignano y Úngaro 1988c). En el sector norte del área volcánica hay remanentes de un potente manto de travertinos (La Playa) que se apoyan sobre el basamento o cubren parcialmente a las piroclastitas. Los relictos del travertino permanecen como lomas mesetiformes de bordes abruptos y contornos irregulares y redondeados, tienen escasa elevación y poseen una leve inclinación hacia el este (Olsacher 1960). Toda la secuencia carbonática descansa en forma discordante sobre la paleosuperficie labrada sobre el basamento cristalino y está cubierta por una delgada capa de tobas traquiandesíticas. Valles estructurales (valles interserranos) Entre los cordones principales de sierras hay grandes valles longitudinales de origen estructural que mantienen, en general, el rumbo submeridiano de aquéllos (Figs. 2 y 3). Son valles largos y estrechos, asimétricos en sentido transversal, con su zona más deprimida ubicada por lo general al oriente (excepto los valles de Deán Funes-Ischilín, San Alberto y Conlara). En planta presentan una forma sinuosa que está controlada por la traza de las fallas que los limitan. Estos pueden agruparse en dos categorías: a) depresiones tectónicas –aquellos valles comprendidos entre las fallas inversas

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responsables del ascenso de las sierras que lo flanquean- y b) valles estructurales longitudinales -aquellos comprendidos entre un escarpe de falla (piso de la falla) y el flanco estructural (tendido) de un bloque basculado (techo de la falla)-. Las depresiones tectónicas mayores son los valles de Deán Funes-Ischilín, San Marcos Sierra, San Alberto y Conlara. Mientras que los principales valles estructurales longitudinales son: Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre para la Depresión Periférica de Capitanelli 1979a), Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla, Los Reartes, Calamuchita, La Cruz, Quilpo, San Carlos, Guasapampa, Pampa de Pocho y Avellaneda (Figs. 2 y 3). Depresiones tectónicas: El valle de San Alberto es una depresión tectónica submeridiana que se ubica entre la Sierra Grande y la Sierra de Pocho (Figs. 2 y 3). Está limitada por la falla de Nono (al oeste) y el sistema de fallas de la Sierra Grande-Comechingones (al este). Tiene forma elíptica y sus extremos norte y sur se localizan en la zona de convergencia de las fallas que lo limitan. Tiene una longitud de 20 km y una anchura entre 5 y 7 km; el fondo del valle tiene una altura máxima de 1.000 m s.n.m. (extremo norte) y una mínima de 850 m s.n.m. (al sur), donde se localiza el embalse de La Viña. Es un valle que tiene una cierta simetría en su sección transversal y en el que, también, se puede advertir un escalonamiento de sus flancos por causa de las fallas que lo limitan. En su extremo sudeste, un sector del flanco occidental de la sierra Grande presenta una gran cantidad de deslizamientos (zona de Las Rabonas y Los Hornillos), entre los que se destaca un megadeslizamiento (Fig. 3) similar al del Cº Uritorco (Carignano et al. 2014b). Al norte del río Chico de Nono, la depresión está rellena mayormente por sedimentos fluviales aterrazados (Sayago 1975, 1979, 1980) que componen las formaciones Brochero, Toro Muerto y Mina Clavero (Bonalumi et al. 1999), mientras que al sur de este río predominan los abanicos aluviales por sobre el relleno fluvial (Sayago 1975, 1979, 1980). Estos abanicos conforman tres niveles bien definidos de abanicos fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero con una incipiente incisión fluvial que cubre parcialmente al megadeslizamiento de Las Rabonas (Carignano et al. 2014a) que se encuentra parcialmente cubierto por los abanicos y lóbulos de deslizamientos activos. Los sedimentos más antiguos que rellenan este valle son del Mioceno tardío-Plioceno (Bonalumi et al. 1999; Cruz et al. 2010). El valle de San Marcos Sierra, es una pequeña depresión tectónica limitada por fallas cuaternarias muy activas (Massa-

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bié 1982; Massabié et al. 2002). Se ubica en el extremo norte de la sierra de Cuniputu (Fig. 3), tiene una orientación SSENNO, con una longitud aproximada de 7 km y una anchura media de 3,5 km. Tiene una forma rectangular y en su extremo norte se abre hacia el Bolsón de las Salinas Grandes. En su interior el río San Marcos ha formado un abanico aluvial, que a su vez ha sido disectado y aterrazado. Los sedimentos más antiguos que allí se encuentran serían del Pleistoceno medio. El valle de Deán Funes es una depresión tectónica de orientación SO-NE (la única con esa orientación en la provincia) que se dispone transversal al lineamiento tectónico de Deán Funes (Fig. 3), y en cuya intersección se ubica la localidad homónima. Está limitada por el cordón compuesto por las sierras de La Higuerita y Orcosuni (al noroeste), la sierra de Ischilín (al sur y sudeste) y la sierra de Sauce Punco (al este). Esta depresión se inicia en la zona de la localidad de Ischilín y se abre hacia el noreste bordeando el oeste de la sierra Norte. Tiene una longitud de 35 km y una anchura de 6 km. En su interior alberga abanicos aluviales y en su eje se instala un sistema fluvial con terrazas discretas En él se encuentra el mismo relleno sedimentario que en la cuenca de las Salinas Grandes. Los sedimentos más antiguos observados en ella son los que integran la Formación Saguión y el calcreta de Avellaneda (Mioceno, Candiani et al. 2001a). Por la existencia generalizada de estratos cretácicos de la Formación Copacabana en sus bordes, que también se detectan en líneas sísmicas (Álvarez et al. 1990), se infiere que esta depresión habría sido originada en el Cretácico. El valle del río Conlara es una depresión tectónica asimétrica, marginada en su extremo oriental por las fallas inversas del frente de Comechingones (ver Costa et al, este volumen), mientras que su borde occidental lo constituye la pendiente estructural de la Sierra de San Luis (Figs. 2 y 3). Esta depresión está recorrida en gran parte por el río Conlara, el cual discurre de sur a norte oficiando de colector del drenaje de la Sierra de San Luis, recostado sobre una posible traza de falla, en el límite entre la sierra y el valle. La depresión tiene una orientación norte-sur, estrechándose ligeramente hacia el norte. Por el sur, ésta se abre hacia el ámbito de la llanura pampeana aproximadamente a la latitud de la sierra de El Morro, ya fuera de la Provincia de Córdoba, mientras que al norte se conecta con el extremo sur del Bolsón de las Salinas Grandes. Esta depresión tectónica fue zonificada en tres grandes unidades morfológicas (González Díaz 1981): Planicie de agradación pedemontana, Planicie loessoide y valle del río Conlara. La primera es una extensa

Carignano et al.: Geomorfología

y bien desarrollada bajada aluvial que margina a la Sierra de Comechingones, compuesta por diversas generaciones y niveles de abanicos aluviales, los que incluyen tres niveles de abanicos fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero con una incipiente incisión fluvial que es parcialmente cubierto por los abanicos activos. Dentro del ambiente de abanicos aluviales se reconoce un nivel más elevado sobre ellos, constituido por afloramientos de basamento cristalino, generalmente coronado por depósitos aluviales más antiguos. Dicha morfología de bloques aislados aparece al norte de Carpintería y está vinculada a la falla El Molino, ramal secundario de la falla Comechingones (Costa et al. 2001, y en este volumen). La planicie loessoide abarca las zonas distales de los abanicos aluviales de la unidad anterior que ha sido cubierta con materiales loessoides. El valle del río Conlara se abre hacia el norte para desembocar en el extremo sudoeste del bolsón de las Salinas Grandes, al oeste de la localidad de Villa Dolores y al norte de Lafinur. Es un valle fluvial típico con dos niveles de terrazas bien definidos. Valles estructurales longitudinales: Entre la Sierra Chica y la Sierra Grande se alinean la mayor parte de los valles estructurales longitudinales. Su origen está en el levantamiento de la Sierra Chica y están comprendidos entre el escarpe del sistema de fallas de la Sierra Chica (bloque elevado) y la superficie estructural de la Sierra Grande (bloque hundido). De norte a sur son: Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla, Los Reartes, Calamuchita y La Cruz (Figs. 2 y 3). La segmentación de esos valles a lo largo de la traza de la falla de la Sierra Chica está controlada por la paleotopografía de la superficie estructural de la Sierra Grande y por la presencia de altos estructurales limitados por lineamientos oblicuos que, actuando como rampas laterales, producen la segmentación general de la falla Sierra Chica (Martino et al. 2012). El Valle de Charbonier se extiende en dirección SE-NO, desde el alto topográfico conformado por los sedimentos y bloques deslizados y rotados del megadeslizamiento del cerro Uritorco (Carignano et al. 2014b), hasta el piedemonte donde comienza el Bolsón de las Salinas Grandes (Figs. 2 y 3), en el extremo norte de las sierras de Cuniputu y Masa. El valle es limitado al noreste por las sierras sedimentarias de Pajarillo-Copacabana-Masa, mientras que su vertiente suroeste es la superficie estructural de la sierra de Cuniputu. El valle de Dolores (San Esteban) está comprendido entre el megadeslizamiento del cerro Uritorco (al norte) y el Alto de Santa Cecilia, próximo a La Cumbre (por el sur); mientras que el valle de Punilla se extiende desde esa localidad hasta

el alto de la Sierrita de Santiago (al sur). El valle de Los Reartes comienza en el mencionado alto y se extiende hasta los Altos del Totoralejo, donde se ubica la localidad de Villa General Belgrano (Figs. 2 y 3). En tanto que el valle de Calamuchita va desde este lugar hasta el embalse de Río Tercero, a partir del cual comienza el valle de La Cruz, que concluye cerca de la localidad de Río de Los Sauces (al sur). Los perfiles topográficos transversales, en sentido oesteeste, de todos esos valles muestran una marcada asimetría, con una vertiente oriental abrupta, integrada por el escarpe de la falla de la Sierra Chica y los abanicos aluviales acumulados al pie de ésta, y un flanco occidental que presenta pendientes menores (Fig. 3), constituido por la superficie estructural del bloque de la Sierra Grande. Estos valles, en forma conjunta, tienen una extensión longitudinal aproximada de 200 km y 5 a 10 km de anchura. Sus alturas varían entre los 530 m s.n.m. (embalse de Río Tercero) y 1.100 m s.n.m. (alrededores de La Cumbre). Los valles ubicados en los extremos sur y norte pierden altura gradualmente y se confunden con las planicies vecinas. Los ríos antecedentes que atraviesan los diferentes segmentos de la Sierra Chica generalmente están conformados por varios tributarios que tienen sus nacientes en las Sierras Grandes, los cuales confluyen en los valles principales para luego traspasar la mencionada sierra. En Punilla nace el río Suquía (Primero), en Los Reartes nace el río Los Molinos y en Calamuchita el río Ctalamochita (Tercero). Mientras que, entre los ríos que no logran atravesar la sierra y son desviados por ésta se encuentran los que confluyen en los valles de Dolores y Charbonier. Todos estos ríos han desarrollado una variada morfología fluvial, mayormente terrazas de corte y relleno asimétricas, con planicies aluviales restringidas. La morfología interna de los valles está controlada por las diferentes tasas de elevación que presenta cada tramo de la falla de Sierra Chica. En los valles del norte (Charbonier y Dolores) se observan dos generaciones de abanicos aluviales fósiles (posiblemente del Pleistoceno medio y tardío), muy erosionados, y una de abanicos activos que cubre parcialmente a los anteriores (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En el tramo del escarpe de falla que limita esos valles (entre La Cumbre y Capilla del Monte) se observan numerosos deslizamientos activos y fósiles. Los deslizamientos fósiles son de enormes proporciones y han generado lóbulos que cubren porciones significativas de los valles (Carignano 2014b). En el valle de Punilla se observa sólo una generación de abanicos aluviales fósiles muy erosionados (posiblemente del Pleistoceno medio) y los abanicos activos son de menor ex-

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Geología de Superficie

tensión que en los valles del norte. En el valle de Los Reartes hay solamente un nivel de abanicos fósiles que también está muy erosionado (probablemente del Pleistoceno medio) y casi no hay evidencias de abanicos activos (Pasotti 1956), excepto unos pequeños abanicos de derrubios (conos de deyección). El valle de Calamuchita tiene un nivel de abanicos fósiles que está en un estadio incipiente de erosión (Pleistoceno tardío) y pequeños abanicos activos muy restringidos en extensión; mientras que el valle de La Cruz tiene un nivel de abanicos fósiles restringido al pie de las laderas del valle, que no presenta evidencias significativas de erosión y está totalmente cubierto por un manto de sedimentos loessoides muy arenosos. La edad de este conjunto de valles está vinculada directamente a la historia tectónica cenozoica del sistema de fallas de la Sierra Chica. Aunque no hay dataciones específicas sobre los primeros movimientos, la edad del valle se puede estimar a partir de los sedimentos más antiguos que hay en su interior (exceptuando los cretácicos que corresponden a un ciclo de deformación previo). Los valles de Charbonier y Dolores contienen sedimentos pliocenos (Candiani et al. 2001a); mientras que el valle de Punilla presenta registro sedimentario desde el Eoceno (Linares et al. 1961, Gordillo y Lencinas 1979). En el valle de Los Reartes hay sedimentos con abundante fauna pliocena (Castellanos 1926, 1936, 1944, 1951, 1966); entretanto en el valle Calamuchita el registro de fósiles no es más antiguo que el Pleistoceno medio y en el valle de La Cruz se han encontrado fósiles pliocenos (Tauber et al. 2013). Al norte de las Sierras Grandes se encuentra el Valle de Quilpo, que está comprendido entre las Sierras del Perchel, Cuniputu y Baja de San Marcos por el este y el 4to nivel de paleosuperficies al norte de La Candelaria y Characato (Figs. 2 y 3). Se abre hacia el norte al Bolsón de las Salinas Grandes y en su interior alberga al embalse del río Cruz del Eje. Este valle tiene una orientación SSE-NNO, con una longitud aproximada de 26 km y una anchura máxima de 5 km. En su extremo sur carece de acumulaciones sedimentarias de significación, mientras que en el norte, en la zona donde se encuentra el embalse, está relleno por sedimentos del piedemonte del Bolsón de las Salinas, los que se encuentran aterrazados en dos niveles bien marcados. Los más antiguos serían del Pleistoceno inferior (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Entre las Sierras Grandes y las sierras de Pocho-Guasapampa-Serrezuela se alinea el segundo conjunto más grande de valles estructurales longitudinales. Estos son la Pampa

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de Pocho, y los valles de San Carlos y Guasapampa (Figs. 2 y 3). El valle de Guasapampa, comprendido entre el escarpe de la falla de Guasapampa y la superficie estructural de la Sierra de Pocho, tiene una orientación SE-NO y replica las características geomorfológicas de los valles previamente mencionados: largo y estrecho, con perfil asimétrico, en su interior alberga abanicos aluviales y en su eje se instala un sistema fluvial con terrazas discretas. Este valle contiene sedimentos volcaniclásticos de Pocho, con una edad miocena tardía-pliocena, que subyacen a una generación de abanicos aluviales del Pleistoceno medio y a un conjunto de pequeños abanicos activos. El valle de San Carlos y la Pampa de Pocho, a diferencia de los anteriores, son valles muy amplios, en parte, de fondo más o menos plano, que se han desarrollado sobre las paleosuperficies de erosión regional que bordean por el oeste a la Sierra Grande (Figs. 2 y 3). El valle de San Carlos tiene una orientación submeridiana y está limitado al este por el escarpe de la Sierra Grande y al oeste por la superficie estructural de la Sierra de Guasapampa. Se extiende desde el complejo volcánico de Pocho (al sur) hasta la sierra de La Higuera (al norte); tiene unos 30 km de longitud y 7 a 15 km de anchura. Se destaca por estar localizado casi por completo sobre una paleosuperficie de erosión y posee una muy escasa cobertura de sedimentos aluviales. La Pampa de Pocho, también denominada planicie aluvio-eólica intraserrana (Cioccale 2002) es una extensa planicie, con forma de cubeta elongada en dirección SSE-NNO, que se localiza entre las Sierras de Pocho y Grandes (Fig. 2). Está limitada por el escarpe de la falla Ambul-Mussi y el flanco estructural de la Sierra de Pocho. Se extiende al sur del complejo volcánico de Pocho y llega hasta la sierra de Los Nonos. Tiene una longitud de 37 km y una anchura promedio de 14 km; y sus extremos altitudinales están ubicados entre los 1.100 y 900 m s.n.m. Esta planicie se caracteriza por tener una gran acumulación de sedimentos loéssicos pleistocenos y por su paisaje suavemente ondulado, dominado por la dinámica de los pequeños ríos y arroyos que fluyen desde las sierras cercanas e ingresan a la pampa a través de discretas planicies aluviales muy poco definidas, donde han ocupado diversas posiciones en los últimos milenios. En algunos casos se pueden reconocer antiguos canales y terrazas. En el sector central de la mitad norte de la Pampa de Pocho, se encuentra una laguna salobre, muy somera, con grandes fluctuaciones en su extensión y profundidad que tiene origen en dos procesos concurrentes: a) por generación de una cubeta de deflación eólica y b) por neotectónica que

Carignano et al.: Geomorfología

produce el embalsamiento del río Cachimayo. En la mitad sur de la Pampa de Pocho predominan morfologías eólicas (dunas muy disipadas), posiblemente del Pleistoceno tardío, que se sobreponen a los rasgos fluviales. Los sedimentos más antiguos que la rellenan son materiales volcaniclásticos de Pocho y limos fluvio-eólicos neógenos de Panaholma (Mioceno tardío-Plioceno; Candiani et al. 2001). El Valle de Avellaneda está comprendido entre el escarpe de la falla de la Sierra de Macha y la superficie estructural de la Sierra de Ischilín (Figs. 2 y 3) siendo el límite entre la Sierra Norte-Ambargasta y la Sierra de Ischilín. Se extiende desde la localidad de Villa Gutiérrez (al sur) hasta unos 3 km al norte de Los Pozos. Tiene forma elíptica y orientación SENO, una longitud de 16 km y una anchura de 7 km con alturas comprendidas entre 690 y 770 m s.n.m. y se dispone perpendicularmente a la depresión tectónica de Deán FunesIschilín, de la que está separada por un alto estructural ubicado unos 5 km al norte de la localidad de Los Pozos. En su interior se identifican dos generaciones de abanicos aluviales, uno de abanicos fósiles que están en un estadio incipiente de erosión (Pleistoceno tardío) y pequeños abanicos activos muy restringidos en extensión; teniendo en la zona central un sistema fluvial con terrazas discretas. Los sedimentos más antiguos que se encuentran en su interior son la Formación Saguión y los calcretas de Avellaneda del Mioceno tardíoPlioceno (Candiani et al. 2001). Bolsón de las Salinas Grandes y de Ambargasta Los bolsones son extensas depresiones intermontanas de origen tectónico, situadas en el ambiente de las Sierras Pampeanas, que alojan cuencas endorreicas en su interior. Están limitados por el conjunto de sierras generadas por la compresión Andina (Introcaso et al. 1987), que controla su distribución, extensión y formas. El Bolsón de las Salinas Grandes, que es el mayor de los bolsones de las Sierras Pampeanas, ocupa el oeste y el extremo noroeste de la provincia y parte de las provincias de San Luis, La Rioja, Catamarca y Santiago del Estero, entre los 28°00’S y los 31°30’S y entre los 63°00’O y 66°30’O, abarcando una superficie de aproximadamente 13.000 km2 (Iriondo 2010). Es una extensa depresión en cuyo interior se sitúa una de las mayores playas de Sudamérica (en el sentido de Dargám 1995), las Salinas Grandes; y uno de los sistemas hipersalinos más grandes del mundo, como lo es el conjunto de los salares de: Salinas Grandes (4.700 km2), Ambargasta (4.200 km2), La Antigua (410 km2) y San Bernardo (7,2 km2; Dargám 1994, 1995; Dargám y Depetris 1995, 1996;

Zanor et al. 2012, 2013); de las cuales, solamente parte de las dos primeras están incluidas en el territorio provincial (Figs. 2, 3 y 5). Este bolsón está limitado al este por la Sierra Norte de Córdoba y la sierra de Ambargasta, al sur por la Sierra Grande de San Luis, el cordón de Santa Rita (o del Tigre)Altautina, el cordón Pocho-Guasapampa-Serrezuela, y las Sierras Chica y Grande de Córdoba, al occidente por las sierras de Ulapes, Las Minas, Chepes, Malanzán, de Los Llanos y Brava, y finalmente, por el norte linda con las sierras de Velazco, Ambato, Ancasti y Guasayán. Las Salinas Grandes se ubican aproximadamente en la zona central del bolsón, mientras que las Salinas de Ambargasta, lo hacen en el sector noreste ocupando el centro de la depresión comprendida entre la sierra homónima y la de Guasayán. La Salina La Antigua es un ambiente con eflorescencias someras de cloruros, que se ubica al este de la Sierra Brava en La Rioja, y está vinculada con las Salinas Grandes a través de un paleocauce fluvial; mientras que la Salina de San Bernardo tiene más o menos las mismas características y se localiza en el extremo septentrional de las Salinas Grandes, entre la Sierra de Guasayán y la Sierra de Ancasti, estando aislada tectónicamente de aquélla pero conectada con la depresión de la Salina de Ambargasta, también por un paleocauce fluvial. El bolsón de las Salinas Grandes constituye el área de sedimentación de los sistemas de escurrimiento que drenan parte de las sierras mencionadas (Fig. 2). Está conformado por grandes abanicos aluviales muy extendidos, generados por la agradación fluvial de los numerosos ríos y arroyos que descienden de las sierras vecinas. Sus extremos altitudinales se ubican entre los 550–500 y 175 m s.n.m. y las pendientes se disponen con dirección al salar de las Salinas Grandes, por ser el nivel de base de las sierras que la rodean. Salinas Grandes y Ambargasta pertenecen a cuencas hidrológicas diferentes, separadas por un alto estructural de aproximadamente 100 km de longitud (orientado en dirección NO-SE) con una anchura de 18 a 25 km y una altura promedio de 150–250 m s.n.m. La Salina de Ambargasta forma parte de la cuenca del río Dulce, ya que por su extremo norte es atravesada por un paleocauce del Dulce (brazo más occidental del río) que aguas abajo se integra al cauce principal del Dulce (Cioccale 1999a; Piovano et al. 2006; Zanor et al. 2012, 2013). En ocasiones, este cauce efímero (río Saladillo) actúa como drenaje natural de los excedentes de agua acumulados en Ambargasta. El Bolsón de las Salinas recibe desde el territorio cordobés los aportes de los cursos de las sierras más occidentales

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Figura 5: Vista general de las Salinas Grandes en un período de lluvias intensas (16/04/02). En la imagen Landsat 7 ETM+, en combinación de bandas RGB 453 con realces y filtrados para resaltar contrastes entre zonas húmedas o anegadas y terreno seco, se puede apreciar la salina con sus partes deprimidas totalmente inundadas (azul) o cubiertas por una capa de pocos centímetros de agua (lila). Esta imagen permite apreciar el sistema de drenaje interno de la salina, que en el sector sur, tiene una orientación general OSO-ENE. También se visualiza claramente la intercepción y embalse de las aguas que producen los altos estructurales de las Salinas, Monte de las Barrancas (MB) y Monte Negro (MN). Ab= Abanicos aluviales del Piedemonte. Du= Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados. Ba= Barreales. Py= Playas salinas. Lt= Lagunas salinas temporarias. Le= Lagunas salinas efímeras. RCE= Faja Fluvial del río Cruz del Eje.

y de los Valles de Traslasierra –entre otros el río de Conlara, río de Los Sauces y el río Chancaní–, de los cauces que bajan desde el oeste de la Sierra Norte -los ríos Copacabana y Saguión- y los desagües de las estribaciones norte de la Sierra Chica, las Sierras de Pajarillo, Copacabana y Maza y las aguas que aportan los ríos Cruz del Eje, Soto, Pichanas y Guasapampa desde las Sierras Grandes (Carignano 1997a, 1999; Candiani et al. 2001a). En las zonas proximales a las sierras se observa una morfología variada, especialmente por la presencia de remanentes de grandes abanicos aluviales pleistocenos (Figs. 2, 5 y 6.1), mientras que hacia las zonas bajas (partes distales de los sistemas de abanicos aluviales) la morfología se suaviza y se convierte en un terreno extremadamente plano con escasa o nula inclinación (zona de playa salina), excepto los sectores que están ocupados por campos de dunas y algunos altos estructurales que segmentan internamente el bolsón (Monte Negro, Monte de Las Barrancas, y Alto de las Salinas ó Bloque de Lucio V. Mansilla, ver Fig. 5). Las primeras descripciones geomorfológicas generales de la zona las realizaron Schickendantz (1874), Döering (1882, 1884), Stelzner (1885), Frank (1915), Stappenbeck (1926) y Rigal (1932). Sayago (1969) en su estudio fitogeo-

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gráfico vincula la distribución de las asociaciones vegetales con las características geomorfológicas. Posteriormente, Capitanelli (1979) realiza la primera síntesis geomorfológica de la zona denominando a la región como “Bolsones sedimentarios en clima árido”. Zamora (1990) y Dargám (1994) en sus tesis doctorales, sobre los suelos del piedemonte y geoquímica de salmueras respectivamente, realizan descripciones geomorfológicas de la zona, mientras que Carignano (1997a) con su tesis doctoral realiza el único trabajo específico sobre las características y evolución geomorfológica cuaternaria del bolsón. Dargám y Depetris (1995, 1996), Zanor (2009) y Zanor et al. (2012, 2013) orientan sus trabajos a completar los conocimientos sobre las características geoquímicas y limnológicas de las Salinas Grandes y de Ambargasta. El salar de las Salinas Grandes es la depresión remanente de un lago pleistoceno (Fig. 6.2) desecado durante el Pleistoceno tardío-Holoceno (Carignano 1997a, Carignano 1999). Este paleolago se habría formado por el levantamiento de la dorsal (o alto) de Lucio V. Mansilla que embalsó el agua que se concentraba en la parte más baja del bolsón, para desaguar por el noreste hacia el bajo de la Salina de Ambargasta. Como relicto de ese paleosistema de drenaje, integrado por

Carignano et al.: Geomorfología

Figura 6: Esquemas de la evolución geomorfológica de la Provincia de Córdoba para el intervalo Pleistoceno tardío-Holoceno. (Modificados de: Carignano 1996, 1997a y b, 1999). 1) Escenario entre la penúltima glaciación y hasta ca. 50 ka. cuando adquieren su configuración mayor los grandes abanicos de las planicies 2) Escenario entre ca. 50 ka y ca. 30 ka. en el que se labró la red fluvial actual de llanura y se formaron los grandes lagos de Mar Chiquita y Salinas Grandes. El siguiente período húmedo (Optimum Climaticum) entre ca. 9 ka y ca. 3 ka replicó este escenario, aunque con menor intensidad. 3) Escenario entre ca. 30 ka y ca. 9 ka. en el que se depositó el manto de loess (planicie fluvioeólica central) y se formaron los mantos y campos de dunas (planicie eólica arenosa del sur) que condicionan la actual morfología de las llanuras. 4) Escenario entre ca. 3 ka y ca. 1 ka. que replica el escenario 3, y en el que se erosionan geoformas y removilizan materiales del escenario 3 y el Optimum Climaticum. a) Zonas con desarrollo de suelos. b) Zonas con desarrollo de suelos hidromorfos y pantanos. c) Zonas ocupadas por lagos y lagunas. d) Aéreas con disipación de geoformas. e) Formación de deltas. f) Desarrollo de fajas fluviales. g) depósitos de loess. h) Mantos de arenas y campos de dunas. i) Salinas y salinización de suelos. j) Lagos. k) Dirección de vientos predominantes. l) Generación de abanicos aluviales. m) Erosión de suelos. n) Generación de cubetas de deflación.

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los bajos alargados y estrechos de las Salinas La Antigua y San Bernardo, en ambas, aún se conservan rasgos morfológicos de valles fluviales con terrazas y extensas planicies de inundación (Carignano 1997a y b, 1999). Posteriormente al levantamiento de la dorsal de Lucio V. Mansilla siguieron los alzamientos del Monte de Las Barrancas y el Monte Negro. Todas estas estructuras son flexuras monoclinales generadas por un plegamiento por propagación de falla activo, asociado al lineamiento de Deán Funes y a las fallas de Pajarillo-Copacabana-Masa y del río Cruz del Eje. El paleolago de Salinas Grandes estuvo limitado al este por la dorsal de Lucio V. Mansilla, por los grandes abanicos aluviales de los ríos Copacabana, Cruz del Eje, Soto y Pichanas en el sector sudeste, por el abanico aluvial que generó el sistema de drenaje que se canalizaba por el valle de la salina La Antigua en el oeste y por un abanico aluvial formado por el drenaje proveniente del sector norte (al oeste de la Sierra de Ancasti). Observando el perímetro de la salina se destacan los límites de esas geoformas perfectamente preservados (Figs. 2 y 5); así como en muchos tramos de los bordes oeste, sur y este, donde aún se conservan restos de terrazas fluviales y lacustres asociados a ese paleolago (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Durante su evolución, el paleolago habría sufrido períodos de expansión y retracción equivalentes a lo que, en tiempos históricos, sucede con Mar Chiquita (Fig. 7). Esto se puede constatar en el registro sedimentario expuesto en el Monte de las Barrancas (Rigal 1932; Dargám 1995; Carignano 1997a, 1999). Durante los períodos de desecamiento se formaron salinas y campos de dunas en la periferia, los que luego eran erosionados por el oleaje durante las fases de expansión del lago, quedando como evidencia de ello restos de barrancas labradas por efecto del oleaje sobre las paleodunas (Carignano 1997a, 1999). Durante el período seco del Holoceno Inferior a medio, el paleolago desapareció definitivamente y fue reemplazado por el actual salar (Fig. 6), siendo disipados y retrabajados los campos de dunas (Carignano 1997a y b, 1999). Las escasas precipitaciones (medias anuales de 500 mm en el piedemonte y menores a 300 mm/a en el salar), los vientos secos y fuertes, la gran evapotranspiración (más de 1.000 mm/a) y las elevadas temperaturas (medias anuales de 18,9 a 20,5° C) condicionan la dinámica geomorfológica actual, propia de ambientes semiáridos y áridos. Como consecuencia, los procesos dominantes son la erosión eólica en los bajos, y la erosión hídrica por arroyada en regueros y mantos con carcavamiento subordinado en el piedemonte (Zamora 1990; Candiani et al. 2001b). Ambos procesos están

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muy favorecidos por la desaparición del bosque original que cubría la zona, a causa del desmonte realizado en los dos últimos siglos. En el sector de la provincia que corresponde al Bolsón de las Salinas Grandes se reconocen los siguientes ambientes geomorfológicos: a) Abanicos aluviales del Piedemonte, b) Planicies y terrazas fluviales, c) Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados, d) Barreales y playas salinas, e) Lagunas salinas, f) Elevaciones estructurales y g) Depresión estructural con drenaje deficiente. Abanicos aluviales del Piedemonte: Ocupan la zona de transición entre la región serrana y la planicie del salar. Se extienden desde los últimos afloramientos de las sierras hasta aproximadamente los 250 m s.n.m. donde la pendiente regional tiende a la horizontal; la altitud media es de 350 m s.n.m. El paisaje se caracteriza por suaves lomas separadas por valles amplios de fondo plano. Este ambiente incluye los remanentes de dos generaciones de abanicos aluviales que se acumularon durante el Pleistoceno inferior y el Pleistoceno medio a superior, y una tercera de abanicos holocenos aún activos (Carignano 1997a, 1999). Los dos primeros están compuestos por sedimentos fluvio-torrenciales (formaciones Río Cruz del Eje y Charbonier) entre los que se intercalan limos y arenas fluvioeólicas y materiales loessoides (Formación Toro Muerto; Carignano 1997a, 1999). Estos abanicos se encuentran muy erosionados en el pie de las sierras y, en algunos sitios, aterrazados; ocasionalmente forman lomas muy amplias, achatadas y de escasa altura. En las zonas media y distal están cubiertos por loess, loess retransportado o materiales fluvio-eólicos; observándose allí un relieve suavemente ondulado o ligeramente plano. Los abanicos aluviales aún activos, en general, se sobreimponen a los anteriores (Figs. 2 y 5), ocultándolos total o parcialmente; los mayores pertenecen a los ríos de Los Sauces, Chancaní, Guasapampa, Pichanas, Soto, Cruz del Eje, Copacabana (formaciones Chuña y Guanaco Muerto; Carignano 1997a, 1999). El río de Los Sauces, ha incidido en su tramo proximal y medio y desarrolla un abanico de derrames distal, situado aproximadamente a 30 km a la salida del sector serrano, el cual presenta una actividad muy reducida en las últimas décadas debido a la construcción del dique La Viña (Echavarría et al. 2012). Las pendientes son suaves a moderadas, los valores medidos en sentido longitudinal se encuentran en un rango menor al 1 % en la zona distal, de 2–4 % en la zona media y de 6–8 % en la zona apical. El proceso geomorfológico predominante actualmente

Carignano et al.: Geomorfología

es la arroyada en manto con erosión laminar moderada y, ocasionalmente, erosión en regueros o en cárcavas. Planicies y terrazas fluviales: Se localizan en los valles de los ríos Pichanas, Soto, Cruz del Eje y Copacabana en sus tramos medio-inferior, desde la salida de los ríos a la zona del piedemonte serrano hasta las proximidades de los campos de dunas. También se observan estas geoformas en el valle del río de Los Sauces, en su tramo medio-inferior, desde su desembocadura en el piedemonte hasta las proximidades de las localidades de Los Cerrillos y San Vicente. En estos valles fluviales se reconocen dos niveles principales de terrazas, uno de terrazas altas planas y uno de terrazas bajas no inundables; ambas labradas sobre los sedimentos aluviales de las formaciones Río Cruz del Eje y Charbonier (Pleistoceno temprano y Pleistoceno tardío respectivamente; Carignano 1997a, 1999) y en general cubiertas en forma discontinua por el manto limo-loéssico de la Formación Chuña (Pleistoceno tardío-Holoceno temprano). La morfología de las terrazas es de lomas planas a ligeramente convexas, muy suaves y extendidas, elongadas en el sentido de escurrimiento del río. Gradualmente se convierten en un relieve suavemente ondulado a casi plano, ocasionalmente interrumpido por alguna discreta depresión alargada. Las pendientes del plano de terrazas, en general, no superan el 2 %, mientras que en los taludes que las limitan, los valores originales se encuentran entre 12 a 20 % (aunque en muchos sitios se registran valores superiores, incluso llegando a estar casi verticalizados). En las partes bajas y distales de los valles, los ríos han esparcido un espeso manto de arenas y gravas (facies gruesas de la Formación Chuña; Carignano 1997a, 1999) generando algunas terrazas bajas inundables y una amplia planicie de derrames aluviales proximales, de relieve muy suavemente ondulado a casi plano, parcialmente cubiertas por limos y arenas (Formación Guanaco Muerto; Carignano 1997a, 1999) con una pendiente media de 0,5 a 1 %. Allí se observa un drenaje distributario que, en las zonas distales, se integra en un diseño subparalelo. Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados: Este ambiente está representado por importantes depósitos eólicos (formaciones La Batea y Las Ollas; Carignano 1996, 1997a, 1999) constituidos por mantos de arena y dunas longitudinales o transversales que ocupan casi toda la periferia del salar y del piedemonte (Carignano 1996, 1997a y b, 1999, ver Figs. 2 y 5). Se originaron durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno tardío, por deflación de los

sedimentos de las formaciones Toro Muerto y Charbonier (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Las formas originales están disipadas y sólo se observan dunas bien preservadas en pocos lugares; siendo los médanos alargados, irregulares y muy erosionados la morfología más común. El borde sudeste del salar está ocupado por un campo de dunas longitudinales de orientación variable NO-SE a nortesur, mientras que el borde noroeste presenta un campo de dunas transversales de orientación NE-SO. En ambos casos las dunas tienen centenares de metros de longitud, una altura media de 2 a 6 m y están separadas por bajos arenosos de 500 m a más de 2 km de anchura. Un campo de dunas longitudinales de orientación NO-SE, muy disipado y erosionado, se encuentra al norte del abanico aluvial del río Los Sauces (noroeste de Villa Dolores; Carignano 1996, 1997a y b, 1999) ocupando prácticamente toda la depresión al oeste del piedemonte de la Sierra de Pocho. Con frecuencia, en los bajos y corredores interdunas, afloran los sedimentos que subyacen a la unidad (por lo general la Formación Toro Muerto); siendo esto particularmente común en la zona de las dunas longitudinales (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Alrededor de las agrupaciones mayores de dunas se encuentran mantos de arenas de 1 a 3 m de espesor que presentan morfología plana o muy suavemente ondulada. Estos depósitos provienen de la deflación de los campos de dunas durante el Holoceno tardío (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Las pendientes son menores al 1 % en sentido longitudinal a la duna y raramente superan el 2 % en los flancos. El proceso predominante en la actualidad es la erosión laminar moderada a severa y en menor medida la deflación, intensificados donde la cubierta vegetal es escasa o inexistente. Barreales y playas salinas: Dargám (1994, 1995) reconoció en el área ocupada por el salar dos zonas bien diferenciadas, los barreales y las playas (Fig. 5). Con el primer término designó a las planicies de limos y arcillas, con escasa vegetación halófita o carente de ella, que se encuentran entre los campos de dunas del borde del salar y los lagos salinos temporarios que hay en el interior de éste. Éste ambiente se caracteriza, según dicho autor, por la presencia de eflorescencias salinas que se forman en la superficie y por la existencia de grietas y polígonos de desecación. La playa es el ambiente directamente vinculado con la dinámica de la freática y los cuerpos de agua que periódicamente (estacionales) se forman en los sectores más deprimidos (Fig. 5). En las Salinas Grandes hay dos tipos de playas

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Geología de Superficie

(Dargám 1994), una relacionada con el ascenso capilar de la salmuera de la freática donde la evaporación supera la precipitación. Éstas permanecen secas el 75 % del año, presentando una franja capilar lo suficientemente cerca de la superficie de tal forma que la evaporación hará que se pierda agua y se produzca la precipitación de sales (Briere 2000). El segundo tipo es la producida por el desecamiento de las lagunas (temporarias o intermitentes). En estas playas ocurre la mayor precipitación de sales (se forman costras que superan el decímetro de espesor) y, en consecuencia, no hay ninguna clase de vegetación (Fig. 5). En las Salinas de Ambargasta, Zanor (2009) identificó también tres ambientes: Planicies fangosas seca, capilar y salina, la primera equivalente a los barreales y las otras dos a las playas, siguiendo lo descripto por Dargám (1994, 1995) para las Salinas Grandes. Éstas son áreas planas con pendientes inferiores al 0,1 %, atravesadas por dunas. En las playas se depositan materiales arrastrados por el agua de escurrimiento y el viento, generándose sub-ambientes con límites poco definidos y transicionales, debido a la variación espacial de la concentración de sales, y al espesor y clase textural del horizonte superficial. Lagunas salinas: Son lagunas de aguas salobres y salmueras con extensión muy variable y someras (profundidades del orden de centímetros), que comprenden el sector de la playa inundada durante el 75 % del año (Briere 2000). En las Salinas Grandes y de Ambargasta las lagunas se ubican en el sector oriental y pueden diferenciarse en dos grupos: lagunas salinas efímeras y temporarias (Fig. 5). Las lagunas salinas efímeras son cuerpos de agua que normalmente persisten a lo largo de la mayor parte del año y se secan sólo en la temporada de verano. De vez en cuando, en períodos húmedos, se mantienen con agua durante dos o más años. Su profundidad media es de aproximadamente 0,3 m (con profundidades no mayores a 0,7 m), y su máxima extensión se alcanza durante la temporada de invierno (70 km2), cuando varios de estos cuerpos de agua se unen para formar una sola laguna. Estas lagunas son alimentadas principalmente por vertientes y aguas subterráneas (Dargám 1994, 1995). En ocasiones, presentan una marea meteorológica causada por fuertes vientos. La costra de sal que dejan cuando se desecan, rara vez supera un espesor de 4 cm y en ocasiones presenta un tinte rosáceo, por la presencia de algas y bacterias halófilas. Por debajo de esa costra de sal se encuentra una capa de barros orgánicos de ambientes muy anóxicos de unos 25 cm de espesor que sedimenta en fases

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de aguas altas; encontrándose entre ambos una película orgánica (entre 1 y 7 cm) que sedimenta durante la temporada de invierno antes de que la corteza de la halita se empiece a formar (Dargám 1994, 1995). Las más importantes lagunas efímeras en las Salinas Grandes son las de San José de las Salinas y Lucio V. Mansilla, mientras que en Ambargasta son las lagunas del Mistol, Palo Parado y Quimilar (Zanor et al. 2013). Las lagunas salinas temporarias son aquellos cuerpos de agua muy someros, con salmuera menos concentrada, que se forman en las zonas más planas de las playas y están vinculadas mayormente a las precipitaciones pluviales directas sobre éstas (Dargám 1995, ver Fig. 5). La mayoría de las veces se secan depositando una fina capa de sal soluble. Este subambiente, también conocido como “playa lago” cuando está con agua, y como “salar” o “playa” cuando se seca, está dominado por los cloruros y sulfatos. Los cuerpos de agua más importantes de este tipo se forman periódicamente en las cercanías del Monte de las Barrancas y del Monte Negro en el sector sur de las Salinas Grandes, abarcando una superficie cercana a 40 km2 y alcanzando una profundidad máxima de unos 0,20 m. La acción de vientos fuertes produce la migración temporal de estas masas de agua en la dirección del viento. Elevaciones estructurales: El bolsón de las Salinas Grandes está segmentado por cuatro lineamientos regionales que lo cruzan en dirección NO-SE: el lineamiento de Deán Funes, la falla de la Sierra de Ancasti y su continuación en la falla del río Cruz del Eje, la falla de Serrezuela y su continuación en el lineamiento de Salina La Antigua y la falla de PajarilloCopacabana-Masa y su continuación en el lineamiento del Monte de Las Barrancas. Estas estructuras han generado relieves positivos (altos estructurales) y depresiones. Las depresiones son la salina de San Bernardo, que está limitada por el lineamiento de Deán Funes, y la salina La Antigua, limitada al este por el lineamiento de las Salinas. Los altos estructurales son: Monte Negro, Monte de Las Barrancas, y Alto de las Salinas ó Bloque de Lucio V. Mansilla (Fig. 2 y 5). Los dos primeros son dorsales que se elevan entre 1 y 8 m por encima del piso del salar, compuestos por sedimentos evaporíticos (yesos y halita), arcillas (barros orgánicos de las lagunas salinas efímeras), limos muy finos y arcillas laminadas (lacustres) y niveles de arena con intercalaciones de materiales limosos (Rigal 1932; Dargám 1995; Carignano 1997a). Estas unidades están cubiertas de vegetación (Monte Chaqueño) y resaltan en el entorno de las

Carignano et al.: Geomorfología

playas salinas. El Monte Negro es una elevación elipsoidal casi imperceptible (cuyo eje mayor se orienta NO-SE), que sólo se distingue por la vegetación que lo cubre; mientras que el Monte de las Barrancas es una elevación alargada en sentido NNO-SSE, que presenta un escarpe marcado en su ladera occidental y una superficie estructural inclinada al este en su ladera oriental (Fig. 5). La estratigrafía allí expuesta corresponde al fondo del salar y ha sido interpretada como una alternancia entre ambientes de salares, lagunas salinas y lagos salobres (Rigal 1932; Dargám 1995; Carignano 1997a). Estas estructuras son flexuras monoclinales generadas por un plegamiento por propagación de falla activo, asociado a las fallas de Pajarillo-Copacabana-Masa y del río Cruz del Eje. El tercer alto estructural, y el más importante, es el Alto de las Salinas de ca.100 km de largo (orientado en dirección NO-SE) con una anchura de 18 a 25 km, que se eleva por encima de las Salinas Grandes entre 15 y 50 m (Figs. 2 y 5); mientras que con Ambargasta presenta desniveles de entre 60 y 100 m de altura (en promedio el fondo de las Salinas Grandes está entre 50 y 70 m más elevado que el fondo de Ambargasta). Este alto estructural, vinculado al lineamiento de Deán Funes, es un bloque asimétrico en sentido E-O, que exhibe una pendiente suave al oriente y una más pronunciada al occidente, replicando la morfología de esta parte de las Sierras Pampeanas Orientales. Aunque no presenta un escarpe de falla evidente, en las costas de las lagunas de Lucio V. Mansilla y San José de las Salinas se han observado desplazamientos en niveles evaporíticos del Pleistoceno inferior-medio; mientras que la dorsal está constituida por sedimentos cuaternarios (formaciones Río Cruz del Eje y Toro Muerto), cuyos estratos están ligeramente inclinados al este. Estas secuencias comprenden capas de rocas friables y niveles cementados por carbonatos, yeso y sílice, que condicionan el relieve produciendo una morfología de cuesta muy suave. Depresión estructural con drenaje deficiente: En la planicie del extremo sudoeste del bolsón, comprendida entre las Sierras de Ulapes (al oeste), la Sierra de San Luis (al sur) y el cordón de Pocho-Guasapampa (al este), hay un amplio sector deprimido comprendido entre el extremo distal de los abanicos aluviales del piedemonte de la Sierra de Pocho (Fig. 2) y un lineamiento estructural (Bordo Bayo) de rumbo aproximado NNE-SSO que produce un marcado resalto topográfico con frente expuesto al oriente (La Rioja). Este bajo de fondo imperceptiblemente ondulado a casi plano, con

pendiente extremadamente baja hacia el NNE, colecta el escurrimiento proveniente de las zonas periféricas y lo dirige hacia las Salinas Grandes, a la que se vincula por su extremo nororiental. Debido a sus características morfológicas y a los sedimentos muy finos que allí se acumulan, este terreno no tiene un sistema de escurrimiento definido y, consecuentemente, se anega en los períodos lluviosos. Estas deficiencias en el drenaje y el clima semiárido-árido de la región, provocan la acumulación de sales solubles en suelos y superficie, lo cual favorece los procesos de deflación en las áreas desprovistas de vegetación. Este ambiente es similar a los barreales de la salina, pero tiene más vegetación y menos sales superficiales que aquél. Depresión tectónica de la laguna Mar Chiquita La Depresión de Mar Chiquita está ubicada en el noreste de la Provincia Córdoba y sudeste de Santiago del Estero, entre los 30°00’S y los 31°00’S y entre los 62°10’O y los 63°20’O, en su parte más baja albergando un lago salino somero bordeado por bañados y pantanos que colecta las aguas de los ríos Dulce (Petri), Suquía (Primero) y Xanaes (Segundo). La Laguna Mar Chiquita o Mar de Ansenuza es el cuerpo de agua más grande de la Argentina y el quinto lago salado endorreico más grande del planeta. Según los hemiciclos húmedo y seco (inundación/sequía) que la afectan, tiene una extensión variable desde 1.800 km2 (en las épocas secas con bajo nivel, Fig. 7) hasta casi 6.000 km2 (crecida registrada a partir de fines de los años 70, Fig. 7) con profundidades máximas que oscilan entre 2 y 14 m respectivamente; ubicándose la cota de su superficie entre 65 y 72 m s.n.m. Dadas esas variaciones extremas en su volumen presenta una salinidad muy fluctuante entre valores máximos de 360 g L-1 en 1911 (Frank 1912) y 29 g L-1 en 1986 (Martínez 1991). Durante los períodos de nivel bajo, es posible diferenciar una serie de lagunas conocidas como de Los Porongos, Yacumisqui, de Los Patos, Palma, de las Tortugas, Los Mistoles, entre otras, que pueden quedar unidas a la laguna principal durante fases de niveles altos (Fig. 7). En su extremo sudoeste se presenta una laguna periférica menor llamada Laguna del Plata, la que también queda aislada del cuerpo de agua principal durante períodos de niveles bajos. La zona ocupada por la laguna Mar Chiquita es el depocentro de la mayor cuenca endorreica (ca. 75.000 km2) cuaternaria de la Argentina, que abarca las cuencas de los ríos Suquía, Xanaes, Dulce, Saladillo y numerosos ríos y arroyos

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Figura 7: Secuencia de imágenes Landsat mostrando las extensiones mínima (1976) y máxima (1987) registradas en la Laguna Mar Chiquita, correspondiente a períodos de retracción por sequías (1976) y expansión por lluvias y crecidas de los ríos afluentes (1987). La imagen de 2013 muestra a la laguna en un estadio de retracción. BSG= Bloque elevado de San Guillermo. CD= Campos de dunas Las Saladas-Campo Mare. RD= Planicie aluvial del río Dulce. De= delta del río Dulce. PD= Paleodelta del río Dulce. Ab= Abanico aluvial.

menores que bajan desde las Sierras Chicas y Norte (Fig. 2). Las primeras descripciones geomorfológicas del lugar las realizaron Grumbkow (1890), Döering (1907), Frank (1912, 1915), Stappenbeck (1926) y Kanter (1935). Posteriormente, Frenguelli y De Aparicio (1932) y Bertoldi de Pomar (1953), describen la sedimentología, la estratigrafía y la paleontología, con algún aporte sobre la geomorfología. Capitanelli (1979a) realiza la primera síntesis geomorfológica de la zona con base fisiográfica. Martínez (1991) y Martínez et al. (1994) efectúan un relevamiento geoquímico de sus aguas y sedimentos, vinculándolo con la geomorfología, y proponen una zonificación de los ambientes internos de la laguna. Kröhling e Iriondo (1999) presentan una la primera jerarquización geomorfológica de la región sur de la depresión, asociada al estudio estratigráfico del Cuaternario tardío y una reconstrucción paleoambiental de la región. Piovano y Ariztegui (2002), Piovano et al. (2004a y b, 2005, 2006b) realizan un detallado estudio paleolimnológico de la laguna y sus inferencias paleoclimáticas. El origen neotectónico de la depresión (por subsidencia tectónica y reactivación de fallas) fue invocado varias veces (C.A.De.Ne 1979: basado en Stappenbeck 1926; C.A.A.S 1973; Martínez 1987, 1991; Mon y Gutiérrez 2005, 2009), sin embargo el análisis de la deformación durante el Cuaternario surge recientemente a partir de Brunetto (2008a y b); Brunetto et al. (2010) y Brunetto y Giménez (2012). La principal estructura es la falla Tostado-Selva (Stappenbeck 1926; Pasotti y Castellanos 1963; Iriondo 1989a; Mon y Gutiérrez

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2005, 2009; Kröhling e Iriondo 2003; Brunetto e Iriondo 2007), la cual limita la Depresión de Mar Chiquita por el este (Figs. 2, 7 y 8) y conforma el límite occidental del Bloque Elevado de San Guillermo (Kröhling e Iriondo 2003). Ambas morfoestructuras son los rasgos más notables generados por neotectónica en la Pampa Norte (Kröhling et al. 2013). Escarpas flexurales rectilíneas de origen neotectónico constituyen el borde sur de la laguna (Brunetto 2008a y b). Brunetto (2013) y Kröhling et al. (2013) deducen que la estructuración de la depresión tectónica con la configuración geomorfológica actual tiene una edad máxima de ~100 ka Estas estructuras, conjuntamente con el crecimiento de los abanicos aluviales de los ríos Suquía y Xanaes, ubicados en el borde sudoeste y sur (Figs. 2 y 8), provocan el embalse de las aguas del río Dulce que fluye desde el norte y dan origen a la laguna Mar Chiquita (Carignano y Úngaro 1988b; Carignano 1999; Kröhling e Iriondo 1999). La manifestación en el paisaje de la región de la falla Tostado-Selva se relaciona con suaves flexuras que fueron interpretadas como producto de la propagación del movimiento de fallas inversas que no generaron rupturas en superficie (Brunetto 2008a y b). La edad máxima de los últimos movimientos sobre dicha estructura, redefinida como Sistema de fallas Tostado-Selva (SFTS; Kröhling et al. 2013) corresponde al Pleistoceno medio a tardío (~180-70 ka), determinada a partir del reconocimiento de depósitos lagunares y suelos hidromórficos localizados en posiciones medias de escarpas flexurales (Brunetto 2008a). La escarpa flexural

Carignano et al.: Geomorfología

Figura 8: Mapa geomorfológico del sector sur de la laguna Mar Chiquita. Modificado de Kröhling e Iriondo (1999).

Sistema de fallas Tostado-Selva que se observa próxima a Altos de Chipión es una de las manifestaciones geomorfológicas más destacadas en la llanura. La escarpa presenta un ΔH ≈ 25m, un segmento de talud de mayor gradiente (0,6 °) y de ≈ 3 km de longitud y un segmento tendido (< 0,1 °) y de ≈ 7 km de longitud. El Sistema de fallas Tostado-Selva se caracteriza por tramos rectilíneos de 10–30 km y orientación NNO-SSE. Los segmentos de escarpa de flexuras generadas por las fallas ciegas principales, se conectan por pequeñas zonas de transferencia de orientación ESE-ENE. Estas estructuras constituyen zonas de debilidad preexistentes que han sido reactivadas durante el Cuaternario (Brunetto 2008a; Brunetto et al. 2010; Kröhling et al. 2013). El alto topográfico generado por el Sistema de fallas Tostado-Selva se conoce en la literatura geográfica como Borde de los Altos de Chipión y referido erróneamente como Cuesta de Morteros por Capitanelli (1979a). Fue definido como Bloque Elevado de San Guillermo en base a datos

geomorfológicos y estratigráficos por Kröhling e Iriondo (2003). Éste se halla limitado por fallas reactivadas durante el Cuaternario y con un desnivel típico de 15 a 35 m con respecto a las unidades vecinas, particularmente con la depresión de Mar Chiquita, constituyendo su límite este (Figs. 2 y 8). Hacia el norte, oeste y sur de la depresión se extiende una gran planicie conformada por inmensos abanicos aluviales muy extendidos y achatados, generados por los cursos de agua arriba mencionados, que presentan una importante cubierta eólica (Figs. 2, 7 y 8). Los extremos altitudinales de esta planicie se ubican en 450 y 75 m s.n.m. La zona proximal del sistema está constituida por un ambiente de piedemonte y derrames aluviales, mientras que en las zonas bajas la morfología está dominada por la dinámica lacustre y el sistema fluvial distal del río Dulce. En una franja intermedia, bordeando a la laguna por el oeste y sudoeste, se ubica el gran campo de dunas disipado de Las Saladas-Campo Mare (Carignano 1999; Kröhling e

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Iriondo 1999; Candiani et al. 2001b). Las dunas de mayor extensión y dimensiones (y más antiguas) que componen este campo se habrían formado durante los períodos secos del Pleistoceno tardío-Holoceno (Carignano 1999; Kröhling et al. 2013, ver Fig. 6). Gran parte de los materiales han sido deflacionados de sedimentos del fondo expuesto de la laguna durante los períodos de máxima retracción, en los que prácticamente ésta desaparecía, como lo muestran las crónicas y cartografía de fines del siglo XVIII (Furlong 1936; Cioccale 1999a). La deflación generalizada del fondo de la laguna en sus estadios más efímeros ha sido cíclica al igual que las fluctuaciones de niveles de agua. Las precipitaciones medias anuales son de 650 mm en el piedemonte y de 850 mm en la zona de la laguna, los frecuentes vientos y las elevadas temperaturas (medias anuales de 18° C), favorecen la evapotranspiración que se eleva a 900 mm/año (Capitanelli 1979b). Estas condiciones climáticas, típicas de ambientes semiáridos, generan una dinámica geomorfológica actual donde los procesos dominantes son la erosión eólica en los bajos, e hídrica por arroyada en regueros y mantos con carcavamiento subordinado en el piedemonte y llanura. Ambos casos están muy favorecidos por la desaparición del bosque chaqueño oriental que cubría la zona, a causa del desmonte irracional realizado en los dos últimos siglos. En el sector ocupado por la depresión propiamente dicha, se reconocen los siguientes ambientes geomorfológicos: a) Laguna (cuerpo de agua), b) Planicie lacustre, c) Paleoabanicos aluviales, d) Campo de dunas Las Saladas-Campo Mare, e) Planicie aluvial distal del río Dulce, f) Paleodelta del Dulce y g) Depresión de Jeanmaire (paleofaja fluvial del Dulce). Laguna: Es un cuerpo de agua con profundidad y extensión son muy variables pero, en términos medios, la primera varía entre 1 y 8 m dependiendo del sector considerado. El relieve del fondo, en general, es muy plano, con un suave declive hacia el sur, alcanzando las profundidades máximas en la porción centro-sur, al norte de la localidad de Miramar, no obstante, gran parte de la laguna tiene profundidades menores a los 2 m, especialmente en su zona norte (Pozzi et al. 2006). La extensión de la laguna depende fundamentalmente del caudal del río Dulce y de los demás tributarios en menor proporción (ríos Suquía y Xanaes), como así también de los procesos de precipitación y evaporación en el espejo de agua (Pozzi et al. 2006). Los principales agentes hidrodinámicos actuantes en el

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sistema son los fenómenos fluviales, a través del régimen de crecidas, y los factores meteorológicos como el viento que puede llegar a ser dominante en la circulación y en el intercambio de masas de agua (Pozzi et al. 2006). Existen movimientos importantes en la laguna, que varían según la acción de los vientos y se reflejan en cambios en la ubicación y en el tamaño de dos masas de agua bien distinguibles: una al norte, cargada de sedimentos, originada en los aportes del río Dulce y otra, frecuentemente ubicada hacia el sur, con aguas pobres en sedimentos indicadoras de un mayor tiempo de residencia en la laguna (Pozzi et al. 2006). En situaciones de vientos intensos de cualquier dirección, se produce una mezcla uniforme de dichas masas de agua, asociada posiblemente con una redistribución significativa de sedimentos. Los vientos, además, producen un efecto de marea meteorológica que actúa sobre la costa hacia la que sopla el viento. En Mar Chiquita los vientos predominantes en verano son del este, este-noreste y este-sudeste, mientras que en invierno predominan los del sur y sudoeste, con intensidades de hasta 70 km/h, que pueden generar mareas meteorológicas cercanas a 1 m (Pozzi et al. 2006). Con vientos del sur, se produce un descenso del nivel en las costas de Miramar y una acumulación de agua y aumento de nivel en las costas del norte de la laguna. El fenómeno inverso se da con vientos del norte, noreste o noroeste, siendo frecuentes las oscilaciones de 0,5 m (Pozzi et al. 2006). Estas mareas y el oleaje son los principales agentes modeladores de las planicies y terrazas lacustres que bordean a la laguna. El registro limnológico de la laguna muestra un patrón complejo, interesante en el análisis de la respuesta hidroclimática holocena (Piovano et al. 2006a y b, 2009). Particularmente, el sistema ha mostrado importantes fluctuaciones hidrológicas, destacándose las ocurridas durante los últimos 100 años debido a sus consecuencias socioeconómicas y al grado de expresión que mantienen en el paisaje (Fig. 7). El registro instrumental de la altura limnimétrica de la laguna tomado desde el año 1967 en combinación con estudios limnológicos e información histórica desde el final del siglo XIX (Harperath 1887; Grumbkow 1890; Frank 1915; Kanter 1935; Bertoldi de Pomar 1953 y Reati et al. 1997) permitieron la reconstrucción semicuantitativa de los cambios de nivel que presentan Piovano et al. (2002). Kröhling e Iriondo (1999) deducen una serie de subambientes del fondo de la laguna en base a la interpretación de datos geoquímicos y sedimentológicos de sedimentos de fondo generados por Martínez et al. (1994): a) un depocentro

Carignano et al.: Geomorfología

principal en el sur de la laguna, con dominio de materiales evaporíticos, b) un depocentro secundario, con sedimentos arcillosos y yeso, en el área sudoriental de la laguna, c) áreas transicionales correspondientes a ambientes marginales, d) sedimentos limo-arenosos depositados por el río Dulce y que constituyen la superficie mayor del fondo de la laguna, en el área centro-norte, e) arenas eólicas en el margen oeste de la laguna y f) sedimentos aluviales finos del río Segundo en el sudeste. Planicie lacustre: Mar Chiquita tiene un extenso litoral que, por las características de la depresión donde se localiza, posee una pendiente muy baja hacia el interior de ella. A lo largo de todo ese litoral, las marcadas fluctuaciones en el volumen de la laguna y en la posición de la línea de costa (Fig. 7), conjuntamente con la acción del oleaje y las mareas meteorológicas han labrado, a diferentes alturas, una serie de terrazas, plataformas de abrasión y planicies lacustres (fangosas y salinas) de poca altura y gran amplitud (Carignano y Úngaro 1988b). Las barrancas verticales a subverticales (acantilados) que marcan las antiguas líneas de costa y limitan esas planicies hacia las zonas costeras tienen alturas variables entre 0,5 y 2,3 m en el sur de la laguna. La faja litoral de la costa sur muestra elementos geomorfológicos vinculados a la dinámica del oleaje (barranca, plataforma de abrasión, barras de arena o cordones litorales limitando pequeñas lagunas interiores y playas de tormenta), a las variaciones en la cota del nivel de la laguna (áreas anegables o salinas y terrazas de erosión), a la acción eólica (dunas, hoyas de deflación marginadas por lunetas en la costa sudeste) y a la acción fluvial – cuerpos deltaicos de los ríos Xanaes, Plujunta y Suquía (Kröhling e Iriondo 1999). La costa oriental de la laguna presenta una llanura fangosa salina con pantanos y de anchura variable, que la conecta con la barranca labrada en la escarpa del Sistema de fallas Tostado-Selva, la cual está localmente afectada por procesos de remoción en masa. La línea de costa actual es en algunos segmentos muy irregular debido a la acción de la surgencia de la freática frente a la escarpa. Se destaca en la costa sudeste, junto a la llanura aluvial del río Segundo y próximo a la costa de la Mar Chiquita, una serie de depresiones de origen eólico, elongadas en dirección NE-SO y alineadas junto a la escarpa del Sistema de fallas TostadoSelva y limitadas por el norte-noreste por lunetas. Dichas cubetas se encuentran transformadas en lagunas bajo el régimen hidroclimático actual y las lunetas sujetas a la acción erosiva del oleaje. Las mayores alturas de barrancas se hallan en la costa sur

y sudoeste de la Laguna del Plata, de evidente control estructural (barrancas de hasta 4 m de altura, localmente afectadas por el desarrollo de cárcavas). Una plataforma de abrasión labrada en una unidad pleistocena (Formación Lagunilla del Plata), aflorante en la base de la barranca, con morfología irregular y moderada a baja pendiente, aparece localmente afectada por remoción en masa. La planicie fangosa cubre una extensión de varios metros con niveles bajos de la laguna similar al actual, diferenciándose una faja de unos 100 m de anchura en contacto con la laguna, donde es posible reconocer las sucesivas líneas de costa, interrumpidas por una red de canales paralelos vinculados a la acción de la marea meteorológica. La costa sudoccidental de la laguna Mar Chiquita, al norte del delta del río Suquía, presenta una morfología irregular, cuya barranca fue labrada en el frente de un campo de dunas eólicas disipado. En la costa baja que se extiende entre el delta del río Plujunta y la Laguna del Plata aparece un campo de dunas disipado y estabilizado por vegetación de monte, sobre el que la acción litoral ha labrado una barranca subvertical. La costa norte de la laguna, en general de muy baja pendiente, representa un ambiente muy variable en cuanto a su extensión, dependiendo de las fluctuaciones del nivel de agua. Bajo las condiciones actuales ese ambiente tiene entre 20 y 60 km medidos en dirección norte-sur y corresponde al frente de los derrames del río Dulce recientemente emergidos del fondo de la laguna donde aún pueden identificarse paleocanales, lóbulos de derrame, pantanos y pequeñas lagunas circulares (Fig. 7); habiendo sido estos parcialmente erosionados por canales de drenaje vinculados a las oscilaciones del nivel del lago. Próximo a la costa norte de la laguna se destaca una isla en forma de cordón estrecho y de más de 30 km de longitud, que marca una paleocosta vinculada a un nivel bajo de la laguna previo al inicio del último nivel alto (año 1970). Esta geoforma correspondería a una barra de oleaje formada en el frente deltaico dominado por mareas y oleaje (Carignano y Úngaro 1988b), con un modelado eólico sobreimpuesto (Fig. 7). En el sector comprendido entre los depósitos del río Dulce y la costa oeste existe un extenso bajo alargado en dirección meridiana, abierto hacia la laguna (conocido como bajo de los Saladillos), que conforma una típica planicie lacustre, la cual es inundada durante los niveles altos de la laguna (Figs. 7 y 9). Durante niveles bajos, las geoformas fluviales (cauces y paleocauces, albardones, bancos, islas) cercanas a la costa son retrabajadas y en parte incorporadas a la llanura lacustre.

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Geología de Superficie

Paleoabanicos aluviales: Los principales ríos de los sectores sudoeste y sur (Jesús María, Suquía y Xanaes) han generado abanicos aluviales de gran extensión areal y cuya parte distal alcanza la Depresión de Mar Chiquita (Figs. 2, 7, 8). El cuerpo depositacional de estos paleoabanicos cerca de su nivel de base (ej. Formación Lagunilla del Plata, representando el abanico del Xanaes, Kröhling e Iriondo 1999) corresponde a materiales muy finos (limos areno-arcillosos), típicos de áreas distales en ambiente de llanura, vinculados a episodios de descarga efímera pero importante de materiales tractivo-suspensivos. Las áreas distales de dichos paleoabanicos son coalescentes, estando localmente desdibujadas por derrames subactuales, entre los que cabe citar los del río Xanaes previo a la canalización del río Plujunta (Figs. 2 y 8). Estos abanicos están cubiertos por un manto de sedimentos eólicos, particularmente por el loess de la Formación Tezanos Pinto, del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano, según Kröhling e Iriondo (1999). Éste loess enmascaró en alto grado los canales del abanico y en menor medida las áreas intercanales. Los procesos de acumulación eólica-deflación posteriores imprimieron rasgos más notorios al paisaje, remodelando principalmente las áreas intercanales y generando dunas parabólicas y longitudinales asociadas e importantes agrupaciones de dunas barjanoides y hoyas de deflación. Sobre dicha morfología aparecen formas resultantes de la implantación del drenaje actual (cañadas, pantanos), lo que complica el análisis. La morfología de abanico resulta visible en cartas topográficas y modelos digitales del terreno, permitiendo inferir su extensión areal y morfología original, también reconocible en imágenes satelitales. Los derrames fluviales asociados a los principales canales de estos abanicos, conforman una densa paleored de drenaje con diseño distributario, de orientación principal SO-NE, que evidencia una dinámica dominante de avulsión y migración de canales. Los cauces mayores de estos abanicos respondieron a las fluctuaciones temporales del balance hídrico, infiltrándose, originando bañados o desembocando en la laguna (Kröhling e Iriondo 1999). La morfología de la línea de costa sur y sudeste de la laguna Mar Chiquita es otro indicador de la existencia de dichos cuerpos aluviales (Figs. 2, 7 y 8). La costa adquiere formas convexas hacia la laguna, de traza muy irregular y con ausencia de terrazas lacustres, muy comunes en los tramos de costas rectilíneas o cóncavas donde no desemboca ningún curso de agua importante. Estos abanicos tienen un perfil imperceptiblemente con-

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vexo en su zona apical y son extremadamente planos en la zona costera, con una muy ligera pendiente general en dirección a la laguna, de difícil reconocimiento en el campo. En ellos se puede observar una variada morfología entre fluvial meandriforme y ambientes palustres. Los cauces actuales del área (Suquía, Xanaes, tramo inferior del Plujunta), de tipo monocanal y de baja sinuosidad; se encuentran encajados, limitados por barrancas de 3 a 5 m de altura. Localmente se diferencia un nivel de terrazas sobre ambas márgenes del río que alcanza varias centenas de metros. En la zona distal propiamente dicha del paleoabanico del Xanaes, que se extiende inmediatamente al este del sector donde comienza el tramo canalizado del río Plujunta, Kröhling e Iriondo (1999) señalan la existencia de una paleored de canales inactivos de diseño distributario, que en detalle está representada por tramos de cauces entrecruzados y de traza individual meandrosa (de rumbo NE-SO, ENE-OSO y ESEONO), que localmente condiciona la organización del escurrimiento superficial. El límite oriental del abanico lo constituye la escarpa del Sistema de fallas Tostado-Selva, que provoca la aparición de lagunas someras alineadas junto al talud (Fig. 8). Cerca de la Laguna Mar Chiquita, la red presenta diseño colinear con cauces de dirección sur-norte y SO-NE en respuesta a un cambio de pendiente por subsidencia local. Kröhling e Iriondo (1999) y Carignano (1999) señalan que estos paleoabanicos se generaron en el Pleistoceno tardío (en uno de los subestadios del EIO 3) y en parte del Holoceno, estando en general cubiertos por una unidad loéssica depositada durante el UMG (Kröhling e Iriondo 1999). Campos de dunas Las Saladas - Campo Mare: Importantes depósitos eólicos arenosos constituyen el cuerpo de dunas longitudinales, transversales y algunas piramidales (en estrella) y mantos de arena policíclicos, que ocupan casi todo el borde sudoeste, oeste y noroeste de la Depresión de Mar Chiquita (Figs. 2, 6 y 7). En gran parte, dichos campos están fijos por desarrollo del monte chaqueño. Se originaron por deflación de sedimentos del fondo de la laguna durante los eventos secos del Pleistoceno tardío y del Holoceno, en los cuales la superficie ocupada por la laguna se redujo sustancialmente. Las formas originales están disipadas y sólo se observan dunas bien preservadas en pocos lugares; siendo la morfología más común la de médanos alargados, irregulares y muy erosionados. Las dunas mayores tienen una orientación NNO-SSE. La longitud media oscila entre los 2 y 4 km y la anchura media entre 200 y 500 m. La altura promedio

Carignano et al.: Geomorfología

está en el orden de los 8 a 10 m. En las cercanías de la localidad de Las Saladas se han identificado dunas en estrella de hasta 15 m de altura y unos 2 km de longitud en sus brazos. Kröhling e Iriondo (1999) caracterizan los campos de dunas longitudinales (con orientación principal NNO-SSE y NNE-SSO) y transversales parcialmente erosionados, y los mantos de arena asociados del área de Campo Mare, que obliteraron la antigua desembocadura del río Suquía forzándolo hacia el este. Los materiales fluviales son la fuente principal del cuerpo sedimentario de dicho campo de dunas. En la barranca de la Laguna Mar Chiquita en el sector donde el cuerpo de una duna (250 m de longitud estimada, 12 m de altura máxima relativa, limitada por pendientes de 1–2 % de gradiente) forma una marcada entrante en la laguna (Campo Mare), aflora un depósito de arena eólica disipada que sobreyace en transición a materiales fluvio-deltaicos. Las dunas mayores y más antiguas aparecen en el área de Las Saladas, están compuestas por arenas finas, friables, de color marrón amarillento-rojizo muy claro, que presentan una débil estratificación entrecruzada, con estructuras de disipación y erosión hídrica en su techo. Están separadas por corredores de deflación de más de 1 km de anchura actualmente rellenos por sedimentos loéssicos o arenas finas a muy finas de color grisáceo, que se disponen como mantos masivos sin estructuras internas o débilmente laminados de 1 a 4 m de espesor. En los bajos y corredores interdunas de la zona cercana a la costa, con frecuencia afloran los sedimentos que subyacen a la unidad. Asímismo, es común observar que las dunas mayores, en las cercanías de la laguna, presentan una morfología sobreimpuesta de pequeños médanos en lomos de ballena aislados y cubetas de deflación con dunas parabólicas asociadas. La isla de los Mistoles es una megaduna muy degradada perteneciente al campo de dunas Las Saladas. Las dunas mayores que conforman el cuerpo principal del campo de dunas Las Saladas-Campo Mare se habrían generado en el Pleistoceno tardío, con removilizaciones en el Holoceno tardío y período seco equivalente a la Pequeña Edad de Hielo-PEH (campos menores y mantos de arena asociados). Planicie aluvial distal del río Dulce: El río Dulce, en sus tramos medio y final, divaga por una extensa planicie que es el extremo distal de un complejo sistema de mega-abanicos aluviales, generados por los ríos Dulce y Salado del Norte durante el Cuaternario tardío. Este ambiente está conformado por unidades sedimentarias y morfológicas de edades

y contextos climáticos distintos que, aunque son similares entre sí en sus caracteres generales, presentan particularidades que permiten individualizar unidades independientes. Así, durante los períodos secos y con marcada retracción de la laguna, el río acumuló sedimentos con una dinámica de abanico aluvial. Al contrario, durante los intervalos húmedos, y debido al incremento del cuerpo de agua, que alcanzó una extensión mayor que la actual, se generó una morfología deltaica o mixta de abanico-delta (Fig. 7). La planicie de inundación distal del Dulce, comúnmente conocida como zona de bañados del río Dulce, comienza a la latitud de la localidad de Los Telares (Santiago del Estero) y se extiende hasta la laguna Mar Chiquita. Es un sistema fluvial de llanura de muy baja pendiente que ha desarrollado un complejo sistema de canales meandriformes, muy ramificado, con albardones y cauces inestables, algunos efímeros, que surcan una amplia llanura de drenaje impedido, con numerosos bañados y pantanos (Fig. 9). Este sistema fluvial ha ido migrando hacia el este en los últimos 160 años, dejando en el sector occidental los depósitos más antiguos y las zonas inactivas desde el punto de vista de la dinámica fluvial. En el presente, el río Dulce ingresa a la laguna por su extremo NNE donde, en períodos de nivel alto de la laguna, construye un cuerpo deltaico. Paleodelta del Dulce: Parte de uno de los grandes deltas construidos por el río Dulce se ubica en el norte y noroeste de la laguna. Allí, claramente pueden observarse los sistemas de canales meandriformes (abandonados), albardones y lóbulos de derrames que se elevan por sobre una planicie fangosa (Fig. 9), extremadamente plana y de casi nula pendiente con la típica forma de lóbulo deltaico. Sobreimpuesto al sistema fluvial existe una morfología eólica constituida por cubetas de deflación y médanos barjanoides o longitudinales del Holoceno tardío. La presencia de ese paleodelta también condiciona la morfología norte de la costa, la que adopta una forma convexa hacia la laguna, de traza muy irregular y con una planicie lacustre muy extendida que avanza sobre el paleodelta. Cuando el nivel de la laguna asciende extraordinariamente y parte de esa área se anega, sólo son visibles los albardones y las dunas, quedando perfectamente delimitado el paleodelta por los bajos que lo limitan: el Bajo de los Saladillos al oeste, y la zona de derrames de la planicie activa del río Dulce al este (Fig. 7). Depresión de Jeanmaire: Es un gran bajo que se extiende al

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Figura 9: Imágenes del delta y planicie aluvial distal del Río Dulce (Tomado de: Bucher et al. 2006). a) Delta formado en la desembocadura del río Dulce en la laguna Mar Chiquita. En esta fotografía, tomada en el momento de crecida de la laguna, se observan emergiendo del agua albardones y los lóbulos de derrames (crevasse splay). b) Delta formado por un brazo del río Dulce en la laguna de Los Porongos (Bañados del río Dulce). En esta fotografía, tomada en el momento de nivel bajo de la laguna Mar Chiquita, se observa parte de la planicie aluvial distal del río Dulce donde se destacan albardones, lóbulos de derrames (crevasse splay), depresiones con drenaje impedido (hor) y la planicie deltaica.

sur de la laguna, como una prolongación de la Depresión de Mar Chiquita, y que se continúa hacia la Depresión de San Antonio (Figs. 2 y 8), de la cual está separada por una zona de interfluvio muy poco definida (situada entre las localidades de Colonia Prosperidad y Quebracho Herrado). Esta depresión se habría formado en el Pleistoceno temprano a medio como un valle labrado por el río Dulce, el cual se habría desarrollado como una ancha paleofaja fluvial, constituida por un cauce único, colector del Dulce y el Salado del Norte, la que con dirección general norte-sur, drenaba la región hacia la cuenca del río de La Plata. Posteriormente al levantamiento del Bloque de San Guillermo y a la formación de la laguna, dicha faja fue ocupada por canales y derrames del paleoabanico aluvial del río Xanaes. Los derrames del abanico fueron parcialmente cubier-

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tos por el manto de materiales loéssicos depositados durante el UMG (Formación Tezanos Pinto, Kröhling e Iriondo 1999), que en fases áridas sucesivas fueron removilizados por acción eólica. Durante la fase húmeda actual, las depresiones de origen eólico y fluvial fueron convertidas en cañadas, lagunas y pantanos, caracterizando un ambiente de suelos salinos y con drenaje deficiente hacia la Laguna Mar Chiquita. La reactivación del Sistema de fallas Tostado-Selva ha resaltado el límite este de dicha depresión, de evidente perfil asimétrico, donde su pendiente lateral derecha está representada por la escarpa flexural del dicho sistema. Esta depresión de 5 a 15 km de ancho fue ocupada durante el Holoceno por un brazo del río Xanaes; pero a partir de la canalización de Plujunta (aguas arriba de la depresión) que conectó el río Xanaes con la laguna Mar Chiquita, dicho brazo sólo constituye el drenaje de un área anegable del oeste. El resto de la depresión está drenada parcialmente por el arroyo Saladillo (que es un paleocauce del Xanaes) y la cañada de Jeanmaire (mayormente una zona de pantanos y bañados, o lagunas ocupando hoyas de deflación circulares). La faja fluvial se ensancha hacia el sur, formando un área con suelos salinos que presenta una alta densidad de hoyas de deflación circulares y de 200 a 300 m de diámetro típico, actualmente convertidas en lagunas temporarias y vinculadas, formando un patrón en rosario con drenaje hacia el arroyo Saladillo. La hipótesis de un paleocauce del río Dulce al sur de la laguna Mar Chiquita fue presentada por Kröhling e Iriondo (1999) a partir de datos geomorfológicos, y retomada por Mon y Gutiérrez (2005, 2009) en base al grado de visualización de la faja fluvial abandonada en imágenes satelitales, lo que sugiere un abandono relativamente reciente en el Cuaternario. Una perforación de investigación practicada en la continuación hacia el sur de dicha faja (cañada San Antonio) halló por debajo de la cubierta loéssica un depósito arenoso de origen fluvial que fue datado por OSL (Optically Stimulated Luminescence) en ca. 110 ka (Iriondo 2010; Kröhling et al. 2013). Bloque elevado de San Guillermo El noreste de Córdoba forma parte de la principal morfoestructura elevada de la llanura pampeana norte (117–95 m s.n.m.; Kröhling e Iriondo 2003), que se prolonga en el centro oeste de la Provincia de Santa Fe. Está limitada por fallas reactivadas durante el Cuaternario (Sistema de fallas Tostado-Selva, falla Rafaela, falla El Trébol; Kröhling e Iriondo 2003; Brunetto et al. 2010). La superficie del bloque

Carignano et al.: Geomorfología

constituye una planicie prácticamente horizontal con una muy leve pendiente general hacia el este-noreste y el noreste (27,5 cm/km), solo localmente atravesada por cañadas o paleocauces (Figs. 2 y 8). Debido a su posición topográfica, durante el Cuaternario el bloque estuvo sujeto principalmente a sedimentación eólica, sin sedimentación ni erosión por sistemas fluviales jerarquizados, como ocurrió en el resto de la llanura cordobesa. Una perforación de investigación a más de 100 m de profundidad y correlaciones estratigráficas soportan dicha información (Kröhling e Iriondo 2003). El sector occidental del bloque que abarca el territorio cordobés, forma parte de la sub-unidad Planicie de Erosión de San Guillermo, descripta por Kröhling y Brunetto (2013). Ésta constituye una amplia superficie, prácticamente plana horizontal (gradiente de pendiente general SO-NE de 27,5 cm/km). Los elementos geomorfológicos son escasos y poco significativos, representados por tramos de paleocañadas paralelas de dirección NO-SE y OSO-ENE, en forma de trazas difusas debido a la acción de la erosión laminar. En general tienen 1 a 2 km de longitud individual y anchuras de 70 a 150 m, marginadas por una zona con suelos afectados por erosión laminar y de anchura comparable a la de las cañadas. Localmente las paleocañadas mantienen rumbos generales SO-NE presentando cierta integración hacia el este; apareciendo éstas en tramos de 0,8 a 1,5 km de longitud típica, con un diseño ligeramente curvo a recto, y con anchuras entre 60 y 100 m, actualmente ocupadas por pantanos temporarios. Escasas hoyas de deflación elipsoidales y de 200 a 300 m de diámetro mayor se encuentran alineadas en el fondo de las paleocañadas. Fuera de dichas depresiones, las hoyas (de 180 a 250 m de diámetro) están marginadas por zonas de erosión laminar, al concentrar parte del escurrimiento en manto que afecta la unidad. Una de las áreas de erosión generalizada de suelos se localiza entre Freyre y San Francisco. Existen también algunas depresiones cerradas de origen tectónico, como la localizada inmediatamente al este de Morteros. Ésta se reconoce por su forma romboidal en base al diseño topográfico y por el mayor grado de expresión en las imágenes satelitales de tramos de paleocañadas paralelas de rumbo oeste-este y OSO-ENE. Durante los períodos secos del Pleistoceno tardío y del Holoceno, esta región ha estado dominada por la acumulación de polvo eólico fino. En el presente se ha transformado en un área de erosión generalizada por acción de flujos no encauzados en primer grado, y por flujos encauzados de baja jerarquía. Las paleocañadas están cubiertas por el típico loess del UMG (Formación Tezanos Pinto) y sus trazas son difusas

debido al proceso de erosión de sus laderas, por efecto de la escorrentía en manto. La divisoria de aguas entre la cuenca del Cululú (afluente del río Salado del Norte) y la cuenca endorreica de Mar Chiquita se halla en esta unidad, presentando un trazado difícilmente definible y con una configuración irregular, atravesando una zona plana y sin elementos hídricos significativos (Kröhling y Brunetto 2013). La acción de la neotectónica (elevación del Bloque de San Guillermo, en el Pleistoceno medio a tardío) produjo una significativa reorganización de las redes de drenaje del este de Córdoba y oeste de Santa Fe (Castellanos 1959; Carignano 1999; Kröhling 1999; Brunetto e Iriondo 2007; Brunetto 2008a) que fundamentalmente generó la interrupción del escurrimiento superficial hacia el este. Ambientes pedemontanos Todo el conjunto de las Sierras de Córdoba está bordeado por un piedemonte que constituye una faja de transición entre el ambiente serrano y la llanura. Este cinturón se extiende desde los últimos afloramientos del área serrana hasta aproximadamente la curva de nivel de 300 m s.n.m. donde se observa un cambio de la pendiente general (Figs. 2 y 4). Se trata de una faja de 20 a 25 km de anchura que mantiene una altura promedio de 450 m s.n.m. y posee características bien diferenciadas en cada sector de sierra. El límite occidental del piedemonte es irregular, y presenta numerosos afloramientos aislados de basamento y rocas sedimentarias pre-cuaternarias. El frente montañoso llega a la planicie con un paisaje de colinas suaves y lomas bajas y el ambiente pedemontano se integra progresivamente con la Planicie fluvioeólica central (llanura Pampeana). El piedemonte oriental evolucionó como un complejo sistema que combina depósitos de abanicos aluviales y depósitos eólicos retrabajados por arroyadas mantiformes de pendiente, que se interdigitan y superponen; avanzando uno sobre otro en función de la distancia al frente serrano y a las condiciones climáticas predominantes durante su formación (Fig. 6). Este ambiente incluye tanto los remanentes de dos generaciones de abanicos aluviales que se acumularon durante el Pleistoceno temprano y el Pleistoceno medio a tardío, como asimismo, una tercera acumulación aluvial de abanicos holocenos aún activos. El piedemonte oriental de las sierras puede sectorizarse en tres segmentos principales: a) Piedemonte Oriental Norte, b) Piedemonte Oriental Central, y c) Piedemonte Oriental de la Sierra de Comechingones. Piedemonte oriental norte: Se extiende desde el valle del río

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Suquía hacia el norte, bordeando la Sierra Chica y la Sierra Norte (Fig. 2). Está conformado por una pendiente suave y continua que resulta de la coalescencia lateral de varios abanicos aluviales (bajada), en la que se destacan sólo algunos abanicos individuales formados por los ríos mayores (abanico de los ríos Carnero, Jesús María, Pinto, Totoral, Macha, Tulumba, Pisco Huasi, Guayascate, Los Tártagos y Seco). Los sedimentos de esta bajada se intercalan con un manto de loess del Pleistoceno tardío y se interdigitan lateralmente con los del mega-abanico aluvial del río Suquía (en el sector sur) o con los sedimentos arenosos del campo de dunas de Las Saladas (en el norte). En general, el paisaje se caracteriza por las suaves ondulaciones del terreno separadas por depresiones muy amplias, de escasa profundidad y fondo plano, frecuentemente atravesadas por paleocauces. Al sur del valle de Avellaneda, entre el flanco oriental de la Sierra Chica y el tramo de la ruta nacional Nº 9 comprendido entre la ciudad de Córdoba y Villa del Totoral, se extiende una franja de terreno ocupada por restos de una antigua bajada que se apoya sobre la paleosuperficie más baja de la Sierra Chica. Está conformada por depósitos aluviales del Pleistoceno temprano y medio, que emergen, como lomas redondeadas, aisladas, rodeadas por los sedimentos de la bajada más joven. En esta zona aún se pueden reconocer paleomorfologías fluviales (cauces y terrazas). Piedemonte oriental central: Abarca todo el piedemonte de las Sierras Chica, Los Cóndores y Las Peñas, desde la ciudad de Córdoba hasta el río Cuarto. Corresponde a la unidad geomorfológica creada por Capitanelli (1979a) que denominó Plataforma Basculada. Este sector del piedemonte oriental está fuertemente controlado por las fallas activas del Sistema de fallas de la Sierra Chica (en el sentido de Costa et al. en este volumen) y por la falla de la Elevación Pampeana, que elevan diferencialmente bloques de basamento y su cubierta sedimentaria cenozoica. La morfología dominante en esta zona es de lomas adosadas al flanco oriental de las sierras, alargadas en sentido transversal a ella, con perfil transversal convexo, de cimas achatadas o planas, en general angostas y que pierden progresivamente altitud hacia el este. Están formadas por materiales aluviales y tienen una cubierta de limos loessoides o loess del Pleistoceno tardío. Presentan un diseño de avenamiento dendrítico con desarrollo de cárcavas de fondo plano, que suelen superar los 5 m de profundidad. Entre ellas, cabe citar la cárcava de Corralito, con dos segmentos principales, uno de 10 m de anchura y 11 m de profundidad y el otro con

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40 m de anchura y 20 m de profundidad (Arguello et al. 2006). Las pendientes son moderadas: de 6 a 10 % en sentido transversal mientras que en sentido longitudinal varían entre 2 y 4 %. De acuerdo a la estructura (falla) que controla cada sector, el Piedemonte oriental central está conformado por las siguientes unidades: Elevación Pampeana, Valle de Alta Gracia-San Agustín, Bajada de Los Cóndores-Las Peñas y Alto Estructural El Espinillar-Chucul. Elevación Pampeana: La zona central del piedemonte oriental de las Sierras Chicas está interrumpida por una dorsal de origen tectónico que modifica el declive general del terreno hacia el este. Esta dorsal, conocida como Elevación Pampeana (Bodenbender 1929; Capitanelli 1979a; Gordillo y Lencinas 1979) es visible como una pequeña cadena de colinas que se extiende hacia el sur desde la localidad de La Calera hasta Las Bajadas, pasando al este de Malagueño, Despeñaderos y San Agustín (Figs. 2 y 3). La dorsal está controlada por la falla Elevación Pampeana, de rumbo meridiano, que es la continuación al sur de la falla La Calera-Salsipuedes. Esta falla, que desplaza un bloque de basamento y su cubierta sedimentaria -una secuencia de estratos cretácicos, paleógenos, neógenos y pleistoceno (tempranos)- presenta su máximo desplazamiento en la zona norte, donde afloran el basamento y los sedimentos cretácicos (La Calera y Malagueño) con una disminución gradual hacia el sur. Ya en la zona de Despeñaderos, por debajo de los sedimentos eólicos del Pleistoceno tardío y Holoceno, sólo emergen sedimentos cretácicos, paleógenos y neógenos (Carignano y Úngaro 1988a); observándose el techo del basamento en pequeños afloramientos donde el río Xanaes corta la elevación. También se aprecia su hundimiento hacia el sur en la disminución de su cota desde los 700 m s.n.m. (La Calera) hasta los 590 m s.n.m. (Alta Gracia-Anisacate). Ésta sería una falla normal del Cretácico, invertida por la compresión Andina durante el Cuaternario. La Elevación Pampeana finaliza sobre el lineamiento oblicuo de Soconcho que segmenta la Sierra Chica (Martino et al. 2012) y genera localmente una dorsal transversal a la Elevación Pampeana llamada Dorsal de Las Bajadas (Fig. 3). La Dorsal de las Bajadas es un bloque de basamento, cubierto por una secuencia de sedimentos neógenos y cuaternarios, basculado al noreste y que intercepta el drenaje del piedemonte de la Sierra Chica, concentrándolo hacia el sudeste a través del arroyo Soconcho, que atraviesa el área de noroeste a sudeste.

Carignano et al.: Geomorfología

A lo largo de su traza, la Elevación Pampeana presenta una morfología que permite interpretar una flexura monoclinal, replicando el estilo geomorfológico de las Sierras Pampeanas, una pendiente occidental empinada (dada por una escarpa flexural) y una pendiente estructural oriental de bajo gradiente que se confunde con las geoformas de la llanura vecina. Fuera del área de colinas bien definidas (Malagueño, Altos de El Durazno, Alto de Fierro y Alto de La Piedra, Despeñaderos, etc.) presenta la morfología de una planicie ondulada con pendientes medias próximas al 5 % (Carignano y Úngaro 1988a; Sanabria y Argüello 2003). El loess del Pleistoceno tardío que cubre la región enmascara los rasgos morfológicos asociados a la neotectónica, sin ocultarlos totalmente debido a la presencia del basamento cristalino y sedimentos cretácicos próximos a la superficie. Sobre la elevación se ha desarrollado un sistema hidrológico secundario que colecta la escorrentía derivada de la parte cumbral de las colinas y lomas de Despeñaderos y desagua en el río Xanaes. Valle Estructural Alta Gracia - San Agustín: Inmediatamente al este de la bajada de la Sierra Chica, en la zona proximal del piedemonte oriental, se ha formado un valle estructural longitudinal, con orientación N-S, de unos 60 km de longitud y una anchura media de 7 km (Figs. 2 y 3). Está comprendido entre la flexura monoclinal de la falla de la Elevación Pampeana (bloque elevado, al este) y la superficie estructural de la Sierra Chica (bloque hundido, al oeste). Este valle conforma una pequeña cuenca de sedimentación continental rellena tanto por sedimentos aluviales gruesos, provenientes de las sierras vecinas, como por sedimentos fluviales de los cursos mayores, loess y sedimentos loessoides (Carignano y Úngaro 1988a). Mayormente los sedimentos que se encuentran en la superficie son loess y sedimentos loessoides intercalados con arenas y limos fluviales del Pleistoceno tardío-Holoceno y afloramientos de conglomerados cretácicos. La Elevación Pampeana ha interceptado el drenaje del piedemonte de la Sierra Chica, concentrándolo hacia los actuales colectores principales, los ríos Anizacate y Los Molinos con sus afluentes los ríos San Agustín y Alta Gracia, que corren por valles fluviales excavados en el fondo de la depresión. Estos valles labrados por los ríos Anisacate, Los Molinos y Xanaes (Segundo), en su interior presentan tres niveles principales de terrazas y tienen una profundidad promedio de unos 25 m, desde el cauce hasta el nivel más alto de las terrazas (Carignano y Úngaro 1988a). Los valles de los dos pri-

meros ríos están labrados sobre los sedimentos fluviales y eólicos que rellenaron la cuenca formada al oeste de la Elevación Pampeana y, el restante, en parte, sobre aquellos y sobre los conglomerados de la elevación que fueron atravesados por el río Xanaes (antecedente). El nivel superior y medio de las terrazas son del tipo corte y relleno y par o cíclico, que preservan antiguas planicies aluviales cubiertas por loess; mientras que el inferior, abarca varios niveles menores de terrazas erosivas acíclicas que incluyen subniveles de terrazas bajas inundables y la planicie de inundación actual. Es evidente el control estructural sobre estos valles; siendo los lineamientos que corren por el eje de ambos los que condicionan la morfología de las terrazas, coincidiendo con deslizamientos rotacionales en las terrazas o con rápidos de los ríos. En las barrancas hay niveles palustres que señalan la existencia de períodos donde hubo algún tipo de embalse de aguas o de muy bajo potencial de escurrimiento. Sobre la superficie de las terrazas altas de los ríos Anisacate y Los Molinos, especialmente en las del primero, se observan numerosas paleogeoformas vinculadas a ríos de alta sinuosidad como paleocauces meandriformes, oxbows, barras y espiras meandrosas, etc. (Carignano y Úngaro 1988a). Esas formas, mayormente vinculadas a sistemas de alta sinuosidad y ambientes de baja energía con sedimentación de materiales medios a finos, contrastan notablemente con la dinámica actual del río que es netamente erosiva y de transporte, la que provoca un entallamiento rectilíneo del cauce y la rectificación en algunos meandros encajados. Esto podría estar vinculado con episodios de reactivación de las fallas que originan la Elevación Pampeana. El Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín sobre su extremo oeste, fuera de la zona de influencia fluvial, presenta un nivel de abanicos aluviales fósiles del Pleistoceno tardío, que están en un estadio incipiente de erosión y pequeños abanicos activos muy restringidos en extensión. Bajada de Los Cóndores - Las Peñas: Comprende el área pedemontana de las Sierras de Los Cóndores y Las Peñas, al sur del río Ctalamochita hasta el arroyo Tegua (Figs. 2 y 3). Es una franja de terreno ocupada por restos de una antigua bajada, conformada por depósitos aluviales del Plioceno y del Pleistoceno temprano y medio, que se apoya sobre la paleosuperficie más baja de esta sierra, y que está cubierta por sedimentos aluviales y eólicos cuaternarios. El basamento está aflorando en algunas lomas localizadas al pie de las sierras, siempre cubierto por calcretas, y en una franja de aproxi-

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Geología de Superficie

madamente 15 km hacia el este se lo ha identificado a profundidades del orden de 30, 50, 80 y más de 100 m, conformando una serie de bloques diferencialmente ascendidos. Los remanentes de la bajada antigua aparecen como lomas redondeadas aisladas, rodeadas por sedimentos pleistocenos, y en ella, aún se reconocen paleomorfologías fluviales (cauces y terrazas). La poca altura relativa de estas sierras (del orden de 200 m) respecto a las llanuras y valles circundantes, condicionó el desarrollo de cuencas de drenaje pequeñas (Fig. 2), por lo que la bajada más joven fue construida por sistemas fluviales de poca envergadura y escurrimientos mantiformes causados por precipitaciones locales, los que removilizaron sedimentos eólicos que cubrieron las serranías en los ciclos áridos del Cuaternario. Estos sistemas fluviales generaron abanicos aluviales de poca extensión que, en sus porciones medias y distales, interdigitan las secuencias aluviales con sedimentos loéssicos. Perfiles descriptos en barrancas de arroyos, cárcavas e información proveniente de perforaciones hidrogeológicas (30–185 m de profundidad) y sondeos eléctricos verticales (Lutri 2013), indican el dominio de sedimentos neógenos y cuaternarios arenosos a limosos, algunos niveles de paleosuelos intercalados (horizontes Bt y Ck), calcretas y, subordinadamente, secuencias arenosas gruesas-gravosas, especialmente en el sector proximal y asociados a las fajas fluviales de los arroyos de Las Peñas y Tegua. El arroyo Tegua, de carácter antecedente, ha generado un abanico aluvial (Fig. 2), en el que han sido reconocidas secuencias fluviales pleistocenas de alta energía (Formación Chocancharava, Olthoff et al. 2012). Posteriormente, conforme al levantamiento de las sierras ocasionado por acción neotectónica, el arroyo ha incidido el abanico aproximadamente 15 m, labrando terrazas y profundizando su cauce (Orozco 1998, Gallo 2011; Sagripanti et al. 2012). La secuencia neógena descripta por Bonalumi et al. (2005), Olthoff et al. (2012) y Lutri (2013) incluye afloramientos antiguos, localizados como remanentes en las lomas próximas a las sierras, de secuencias conglomerádicas (Formación Villa Belgrano asignada al Plioceno y Formación Estancia Belgrano/Formación Alpa Corral correspondientes al Pleistoceno temprano), sedimentos pleistocenos mediotardío y holocenos fluviales/aluviales (formaciones Chocancharava, Las Lajas), eólicos y facies de flujos densos-arroyada difusa (Formación Pampiano, La Invernada, Laguna Oscura). En un perfil N-S, esta bajada tiene forma convexa y sus mayores elevaciones se corresponden al sector central,

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el cual presenta menores signos de degradación. Puede dividirse en tres sectores morfológicamente diferentes: Bajada de la sierra de Los Cóndores, Sector Central y Sector Sur. La bajada de la Sierra de Los Cóndores se extiende desde el río Ctalamochita hasta el lineamiento homónimo, mostrando una marcada pendiente hacia el NE del orden de 1–1,8 %, lo cual condiciona la dirección de los escurrimientos superficiales que conforman un sistema subparalelodendrítico que desagua en el río Tercero; y más hacia el este la pendiente es inferior (0,3–0,4 %). Esta red se está reinstalando e integrando sobre una más antigua a través de un marcado proceso de carcavamiento. Todo este sector presenta un relieve de lomas suaves que conforman interfluvios donde la erosión areolar ha decapitado los horizontes de suelos desarrollados sobre secuencias eólicas (Formación La Invernada). En las zonas bajas se acumulan sedimentos de arroyada difusa (formaciones Las Lajas, Laguna Oscura). El arroyo los Cóndores, que colecta el drenaje de la vertiente oriental de la sierra homónima, está controlado por una estructura submeridiana que define una loma paralela al frente montañoso donde afloran rocas de basamento (Bonalumi et al. 2005). El sector central se ubica desde el lineamiento Los Cóndores hasta el sector de La Dormida-Puerta Colorada, en el extremo norte de la Sierra de las Peñas. Aquí la bajada se extiende más hacia el oeste, penetrando en el ambiente serrano. En el sector proximal afloran numerosas lomas de basamento aisladas, rodeadas de secuencias aluviales cuaternarias. Presenta una pendiente hacia el noreste (1,3–0,9 %) y un relieve en general fuertemente ondulado, generado por la marcada incisión de la red de drenaje, la cual evidencia distintos ciclos de actividad. Igual que en el sector de Los Cóndores, aquí se observan paleomorfologías de una red dendrítica, con colectores subparalelos de dirección SO-NE y fondo plano (ca. 200 m de anchura), sobre la que se está instalando el sistema actual, con cárcavas que alcanzan entre 7-10 m de profundidad. En las partes cumbrales de las lomas se exponen secuencias loéssicas de la Formación La Invernada (Pleistoceno tardío-Holoceno temprano). El sector austral se extiende al sur del abanico del arroyo Las Peñas, donde el paisaje está más suavemente ondulado y la bajada tiene pendiente hacia el este. Presenta un grado de disección menor, asociado tanto a los sistemas de cárcavas instaladas en paleocanales o sobre la red vial, como al arroyo Boca del Sauce. Este último exhibe un modesto paleoabanico aluvial (Fig. 2), al pie de las sierras, que actualmente descarga en el arroyo Tegua. En el sector proximal se obser-

Carignano et al.: Geomorfología

van numerosas lomas de rocas de basamento, en algunos sitios cubiertas por secuencias aluvio-coluviales antiguas y calcretas (Formación Estancia Belgrano, Bonalumi et al. 2005) Todos los cursos que drenan la bajada de la sierras de los Cóndores y de Las Peñas son efímeros y, a excepción del sector norte, la red de drenaje ingresa a la Planicie fluvio eólica central y, natural o artificialmente, se dirige hacia el S-SE y se integra al sistema del arroyo Tegua-Dalmacio Vélez, que descarga en la depresión del Saladillo (Fig. 2). Alto Estructural El Espinillar - Chucul: Es un alto generado por una falla asociada al extremo sur de la Sección Las Peñas del sistema de fallas de la Sierra Chica (Costa et al. en este volumen) con posible actividad cuaternaria (Gallo 2011; Bettiol 2012; Sagripanti et al. 2011; Sagripanti et al. 2012). Hacia el norte y sur limita con las fajas fluviales del arroyo Tegua-Mosuc Mayú y el río Cuarto, respectivamente, los que atraviesan el área en sentido oeste-este y NO-SE, condicionados por estructuras o lineamientos (Sagripanti et al. 2012). Su límite occidental coincide con la prolongación al norte de la traza de la falla de Levalle (Degiovanni et al. 2005) y en él se ubican las mayores alturas (540 m s.n.m.). La unidad presenta un relieve fuertemente ondulado, con desniveles locales del orden de 40–60 m, llegando hasta 80 m en algunos sitios. Su configuración interna se vincula a la presencia de bloques menores delimitados por sistemas de estructuras de rumbo NE-SO, NO-SE y norte-sur, que controlan la red de drenaje de diseño angular. Los altos más significativos son: El Espinillar (470 m s.n.m.) y ChuculCharras (440–410 m s.n.m.), al norte y sur, respectivamente, y Los Algarrobos (465 m s.n.m), en la zona central. Hacia el oeste el relieve está conformado por lomas amplias de techo plano y flancos extendidos con pendientes de 1–0,6 %, mientras que hacia el este son lomas redondeadas con gradientes más cortos y superiores al 2 %. Este alto constituye el área de nacientes de los arroyos Carnerillo y Chucul (Fig. 2), los que con sus tributarios son responsables de la disección que muestra la unidad. Estos cursos presentan un valle angosto y estabilizado, en el cual la escorrentía ha al incidido en toscas, generando un nivel terraza. Estudios gravimétricos muestran que, en el Alto del Espinillar, el basamento se ubica a una profundidad de aproximadamente 300 m (Gallo 2011). En superficie están expuestos sedimentos aluviales, coluviales y eólicos neógenos y cuaternarios, entre los que se destacan potentes secuencias de limos-arenosos muy finos (pleistocenos) y arenosos muy finos a finos (holocenos), asignados a las formaciones Pam-

piano, La Invernada y Laguna Oscura (Milicich 2010). Esta elevación muestra una sobreimposición de sedimentos y morfologías eólicas, que suavizan las formas preexistentes. Se distinguen dunas longitudinales SO-NE (holocenas y más antiguas) muy disipadas y megadunas parabólicas NNE-SSO (PEH; Cantú 1992; Degiovanni et al. 2005) dispersas en toda la unidad, especialmente en el sector centronorte y de hasta 4,5 km de eje mayor. Sobre la base de posibles restos de fulguritas (referidas como “escorias”) encontrados en las cubetas de deflación, las megadunas parabólicas, situadas en las cabeceras del arroyo Carnerillo, fueron interpretadas como cráteres de impacto meteorítico (Schultz y Lianza 1992), mientras que otros autores sostienen una génesis por deflación (Cione et al. 2002, Degiovanni et al. 2005). Complementan el paisaje eólico grandes áreas deflacionadas, en cuyo piso afloran secuencias sedimentarias más cementadas (ej. Formación Pampiano, niveles de tosca). En la actualidad, algunas de ellas, constituyen las nacientes del arroyo Carnerillo y otros sistemas menores. En los ciclos más secos estas depresiones están sujetas a erosión eólica y presentan eflorescencias salinas. Piedemonte Oriental de la Sierra de Comechingones: Se extiende a lo largo de ca. 200 km, desde el valle estructural de La Cruz, al norte, hasta el 20 km al sur de la localidad de Chaján (Figs. 2 y 3), con una anchura del orden de 20–35 km y una altura variable entre 800 y 500 m s.n.m., registrándose las mayores alturas en el sector central (cuenca del río Chocancharava). El límite occidental del piedemonte es irregular, presentando numerosos afloramientos aislados de basamento, vulcanitas cretácicas y rocas sedimentarias precuaternarias que yacen sobre la paleosuperficie de la Sierra de Comechingones (Fig. 4). El basamento se pierde por debajo de sedimentos aluviales y loessoides, en un paisaje de colinas suaves y lomas bajas conformado por el ambiente pedemontano que más al este se integra transicionalmente con la Planicie Arenosa del Sur (llanura Pampeana). Esta unidad a gran escala presenta un relieve que varía de moderado a fuertemente ondulado, asociado a la presencia de bloques de basamento elevados diferencialmente por neotectónica, yuxtaposición y/o coalescencia de abanicos aluviales, incisión fluvial, sedimentación y erosión eólica. En función de ello, se la puede zonificar en tres segmentos, que de norte a sur son: • Sector Valle de la Cruz: constituye el extremo meridional del sistema de valles estructurales longitudinales com-

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prendidos entre las Sierras Grande y Chica, está abierto hacia el sur y sudeste integrándose transicionalmente a la llanura pampeana (Figs. 2 y 3). El sector norte, que desagua en el Embalse Río Tercero y tiene como colector principal al río de Los Sauces-La Cruz, fue incluido en la unidad Valles serranos, mientras que el extremo sur, drenado por la cuenca del arroyo Tegua, se integra a esta unidad. Este sector presenta un relieve fuertemente ondulado, debido a la importante incisión fluvial de una paleored de drenaje del Pleistoceno medio (Degiovanni y Cantú 1997), cuyos interfluvios principales son altos estructurales transversales al valle (oeste-este), como el de Elena y Mosuc Mayú (Degiovanni y Cantú 1997), al norte y sur, respectivamente. El primero (750–630 m s.n.m) constituye la divisoria entre la cuenca del río Ctalamochita y la del arroyo Tegua, mientras que el segundo alto (800–560 m s.n.m) conforma el límite entre las cuencas del mencionado arroyo Tegua y la cuenca del río Chocancharava. Ambos altos estructurales tienen más de 100 m de desnivel local, cumbres ligeramente planas tendidas hacia el este, y pendientes del orden de 1 a 2,5 % en sus flancos. Toda el área fue cubierta por depósitos loéssicos del Pleistoceno tardío-Holoceno, que suavizaron el paisaje y obliteraron el sistema de drenaje anterior. Desde el restablecimiento de condiciones más húmedas (Holoceno) se reinició el proceso de incisión sobre la paleored existente, el cual continúa hasta la actualidad. Las cuencas de los arroyos El Cano, San Antonio, San Francisco y Mosuc Mayú (tributarios del Tegua) evidencian procesos de integración en el último siglo (Magnante et al. 2012, 2014). Numerosas perforaciones hidrogeológicas (30–150 m de profundidad) y sondeos eléctricos verticales (SEV) muestran que, en los interfluvios mayores, el basamento está a una profundidad muy variable (30, 80 y más de 150 m) y cubierto por depósitos dominantemente limo-arenosos finos con niveles de calcretas intercalados y potentes secuencias fluviales areno-gravosas (Matteoda 2013). En las lomas se exponen secuencias loéssicas-loessoides pleistocenas, con paleosuelos, mientras que en los canales incididos afloran secuencias finas cementadas, intercaladas con fluviales de alta energía del Pleistoceno temprano a medio, que están cubiertas por sedimentos de arroyada difusa y eólicos. La neotectónica es causante de algunos ajustes en la red fluvial, como ocurre con el arroyo El Barreal, controlado por la falla de la Sección Las Peñas del Sistema de fallas de la Sierra Chica (Gallo 2011, Costa et al., en este volumen). • Sector Rodeo Viejo: Se extiende desde el alto de Mosuc Mayú hasta el arroyo La Barranquita, abarcando todo el alto

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de Rodeo Viejo (700–650 m s.n.m.). Comprende una antigua bajada dislocada tectónicamente y disectada por los tributarios del río Chocancharava (Barrancas-Seco, San Bartolomé-La Invernada, Las Cañitas y Piedras Blancas) y del arroyo Santa Catalina (La Colacha, Cipión, Barranquita y Knützen). Estos cursos han incidido fuertemente el terreno, generando un relieve ondulado muy irregular, con desniveles locales del orden de 50–70 m, con máximos de hasta 120 m. En las cercanías de la localidad de Cuatro Vientos y, especialmente en la cuenca del arroyo La Colacha, hay procesos de carcavamiento muy intensos (Sánchez y Blarasín 1987, Cantú et al. 2009). Su configuración está controlada por estructuras de rumbo NE-SO, NO-SE y norte-sur, que controlan la red de drenaje y delimitan bloques, de relieve muy suave en el sector cumbral, que presentan una pendiente más pronunciada hacia el norte (0,9–2 %) y una tendida hacia el sur (inferior 1,2 %). En sentido oeste-este, toda el área muestra un relieve más regular y plano (gradiente 0,2–0,4 %), hasta el borde oriental del abanico del río Seco, donde se eleva el alto de Santa Rita (670–630 m s.n.m., Póveda 2014) con un desnivel de 10–30 m. Desde allí hacia el este comienza el extremo sur del Alto estructural El EspinillarChucul, actualmente disectado por los tributarios del arroyo Chucul. La cuenca alta del arroyo Cipión drena un escarpe erosivo, cuya altura disminuye hacia el noreste, asociado a un nivel de pedimentación (Carignano et al. 1999; Degiovanni et al. 2003) que exhibe algunas morfologías residuales (Cerro Intihuasi, El Cerrito, El Rancho), con calcretas en su parte superior. Los bloques que conforman el sector están constituidos por sedimentos aluviales neógenos con niveles de paleosuelos y calcretas (Eric 1986; Cantú 1992; Andreazzini y Degiovanni 2011) de espesores muy variables (0–55–90–130 m en 7/10 km de distancia) según perforaciones realizadas por Agua y Energía Eléctrica (1967). En el río Las Barrancas, Eric (1986) y Cantú (1992) identificaron tres secuencias de abanicos aluviales (plio-pleistocenas a holocenas), y el río Seco, en su tramo final, ha construido un abanico aluvial histórico, con ápice en el sector pedemontano (paraje Río Seco), asociado a una estructura submeridiana regional (falla río de Los Sauces, Degiovanni y Cantú 1997). A excepción de las fajas fluviales, toda la región está cubierta por depósitos eólicos (mayormente loessoides) que suavizan el relieve. Sector Achiras: Se extiende desde el arroyo Barranquita hasta el extremo sur de la Sierra de Comechingones. Se presenta como una llanura moderadamente ondulada, con pendiente hacia el sudeste del orden de 1 a 0,5 % y desniveles lo-

Carignano et al.: Geomorfología

cales del orden de 30–40 m. Se identifican numerosos paleocauces correspondientes a diferentes abanicos aluviales de los arroyos Las Lajas, Achiras, Zelegua y La Cruz, cuyos ápices se sitúan inmediatamente a la salida de las sierras o en el sector pedemontano. Éstos conforman una red distributaria de alta densidad, tienen un diseño rectilíneo con algunos tramos de baja sinuosidad y anchuras medias de aproximadamente 100–120 m (Doffo 2007; Degiovanni 2008; Doffo et al. 2010). Su expresión topográfica es mínima debido a la cubierta eólica arenosa del Holoceno tardío. Las lomas de este sector están constituidas por capas de sedimentos eólicos removilizados, en forma de flujos mantiformes o flujos densos, provenientes de las serranías (Cantú et al. 2009; Giuliano Albo 2013). Degiovanni (2008) y Doffo (2007) describen para este ambiente una alternancia de secuencias fluviales, con niveles de arroyada difusa, depósitos eólicos lóessicos, paleosuelos y calcretas. Toda el área está cubierta por sedimentos eólicos arenosos finos (holocenos) que conforman dunas longitudinales de orientación SSENNO muy disipadas; sobre las que se han generado dunas parabólicas durante tiempos históricos, de orientación NNESSO y dimensiones muy variables (500–3.000 m), asociadas a cubetas de deflación, ocupadas por lagunas y humedales. El área está atravesada por la falla activa de Las Lagunas, que genera una escarpa en contrapendiente al piedemonte y desplaza secuencias del Pleistoceno tardío-Holoceno (Sagripanti 2006; Costa et al. en este volumen), al pie de la mencionada estructura se han generado lagunas (Chañarito, Suco, Seca y Turnbull) y bañados, parcialmente drenados por los arroyos del Gato, Suco y Salas (Fig. 2). Todos estos ambientes deprimidos están sujetos a procesos de salinización y deflación en épocas secas. La falla de Las Rosas, paralela a la anterior y situada hacia el sudeste, también evidencia actividad cuaternaria (Sagripanti 2006), dislocando la bajada e interrumpiendo el drenaje, generando lagunillas y bañados alineados, que ocupan paleocanales en las nacientes del arroyo Sampacho (Degiovanni 2008). La falla de Las Lagunas desplaza rocas precámbricas y paleozoicas, que emergen como cerros relícticos en medio de una cubierta cuaternaria de potencia variable. Estos son cerros residuales de la paleosuperficie que corona el flanco este de la sierra de Comechingones. Entre ellos se destacan el Sampacho y el Suco, con un desnivel local del orden de 80–130 m, compuestos por rocas de basamento cristalino precámbrico y areniscas paleozoicas, respectivamente. La falla Las Lajas-Sampacho (Sagripanti 2006), de rumbo NO-SE, también tiene manifestación morfológica en el pie-

demonte, elevando bloques de basamento con cerros relícticos (Los Gemelos y cerro Áspero). Alto estructural de Chaján: Es una morfoestructura generada por una falla asociada al extremo sur del Sistema de falla Comechingones (Costa et al. 2003, 2005) y fallas transversales de orientación NO-SE (Fig. 2), que elevan un bloque de basamento en cuyo techo se preserva la paleosuperficie de la Sierra de Comechingones, la que está cubierta por sedimentos cuaternarios de espesor muy variable. La unidad presenta, en su borde noroccidental, un relieve ondulado con desniveles del orden de 30–40 m, y máximos de 90 m, por la presencia de cerros residuales de la paleosuperficie (Cerros, Blanco, Negro, Divisaderos, La Paraguaya, etc.) que emergen de la cubierta de sedimentos cuaternarios (Carignano et al. 1999; Degiovanni 2008). Hacia el sudeste de esa cadena de cerros, el relieve está conformado por lomas amplias de techo plano y flancos muy extendidos con pendientes bajas, donde sobresalen restos de domos volcánicos cretácicos muy erosionados asociados a la paleosuperficie (Cerros La Leoncita, Garrapata, La Piedra y La Madera). Este alto constituye el área de nacientes del arroyo Chaján y sistemas menores, los que con sus tributarios son responsables de la disección que muestra la unidad (Fig. 2). El bloque elevado ha sido cubierto por un manto de materiales arenosos del extremo noroccidental del Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c), especialmente desde el Holoceno superior, cuando se depositaron materiales arenosos que conforman las dunas longitudinales (SSE-NNO) y parabólicas sobreimpuestas (sur-norte) que también cubren el sector Achiras del piedemonte de la Sierra de Comechingones. La unidad presenta numerosos bajos asociados a paleocauces, corredores interdunas y cubetas de deflación que están ocupadas por lagunas. Cuando en estos bajos queda expuesta la interfase basamento-sedimentos, que está a pocos metros de profundidad, en épocas húmedas aflora la freática. Una de estas depresiones se localiza al oeste de la localidad de Chaján y presenta cubetas alineadas y dunas parabólicas en sentido oeste-este, mientras que el otro, situado hacia el este, es un extenso humedal salino de orientación submeridiana, que constituye el área de nacientes de un tributario menor del arroyo Chaján (Degiovanni 2008). Alto estructural de Levalle Es una dorsal de origen tectónico que emerge de la planicie arenosa del sur interrumpiendo su declive hacia el este

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(Fig. 2). Esta morfoestructura está generada por la falla del Tigre Muerto que es una antigua falla cretácica, de rumbo submeridiano, asociada al rift intracratónico de Levalle (Chebli et al. 1999, 2005) que ha sido invertida tectónicamente durante el Cenozoico, y deforma una secuencia de estratos cretácicos, paleógenos, neógenos (Chebli et al. 1999, 2005) y sedimentos del Pleistoceno temprano, que no afloran en superficie. Esta falla es el límite occidental del alto de Levalle, que también estaría marginado en su borde norte y oriental por estructuras con posible actividad neotectónica (fallas Las Lajas y Reducción; Degiovanni et al. 2005). A lo largo de su traza, el alto de Levalle presenta una morfología que permite interpretar una flexura monoclinal, replicando el estilo geomorfológico de las Sierras Pampeanas, con una pendiente occidental empinada (dada por una escarpa flexural) y una pendiente estructural oriental de bajo gradiente que se confunde con las geoformas de la llanura vecina. Esta gran loma de perfil transversal asimétrico tiene una extensión de ca. 70 km, extendiéndose desde San Ambrosio (al norte) hasta cercanías de La Cautiva (al sur). Sus cotas varían entre 370 y 210 m s.n.m. con un desnivel local del orden de 15 a 60 m, registrándose los mayores valores en su borde occidental y norte (pendientes variables entre 1,5 a 2 %), mientras que hacia el sur y este paulatinamente (0,5 a 0,7 % de pendiente) se sumerge en la llanura circundante. Su sector cumbral es suavemente ondulado asociado a la presencia de dunas longitudinales de rumbo SO-NE muy disipadas, las cuales hacia el sector nororiental conforman un campo bien preservado, con dunas de hasta 6–8 km de longitud (Cantú y Degiovanni 1984; Degiovanni et al. 2005). Dicho campo de dunas está constituido por sedimentos de la Formación Laguna Oscura, de edad Holoceno tardío (Cantú 1992) que apoyan sobre sedimentos arenosos finoslimosos pleistocenos (Formación La Invernada; Cantú 1992). La unidad no presenta rasgos fluviales, excepto en sus bordes, donde el escurrimiento superficial genera leves procesos de erosión hídrica (surcos, cárcavas). Perforaciones hidrogeológicas de hasta 120–150 m de profundidad (Cabrera y Blarasín 1993, Cabrera 2009) indican un dominio de materiales eólicos arenosos muy finos limosos con algunos niveles de calcretas. El alto de Levalle junto con el de El Espinillar-Chucul podrían considerarse la continuación al sur del cordón de Sierras Chicas (Fig. 2), y la falla del Tigre Muerto podría ser una prolongación del extremo sur de la Sección Las Peñas del Sistema de falla de la Sierra Chica.

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Planicie fluvioeólica central La Planicie fluvioeólica central, definida por Carignano (1996, 1997a y b, 1999), es una extensa llanura que se ubica al este de las Sierras de Córdoba, aproximadamente entre los 31°00’S y los 33°20’S y entre los 62°00’O y los 64°00’O. Tiene una superficie de más de 35.000 km2 y sus extremos altitudinales se ubican en los 400 y 80 m s.n.m. Está formada por grandes abanicos aluviales coalescentes generados por los ríos que tienen sus nacientes en las Sierras Grandes y descargan sus aguas hacia oriente: Suquía y Xanaes, que desembocan en la Laguna Mar Chiquita y los ríos Ctalamuchita y Chocancharava, que se unen para formar el río Carcarañá y desaguar en el río Paraná (Fig. 2). La planice está conformada entonces por los paleoabanicos aluviales y las fajas fluviales de cada uno de los cuatro ríos principales citados. Tal como lo señalara Carignano (1996, 1997a y b, 1999), cada uno de estos mega-abanicos está construido por yuxtaposición, incisión y progradación de sucesivos abanicos aluviales generados por el mismo río en diferentes estadios (Fig. 6), y cuya posición estuvo fuertemente controlada por los cambios climáticos ocurridos durante el Cuaternario y por la actividad neotectónica (Degiovanni et al. 2005). Estos abanicos se formaron por acumulación de sedimentos aluviales y fluviales y a expensas de la removilización hídrica del loess que se acumuló en gran parte del área durante los períodos secos del Cuaternario Superior. Así, se conformó un complejo ambiente donde el depósito primario de loess fue alterado por los ríos con significativa capacidad de transporte de sedimentos (Fig. 6). Eso dio origen a depósitos de apariencia loéssica con evidencia de acción fluvial. Frenguelli (1925), en un excelente trabajo, distingue la existencia de loess primarios y retransportados. En ese sentido Smalley (1972) demostró la importancia de la interacción de los grandes ríos con los depósitos primarios de loess, confirmando las observaciones pioneras de Frenguelli. La extensión y forma muy suavemente convexa a casi plana de los grandes abanicos los hace imperceptibles en la morfología plana del loess (Fig. 2). Es así como en casi todos los trabajos se mencionan sedimentos loéssicos en general y subordinadamente sedimentos aluviales. Los abanicos aluviales están compuestos por facies de canales entrelazados, canales meandriformes, llanuras de inundación y palustres. Dentro de la unidad tanto en sentido vertical como lateral, las típicas facies fluviales alternan con facies netamente eólicas. Excepto la zona apical, casi toda la unidad está constituida por sedimentos finos a muy finos, fundamental-

Carignano et al.: Geomorfología

mente limos y arenas finas. En los interfluvios y en las áreas distales de la planicie, el depósito de loess aparece en su estado primario. En estos lugares se observan los típicos perfiles de loess ampliamente descriptos por numerosos autores (Döering 1907; Bodenbender 1890, 1905, 1921; Frenguelli 1918, 1921, 1925, 1931, 1945, 1957; Bertoldi de Pomar 1953; Cantú y Blarasin 1987, Kröhling 1999; Kröhling e Iriondo 1999). La complejidad estratigráfica de este ambiente se simplifica desde el punto de vista geomorfológico. Con la ayuda de imágenes satelitales se pueden distinguir los cuatro extensos abanicos aluviales formados por el Suquía, Xanaes, Ctalamochita y Chocancharava, separados en sus zonas apicales por grandes interfluvios (donde exclusivamente se depositó loess) e interdigitados en sus zonas medias y distales (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Esta planicie se caracteriza por un paisaje plano o casi plano dominado por la dinámica de los grandes ríos que han formando amplias llanuras aluviales donde se reconocen diversos tipos de canales, terrazas, lagunas semicirculares, así como llanuras de inundación abandonadas y una gran cantidad de paleocauces, entre otras formas fluviales (Ferpozzi 1988a y b; Carignano 1996, 1997a y b, 1999; Degiovanni y Blarasín 2005, Kröhling 1998). Esta morfología típica de la planicie demuestra la ocurrencia de numerosos cambios en su dinámica acontecidos durante el Cuaternario tardío (Carignano 1996, 1997a y b, 1999; Degiovanni et al. 2005; Degiovanni 2008; Kröhling e Iriondo 1999). En la zona pedemontana y apical de los mega-abanicos, las fajas fluviales de casi todos los ríos tienen un marcado control estructural, que provoca cambios muy notables en su orientación y diseño de cauce (Figs. 2 y 3), resultando en un control sobre la dirección de los cursos, un marcado entallamiento del cauce en un valle fluvial relativamente angosto y con varios niveles de terrazas, además de una variación significativa en el diseño de la traza del cauce principal, entre sistemas entrelazados y meandriformes. Se observa que el drenaje y la dinámica actual de estos cursos principales conservan las características desarrolladas durante del Pleistoceno tardío (Carignano 1996, 1997a y b, 1999): durante los períodos lluviosos las fajas fluviales aumentan su caudal e incrementan su capacidad de carga, la que depositan al llegar a sus respectivos niveles de base; en los períodos secos sus trayectos se acortan, los cursos pierden capacidad de carga, generando un acercamiento de los abanicos aluviales al piedemonte (Fig. 6). Especialmente en la última centuria se han producido profundos cambios por

acción antrópica, ya sea en las áreas de interfluvio como en la red de drenaje (presas, canalizaciones, trasvases, drenaje de humedales, extracción de áridos, entre otras). Estas intervenciones provocaron cambios en los caudales líquidos y sólidos y en el gradiente de los cursos y han desencadenado o bien potenciado cambios en el diseño del canal, incisión y erosión retrocedente en cuencas medias y bajas, incremento de sedimentación en áreas de descarga, pérdida de condiciones endorreicas, entre otras. La mayor parte de la planicie fluvioeólica central está conformada por los abanicos y fajas fluviales de los ríos Suquía, Xanaes, Ctalamochita y Chocanchavara. En la parte distal de la planice predominó la acumulación de limos eólicos sobre los fluviales, por lo que este sector se ha discriminado bajo la denominación planicie loéssica de Marcos Juarez-Corral de Bustos. Esta parte de la planicie es atravesada por la faja fluvial del río Carcarañá. Paleoabanico aluvial del río Suquía (río Primero): Este paleoabanico, de ca. 4.000 km2, está compuesto por superposición y progradación de cinco abanicos cuyos ápices en orden de antigüedad y sentido de progradación se ubican: en la ciudad de Córdoba (el primero) donde el río ingresa al piedemonte, en la zona de Capilla de Los Remedios (el segundo), en Río Primero (el tercero), luego el río forma dos abanicos más, que son parcialmente coalescentes y cuyos ápices se ubican en Obispo Trejo (el cuarto), y en la zona de Santa Rosa de Río Primero (el quinto) que corresponde al abanico más reciente. Los tres primeros abanicos están ensamblados sucesivamente entre sí, en forma telescópica, y el río se ha encajado en ellos formando varios niveles de terrazas. Estos abanicos más antiguos están cubiertos por loess y se encuentran incididos por redes de drenaje locales que presentan un diseño subparalelo convergente que deja amplios interfluvios. El paisaje dominante en ellos es un relieve caracterizado por la alternancia de lomas y amplios bajos casi planos, con pendientes promedio que no superan el 5 %. Las lomas presentan un típico perfil transversal convexo algo aplanado con vertientes largas y ligeramente rectilíneas y los bajos, se presentan amplios y de fondo cóncavo a plano, con orientación predominante SO-NE, siendo la mayor parte de ellos paleocauces cubiertos por loess. El abanico cuyo ápice se ubica en la zona de Obispo Trejo fue generado por la confluencia de un antiguo cauce del río Suquía y el río Jesús María; su parte distal se interna como un amplio y bien reconocible arco en el borde noroeste de la

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Laguna Mar Chiquita (Figs. 2 y 7). En el presente se encuentra cubierto por el campo de dunas de Las Saladas-Campo Mare, que habría sido formado por erosión y removilización de las arenas fluviales de este abanico. El abanico más reciente que se extiende desde Santa Rosa de Río Primero y entre la Laguna del Plata y La Para, se caracteriza por la migración lateral de fajas fluviales, constituidas por amplias planicies de inundación con canales meandriformes bien desarrollados. Ambos abanicos son coalescentes en sus sectores medios y están separados en la zona distal por una zona elevada que se extiende al norte de la línea que une Villa Fontana con Campo Mare; y por la costa desde la saliente de Campo Mare hasta unos 15 km al norte. Ese tramo de costa de la laguna es recto y contrasta notablemente con los arcos irregulares que conforman los abanicos (Figs. 2 y 7). Estos abanicos están cubiertos por un manto de sedimentos eólicos, del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano (Kröhling e Iriondo 1999) que enmascaró la morfología de los abanicos (Fig. 6). Los procesos de acumulación eólicadeflación posteriores imprimieron rasgos más notorios al paisaje, remodelando principalmente las áreas de canales, generando dunas parabólicas y longitudinales asociadas, así como importantes agrupaciones de dunas barjanoides y hoyas de deflación. Faja fluvial del río Suquía (río Primero): Las primeras referencias sobre estudios de la cuenca del río Suquía se remontan a fines del siglo XIX (Bodenbender 1890 y 1894) e inicios del siglo XX (Bodenbender 1921). Santa Cruz (1972), Capitanelli (1979a), Carignano (1996, 1999) y Quintana Salvat y Barbeito (1999) han abordado la geomorfología de este río, especialmente en la zona próxima a las sierras. El río Suquía nace de la confluencia de los ríos San Antonio y Cosquín, en el valle de Punilla, a los que se les une el de Los Chorrillos y el Arroyo de Las Mojarras. En la actualidad sus aguas se encuentran represadas por el dique San Roque. Su cuenca tributaria media, de escasa importancia, está formada por las aguas de la vertiente oriental de la Sierra Chica (arroyos Mal Paso, La Quebrada, Unquillo y Reducción), que colecta el río Ceballos (o arroyo Saldán) en Villa Warcalde. A partir esta confluencia, el Suquía se dirige hacia el este, en dirección a la ciudad de Córdoba, donde recibe al arroyo La Cañada y continúa con igual orientación hasta la localidad de Capilla de los Remedios, donde cambia su curso hacia el noreste. A partir de la ciudad de Río Primero, mediante alternativos ensanchamientos y estrechamientos de su cauce, comienza a dividirse en varios brazos que divagan

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en una planicie aluvial de pendiente casi nula, hasta desembocar en la Laguna del Plata (Mar Chiquita). Entre el dique San Roque y la laguna Mar Chiquita, tiene una extensión aproximada de 200 km. El valle del Suquía en el tramo serrano (entre el dique San Roque y Villa Warcalde) se caracteriza por presentar en su interior una serie de meandros encajados en rocas del basamento y sedimentos cretácicos. En el segmento del piedemonte, su valle está excavado en sedimentos pliocenos y pleistocenos y presenta una anchura media de 1 a 2 km. Allí se reconocen cuatro niveles de terrazas asimétricas, limitadas por taludes de 10 a 20 m de altura y de alto gradiente (11–20 %). Las terrazas más antiguas se elevan 40–42 m y 22–25 m sobre el nivel del río, 10–12 m las terrazas intermedias y 3–4 m las más recientes (Frenguelli 1957). Entre el límite oriental de la ciudad de Córdoba y hasta Santa Rosa de Río Primero, sólo continúan dos niveles de terrazas en un valle de 1 km de anchura media. A partir de allí el río presenta un nivel de terraza baja inundable que desaparece algo más al noreste, siendo reemplazada por una planicie fluvial de unos 5 km de anchura. Ésta contiene un cauce que muestra un marcado aumento de su sinuosidad, definiendo un segmento de 50 km con diseño meandriforme (rectificado en algunos tramos por canalización) hasta la Laguna del Plata, donde forma un protodelta en la zona llamada Boca de los Algarrobos. Este último tramo es una planicie de unos 12 km de anchura, que está dominada por numerosos paleocauces y geoformas fluviales de alta sinuosidad, entre las que se destacan dos cauces bien definidos, denominados brazo Nuevo y brazo Viejo. Este último, ahora devenido en paleocauce, transportaba el mayor caudal hasta 1886, cuando crecientes excepcionales provocaron una avulsión hacia el brazo Nuevo (Bodenbender 1894; Bertoldi de Pomar 1953), configurando la desembocadura actual. Paleoabanico aluvial del río Xanaes (río Segundo): El paleoabanico del río Xanaes cubre una superficie de ca. 8.000 km2. Está compuesto por una sucesión y progradación de cinco abanicos cuyos ápices se ubican: unos 10 km al este de Despeñaderos (el primero, más antiguo y casi imperceptible), en Río Segundo-Pilar (el segundo), en Villa del Rosario (el tercero) y en El Tío (el cuarto); ubicándose unos 12 km al sur de Jerónimo Cortés se ubica el ápice del abanico más reciente (el quinto). El principal abanico que conforma este sistema (siendo el mayor) tiene su ápice pocos kilómetros aguas arriba de las ciudades de Río Segundo-Pilar, prolongándose con direc-

Carignano et al.: Geomorfología

ción SO-NE con cotas entre 390 y 75 m s.n.m. Este abanico se extiende, al norte, desde un paleocauce que nace cerca de Despeñaderos (diferenciable claramente en imágenes satelitales), y con dirección SO-NE pasa por Lozada, Cañada de Machado, Pedro Vivas y cerca de Santa Rosa de Río Primero, se integra con el sistema de paleocauces del Paleoabanico del Suquía. Otro canal principal de la zona norte del paleoabanico, que corre sobre la margen izquierda del valle del Xanaes, pasa por Santiago Temple y con dirección SO-NE se prolonga hasta muy cerca de la Laguna del Plata, estando ocupado en los 20 km finales por la cañada del Manantial, actual afluente del río Suquía (Carignano y Úngaro 1988a). Esta cañada ocupa una depresión de 600 m de anchura, limitada por barrancas de 1 m de altura media. Hacia el sur, el paleoabanico abarca un sistema de paleocauces que con dirección NO-SE pasa por Laguna Larga, Impira, Las Junturas, que forman las nacientes del Arroyo Las Junturas-Calchín (el paleocauce más grande y austral del Xanaes), y luego en dirección OSO-ENE continúa por Sacanta hasta la depresión de Jeanmarie, a la cual ingresa cerca de Devoto (Fig. 2). Los canales de mayor jerarquía del abanico en la zona media a distal se disponen con un trazado subparalelo al de la faja actual del Xanaes (Carignano y Úngaro 1988a). Los interfluvios muestran un patrón radial, generado por los mecanismos de avulsión de los canales. El área localizada al oeste del canal Plujunta y al norte del río Xanaes corresponde a un sector de mayor cota relativa del paleoabanico con pendiente de muy bajo gradiente regional al noreste, escasa erosión fluvial y potente cubierta loéssica, sobre la que se han desarrollado suelos con perfiles evolucionados. Este paisaje presenta localmente un suave microrelieve alterado por la aparición de algunas hoyas de deflación, dunas disipadas y cañadas. Los materiales que componen el sistema deposicional del abanico están formados por sedimentos finos (arenas muy finas a limos arcillosos, Formación Lagunilla del Plata del Pleistoceno tardío; Kröhling e Iriondo 1999) y arenas finas a medias limitadas a las fajas generadas por los canales principales, de dirección general SO-NE y reconocibles por tramos de 15 km de longitud individual típica. El modelo individual de dispersión de los derrames fluviales asociados a los canales del abanico, que forman un típico diseño distributario, permite inferir su extensión areal y morfología original, reconocible en imágenes satelitales pero de difícil identificación en el campo (Fig. 2). El segundo abanico, de acuerdo a su tamaño, que compone el sistema del Xanaes se ha desarrollado en ambiente

típico de llanura (con cotas entre 140 y 75 m s.n.m.), con ápice inmediatamente al este del sector donde comienza el tramo canalizado del río Plujunta (área de El Tío) y limitado al este por la escarpa de flexura del Sistema de fallas TostadoSelva. Presenta un paisaje de llanura suavemente ondulada, con leve pendiente al noreste. Es un área intensamente afectada por derrames del abanico y posteriormente sometida a acción eólica, que generó lomas y depresiones con orientación preferencial al noreste. Este abanico presenta una elevada densidad de canales recientes, lo que demuestra que la avulsión y migración de canales secundarios fueron frecuentes. Se destaca allí una faja con un anchura típica de ca. 5 km que presenta una alta concentración de canales. Algunos de ellos, con rumbos SO-NE y oeste-este y reconocibles por tramos de pocos cientos de metros a 5 km de longitud, 8 a 10 m de anchura y traza irregular a meandrosa, tienen buena expresión en el paisaje, debido a su reciente edad y a su grado de incisión (entre 0,5 y 3,5 m bajo el nivel general de la superficie del abanico). Actualmente estos canales están inactivos desde el canal Plujunta. Numerosas cañadas aparecen en el área. Los sedimentos superficiales están afectados por pedogénesis incipiente ya que están sometidos a la acción de una capa freática salina fluctuante en el perfil. El sistema depositacional del paleoabanico del Xanaes está cubierto por un potente manto de loess del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano (Formación Tezanos Pinto, Kröhling e Iriondo 1999), que colmató y enmascaró en alto grado los canales del abanico y en menor medida las áreas intercanales (Fig. 6). Los procesos de deflación y acumulación eólica posteriores remodelaron parcialmente los interfluvios y generaron campos de dunas y hoyas de deflación. Los primeros definen un paisaje suavemente ondulado, con lomas arenosas y materiales más finos en las áreas de interdunas, mientras que en otros sectores la arena fina cubre todo el paisaje formando un delgado manto, estabilizado por el desarrollo de suelos. Las dunas del ambiente distal del abanico aparecen en general con alto grado de disipación, reconociéndose como lomas de perfil convexo en su cumbre y vertientes rectas en sus flancos, elongadas en dirección general SO-NE, de 200 a 600 m de longitud individual, 400 m de anchura máxima y hasta 2 m de altura relativa. En un sector de la planicie entre las fajas fluviales de los ríos Xanaes y Ctalamochita (entre las localidades de Villa del Rosario, Río Primero y Río Segundo) aparecen pequeños campos de dunas parcialmente disipadas, con un relieve interno de 3 a 4 m y con una distancia entre crestas de 200 y 400 m. Estos campos de dunas, principalmente generados por deflación

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de los materiales de derrame del abanico del Xanaes, se encuentran separados por sectores planos horizontales, donde dominan materiales loéssicos. Las cubetas de deflación son un rasgo morfológico difundido, especialmente en el área distal del abanico. Son depresiones elongadas con rumbo SO-NE y otras circulares, con diámetros típicos entre 200 y 300 m y profundidad menor a 1 m, actualmente ocupadas por lagunas temporarias. Faja fluvial del río Xanaes (río Segundo): El río Xanaes o Segundo nace de la confluencia de los ríos Anisacate y Los Molinos (este último represado desde 1953), en el valle de Alta Gracia-San Agustín, al noroeste de la localidad de Despeñaderos. Desde allí se dirige al noreste con un diseño rectilíneo con marcados cambios de dirección y atravesando la Elevación Pampeana (Figura 2 y 3), llegando a adquirir un diseño angular hasta la ciudad de Río Segundo desde la cual, con dirección noreste, mantiene un curso aproximadamente paralelo al Suquía. Después de atravesar la localidad de Arroyito, tuerce su curso al norte, hacia la Laguna Mar Chiquita. La longitud del río Xanaes, calculada entre la falda oriental de la sierra y la costa de Mar Chiquita, es de unos 270 km. El valle del río Xanaes, hasta aproximadamente 20 km al este de su inicio, presenta una anchura de 1,5 km y tres niveles de terrazas; desde allí y hasta Capilla del Carmen (15 km aguas abajo de Villa del Rosario) sólo se reconocen dos niveles (Carignano y Úngaro 1988a). A partir de este sitio las terrazas gradualmente desaparecen, el valle se ensancha notablemente (de 3 a 6 km) y su cauce se separa en varios brazos sobre una planicie en la que se destacan numerosas paleoformas fluviales pertenecientes a dos sistemas superpuestos: uno meandriforme y otro entrelazado (Carignano y Úngaro 1988a). En la zona próxima a Villa del Tránsito estos sistemas convergen hacia un canal único meandriforme, que continúa su recorrido por una planicie fluvial de 1 km de ancho, hasta las proximidades de El Fuertecito, donde se desvía por una canalización artificial realizada sobre un paleocauce (Cañada Plujunta), hasta desembocar en la Laguna Mar Chiquita, al SO de la ciudad de Miramar. Kanter (1935) describe las características hidrológicas del área previamente a la canalización de la Cañada Plujunta, con el objetivo principal de drenar la zona anegable conocida como pantanos boscosos de El Tío. Antes de la canalización (1927), el río circulaba por una serie de canales menores, incluso ocupando parcialmente varias cañadas que hacia el este se integraban en el arroyo de los Guevara y que hacia el noreste se unían al arroyo Saladillo, formando un curso que lle-

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vaba la denominación de río Segundo Viejo (o arroyo del Garabato) y que con rumbo sur-norte y SSO-NNE drenaba la depresión de Jeanmarie. El tramo final del río Xanaes ocupaba un valle de 5 km de anchura, que se extiende entre Jerónimo Cortés y la escarpa del Sistema de fallas TostadoSelva, donde se divide en varios brazos de carácter temporario, los que ocasionalmente llegaban hasta la laguna La Africana (Carignano y Úngaro 1988a y b). El río Xanaes ha generado deltas en las desembocaduras de la cañada Plujunta y de su antiguo cauce en la laguna Mar Chiquita (Martínez 1991). Paleoabanico aluvial del río Ctalamochita (río Tercero): Es el mayor de los paleoabanicos de la planicie fluvioeólica central (ca. 14.000 km2) y está conformado por la superposición de cuatro abanicos principales cuyos ápices se ubican: entre Almafuerte y Río Tercero (el primero), en Pampayasta (el segundo), a 5 km al este de Arroyo Algodón (el tercero) y en Villa María (el cuarto). Este enorme paleoabanico definido por Ferpozzi (1988a y b) y Carignano (1996, 1997a y b, 1999) se extiende desde el piedemonte de la sierra de Los Cóndores (390 m s.n.m.) hasta la depresión tectónica Cañada de San Antonio (100 m s.n.m.), con la que limita por el oriente y la planicie loéssica de Marcos Juárez-Corral de Bustos (110 m s.n.m.), ubicada al ESE, de la que está separada por el río Saladillo (Fig. 2). Hacia el norte está marginado del piedemonte por un sistema de paleocauces que parten, en dirección SO-NE, desde el ápice de Almafuerte-Río Tercero, pasando por Colonia Almada, Oncativo hasta Las Junturas donde se integran con el sistema austral de paleocauces del Xanaes (arroyo Las Junturas-Calchín), desde donde coalesce con el paleoabanico del Xanaes (Fig. 2). Por el sur, se extiende hasta un sistema de paleocauces cubiertos por loess, que con dirección NOSE, parte desde Río Tercero pasando al sur de Tancacha, Hernando y Dalmacio Vélez. A partir de esta última localidad los paleocauces son más definidos y se integran en el Arroyo Chazón que más al sureste desemboca en la depresión de Saladillo, y que oficia de límite con el paleoabanico del Chocancharava (Fig. 2). Los dos abanicos más antiguos se encuentran completamente cubiertos por un manto de loess y sólo son reconocibles por la presencia de paleocauces que presentan un diseño distributario radial, que parte de los ápices mencionados. Estos paleocauces no han sido completamente obliterados por la cubierta loéssica y son perfectamente reconocibles en las imágenes satelitales y modelos digitales del terreno. Los

Carignano et al.: Geomorfología

paleocauces mayores aún funcionan como sistemas independientes drenando parte de la llanura (Arroyos Las Junturas, Algodón, Las Mojarras, Cabral, etc.). Los abanicos cuyos ápices se ubican en Arroyo Algodón y Villa María (los más nuevos) son coalescentes lateralmente y sus partes externas se integran en una extensa planicie de derrames distales que hacia el sureste, transicionalmente se integra con la planicie loéssica de Marcos Juárez-Corral de Bustos. El paleoabanico de Arroyo Algodón se presenta como una planicie muy suavemente ondulada, con leve pendiente al noreste, que se caracteriza por la presencia de una gran cantidad de fajas fluviales constituidas por planicies aluviales bien definidas surcadas por paleocauces meandriformes, con evidencias de frecuentes avulsiones y migración de canales secundarios. Algunos de estos cauces, que presentan una orientación SO-NE y oeste-este, son bien reconocibles por su traza irregular a meandrosa y porque no han sido completamente cubiertos por el loess. La mayoría de ellos son inactivos (aunque muchos han sido canalizados artificialmente) y están afectados por erosión eólica, que ha excavado cubetas de deflación circulares en su interior, favorecida por la presencia de una freática salina fluctuante que aflora en períodos húmedos. Los paleocauces de la zona distal de este abanico adquieren un diseño subparalelo bien definido y están siendo profundizados por erosión retrocedente iniciada en la depresión tectónica Cañada de San Antonio. El abanico de Villa María conforma una amplia planicie con pendiente muy baja al sureste, que se destaca por sus paleocauces de orientación oeste-este y NO-SE, separados por extensos interfluvios casi planos, y porque alberga la faja fluvial activa del río Ctalamochita. Este abanico se encuentra cubierto por un manto de loess que hacia el sur, gradualmente se hace arenoso; coincidentemente con la aparición de un sistema de dunas longitudinales, muy disipadas, de orientación SSO-NNE, a las que se asocian corredores de deflación de igual dirección, que se le sobreimpone e interfiere con el drenaje. Estas dunas marcan el límite septentrional del Mar de Arena Pampeano definido por Iriondo (1990) e Iriondo y Kröhling (1996). En toda la zona sur, como en la sudoriental y oriental, el paleoabanico del Ctalamochita está afectado por procesos de deflación que han generado dunas parabólicas con cubetas de deflación en su interior, y ahondado tramos de paleocauces, los que están ocupados por lagunas efímeras y bañados, muy condicionados por la posición de la freática.

Faja fluvial del río Ctalamochita (río Tercero): El río Ctalamochita está formado por la confluencia de los ríos Santa Rosa, Grande y de la Cruz, cubierta actualmente por los lagos artificiales de los embalses de Cerro Pelado (1986) y Río Tercero (1936). Luego de atravesar la Sierra Chica, por un valle con meandros encajados en rocas del basamento y sedimentos cretácicos, continúa su recorrido hacia el este y, al norte de la ciudad de Almafuerte, siendo nuevamente embalsado con la presa de Piedras Moras (1979). Desde allí contornea el extremo sur de la Elevación Pampeana (bordeando la Dorsal de Las Bajadas) y alcanza el piedemonte, excavando un valle estrecho (0,5 a 2 km de anchura) y profundo, donde ha labrado tres niveles de terrazas que se extienden hasta 5 km al este de la ciudad de Río Tercero. Luego continúa encajado en un valle muy angosto de 0,5 a 1 km (Fig. 3) con dos niveles de terrazas hasta la localidad de Pampayasta; donde se reconoce el ápice de un paleoabanico pleistoceno. Desde allí continúa hacia el sudeste, marginado por un solo nivel de terrazas bajas, hasta la ciudad de Villa María. El tramo del cauce que se extiende hasta 15 km al este de la ciudad de Bell Ville presenta un notable aumento de sinuosidad, estando incidido en la llanura entre 6 y 8 m. El último segmento del cauce actual, de dirección NO-SE, está representado por segmentos rectilíneos cortos unidos por curvas suaves, limitado por barrancas de 6 a 10 m de altura. El valle que lo contiene está poco insinuado en el paisaje y aparece compuesto por pendientes laterales simples y fondo cóncavo, sin terrazas asociadas. Tiene 1,5 a 2 km de anchura y profundidades que se acentúan gradualmente en dirección aguas abajo (desde 1 a 8 m) y se extiende hasta la localidad de Saladillo donde confluye con el río Chocancharava (Cuarto). Paleoabanico aluvial del Río Chocancharava (Cuarto): Este paleoabanico, de aproximadamente 6.000 km2, tiene cuatro ápices principales que de oeste a este se sitúan: 6 km aguas arriba de la ciudad de Río Cuarto, en la zona donde el río intercepta la prolongación austral del Sistema de fallas de la Sierra Chica frente al alto del Espinillar-Chucul; en San Ambrosio, coincidente con el extremo norte del bloque de Levalle; en proximidades de Reducción, cuando el curso ingresa a la llanura y en La Carlota, previo a su ingreso a la depresión del Saladillo. Tal como lo señalara Carignano (1996, 1997a y b, 1999), esta megaforma está construida por yuxtaposición, progradación e incisión de abanicos aluviales cuya posición estuvo fuertemente controlada por los cambios climáticos ocurridos durante el Cuaternario (Fig. 6) y secundariamente por actividad neotectónica (Degiovanni et al.

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2005). El paleoabanico del río Chocancharava se desarrolla hacia ESE-SE, entre los 470 y 120 m s.n.m., y está mejor representado hacia la margen sur del cauce actual. Su perfil longitudinal tiene una pendiente de 0,4–03 % hasta Reducción y desde allí hacia el este, disminuye a 0,2–0,1%. En corte transversal, en general, muestra un perfil ligeramente convexo inclinado hacia el sur, con gradientes muy suaves (0,3– 0,1%). Presenta un relieve moderado a suavemente ondulado (desniveles del orden de 2–10 m) resultado de la interferencia, durante el Pleistoceno tardío y Holoceno, de la actividad fluvial del río Chocancharava con la eólica asociada a la construcción del gran Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c; 1999). En consecuencia, el paisaje conforma un mosaico compuesto por paleocanales de orientación dominante oeste-este y NO-SE (al norte y sur del cauce actual, respectivamente), cubiertos y/o modificados por deflación y acumulación eólica asociada a vientos del SSO y NNE. En las áreas deprimidas se desarrollan ambientes lagunares y de bañados. Toda el área está cubierta por depósitos arenosos finos a muy finos, con potencias variables, que constituyen campos de dunas longitudinales holocenas con variado grado de disipación y dunas parabólicas sobreimpuestas, algunas de las cuales presentan sectores activos. Cantú y Degiovanni (1984) y Degiovanni et al. (2005) identifican tres sectores: a) planicie medanosa con paleocanales cubiertos, b) planicie medanosa con paleocanales anegados y c) sistema lagunar La Felipa. a) La planicie medanosa con paleocanales cubiertos comprende el sector occidental de este abanico y una faja situada a ambos lados del curso actual, donde el relieve es más elevado, el nivel freático está más profundo, la cubierta eólica es importante y la mayoría de los paleocanales permanecen secos la mayor parte del año. Localmente el relieve es ondulado y las morfologías eólicas se superponen a las fluviales ortogonalmente. Así, se reconocen bajos elongados en dirección NO-SE, discontinuos y sinuosos, con anchura variable entre 100 y 350 m correspondientes a paleocanales de moderada sinuosidad, cubiertos por un patrón de dunas longitudinales de orientación SO-NE a las que se asocian corredores de deflación de igual dirección. En la actualidad algunos de ellos se inundan estacionalmente y constituyen bajos hidrohalomórficos. Dispersas en todo el sector, pero concentradas preferentemente al sur de Las Acequias, Reducción y Alejandro, se disponen dunas parabólicas históricas (PEH, Cantú 1992), de hasta 3 km de eje mayor, cuyas cubetas son ocupadas por lagunas en los ciclos más húmedos. En este sector (especialmente al oeste de Reducción), Degiovanni y

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Doffo (1993) y Blarasín (2003), en base a perfiles expuestos y perforaciones hidrogeológicas, describen la alternancia de secuencias fluviales areno-gravosas hasta arenosas medias, con otras más finas fluviales y eólicas. Los materiales más gruesos se vinculan a ciclos fluviales de mayor energía y clima más húmedo, del Pleistoceno medio-tardío y más antiguos, mientras que los más finos a los ciclos más áridos (Pleistoceno tardío y Holoceno tardío principalmente) y comprenden secuencias fanglomerádicas, arenosas finas, loéssicas con niveles de calcretos. b) La planicie medanosa con paleocanales anegados es un ambiente de pendiente general inferior al 0,2 % que se reconoce en el sector sur-sudeste del abanico y se caracteriza por presentar una condición de drenaje impedido, ya que el nivel freático está muy próximo a la superficie o aflorando. La densidad de paleocanales es más alta y la mayoría de ellos están ocupados por lagunas en rosario, de carácter permanente, asociadas a otras que sólo se anegan en los ciclos más húmedos. Las depresiones que ocupan estos humedales no conservan sus formas primitivas ya que han estado sujetas a distintos ciclos de deflación, proceso que aún continúa en los períodos secos, donde se exponen extensas planicies salino-alcalinas. Los paleocanales tienen sinuosidad variable, desde rectilíneos hasta meándricos regulares, y tal como ya se indicara en este capítulo, tienen continuidad hacia el este (Santa Fe). La potencia de la cubierta eólica es variable y las dunas longitudinales tienen menor expresión, aunque al sur de Los Cisnes y de La Carlota se reconoce un sistema de lagunas elongadas situadas en corredores de deflación. En algunos sectores dominan patrones de acumulación-deflación mientras que en otros, hay importantes cordones medanosos parabólicos, parcialmente activos. Los materiales que componen esta unidad también reflejan la alternancia de episodios fluviales/aluviales, lagunares, eólicos y pedogenéticos, pero dada su posición en la cuenca, en general las secuencias cuaternarias aluviales son finas (Degiovanni et al. 2005; Blarasín 2003; Chiappero 2013). c) El sistema lagunar La Felipa se localiza al sur de la localidad de Ucacha, en el sector medio septentrional del abanico, donde los paleocanales se interdigitan con el sistema del arroyo Chucul. Presenta un relieve ondulado con pendientes generales del 0,2 al 0,4 % y locales de hasta 2,5 %, originado por una sucesión de dunas longitudinales de orientación aproximada N 20–25° E entre las que se sitúan cuerpos lagunares, elongados en la misma dirección, ocupando los sectores más deprimidos de los corredores intermédanos, sometidos a intensa deflación (Degiovanni et al. 2012). Las

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lagunas presentan un perfil asimétrico donde la mayor profundidad se localiza en el borde oriental. Muchas de ellas están colmatadas o en vías de colmatación constituyendo áreas de bañados. Entre las más importantes merecen citarse la laguna La Felipa, con una superficie actual de ca. 3 km2 pero con un área ya sedimentada del orden de los 30 km2. El arroyo Chucul interconecta, ya sea naturalmente o canalizado, varias de estas lagunas donde desarrolla pequeños lóbulos deltaicos. En distintos sectores del área existen evidencias de paleoactividad fluvial, muy disipados por la cubierta eólica arenosa holocena. Faja fluvial del río Chocancharava (río Cuarto): Comienza a partir de la unión de los ríos Piedras Blancas y Las Cañitas y pocos kilómetros aguas abajo recibe a los ríos San Bartolomé/La Invernada y de las Barrancas/Seco. En el sector pedemontano su traza está fuertemente controlada por estructuras conjugadas de rumbo SO-NE y NO-SE y, en menor grado norte-sur. En general todos los tributarios exhiben una tasa de incisión importante en este ámbito. La faja fluvial del sistema Piedras Blancas-río Cuarto y hasta la confluencia con el río Seco, tiene dirección SO-NE, ancho variable entre 600–1500 m, dos niveles de terrazas, canal rectilíneo y lecho dominantemente rocoso/cohesivo, con rápidos y saltos menores, observándose “meandros rectangulares” encajados o semiconfinados en secuencias cementadas de la Formación Pampiano (Pleistoceno medio a tardío) o Chocancharava (Pleistoceno tardío). A partir de los aportes de los ríos Las Cañitas, San Bartolomé y muy especialmente del río Seco, se incrementa marcadamente la carga de fondo areno-gravosa, el canal se ensancha y adopta un diseño entrelazado ligeramente sinuoso (Ulla 2008). A diferencia de los cursos anteriores, este río no atraviesa obstáculos estructurales significativos, desde que abandona el piedemonte y rápidamente adopta las características de un río de llanura, con cauce muy ancho y lecho arenoso. Desde la confluencia con el río Seco y hasta la ciudad de Río Cuarto, corre en dirección NO-SE por una extensa planicie aluvial de unos 2 km de anchura media (y de hasta 4 km en proximidades de la ciudad homónima), con cauce de baja a moderada sinuosidad (Degiovanni et al. 2005), con dos niveles de terraza hasta el paraje Colonia del Carmen. Desde este sitio y hasta 20 km al este de Río Cuarto, profundiza su valle manteniendo los 2 km de anchura media, controlado por estructuras tectónicas y presentando tres niveles de terrazas. En distintos segmentos de este tramo se exponen sedimentos cohesivos pleistocenos (toscas) en el lecho.

Desde Río Cuarto y hasta la localidad de Reducción fluye en dirección este y, a partir de las fallas de Reducción y Alejandro Roca-Pampayasta, cambia su dirección hacia el sudeste (Degiovanni et al. 2005). Desde unos 10 km al oeste de Reducción presenta un cauce con un patrón meandriforme de alta sinuosidad y elevada tasa de estrangulamiento en una llanura aluvial bien desarrollada en la que se destacan meandros abandonados, algunos ocupados por cuerpos lagunares. En este tramo, se identifica un nivel de terraza muy discreto que se extiende hasta un poco al este de Alejandro Roca. A partir de allí, el río mantiene un curso general hacia el ESE encajado en sus antiguos derrames, hasta alcanzar aguas abajo de La Carlota una zona muy plana prácticamente horizonal, con depresiones generadas por deflación eólica que dan origen a grandes bañados. La cuenca baja está caracterizada por un curso de sección transversal reducida, canalizado en su tramo final, que ingresa a los bañados del Saladillo e incide en una serie de abanicos de derrames de edad holocena (Degiovanni et al. 2005). Aguas abajo de La Carlota se reconocen varios paleocauces; el río presenta un cauce meandriforme con dirección general al este, donde es canalizado hacia la laguna de Olmos o bañados del Saladillo. Hasta allí el curso del Chocancharava tiene una extensión de aproximadamente 300 km. A partir de los bañados del Saladillo continúa hacia el noreste, con la denominación de río Saladillo, hasta confluir con el Ctalamochita, próximo a la localidad Saladillo, y formar el Carcarañá. En este tramo el valle fluvial tiene entre 2 y 5 km de anchura y profundidades cercanas a los 10 m, y está parcialmente cubierto por un campo de dunas holoceno. Cerca de su confluencia con el Ctalamochita se asocia al cauce del Saladillo un nivel de terraza discontinuo. Faja fluvial del río Carcarañá: Los estudios sobre el río Carcarañá se iniciaron con los trabajos de Pasotti y Castellanos (1963). Posteriormente Vázquez et al. (1979) y Capitanelli (1979) realizan descripciones hidrológicas y geomorfológicas respectivamente. Pasotti (1963) reconstruye la historia hidrológica destacando que el primer segmento del Carcarañá, de rumbo OSO-ENE pudo corresponder a un tramo del Saladillo, previo al levantamiento del bloque de Armstrong (parte sur del Bloque San Guillermo). Según la autora, al unirse el Ctalamochita al Saladillo se establece un nuevo nivel de base para el primero (río Paraná) y el inicio de la fase de incisión por erosión retrocedente hasta alcanzar el tramo meandriforme del Ctalamochita, en la Provincia de Córdoba. Pasotti y Albert (1991, 1995) avanzan en las des-

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cripciones hidrológicas de detalle, mientras que Kröhling (1998, 1999) realiza un estudio geomorfológico y la estratigrafía del Cuaternario tardío de la cuenca. El río Carcarañá nace de la confluencia de los ríos Ctalamuchita y Chocancharava, fluye hacia el este y próximo al arroyo de las Tortugas se desvía hacia el sudeste por control estructural, uniéndose al arroyo más al sur y manteniendo un rumbo norte-sur, formando el limite interprovincial Córdoba-Santa Fe. Aguas abajo recibe al arroyo de Las Mojarras y, con dirección general SO-NE y evidente control estructural cruza a la Provincia de Santa Fe hasta desembocar en el río Coronda frente a Puerto Gaboto, próximo al río Paraná. Tiene unos 240 km de largo y diseño meandriforme encajado. La faja fluvial superior del Carcarañá en Córdoba atraviesa la Planicie Loéssica de Marcos Juárez-Corral de Bustos con rumbo general oeste-este, formada por una sucesión de segmentos de distinta orientación, controlados por el paleodrenaje y los sistemas de fracturas. Ocupa un valle fluvial de 3 a 10 km de anchura, limitado por pendientes bien definidas, con profundidades medias de entre 14 y 20 m y máximos de hasta 30 m (en segmentos menores). En algunos sectores su fondo está formado por toscas, las que por su mayor resistencia a la erosión dan origen a pequeños saltos y rápidos del cauce actual. En algunos sitios aparece un nivel de terraza de 200 a 400 m de anchura, limitado por barrancas de varios metros de altura que localmente colapsan por deslizamientos rotacionales. Planicie loéssica de Marcos Juárez - Corral de Bustos: Constituye el extremo este y sudeste de los abanicos aluviales de la Planicie fluvioeólica central (Fig. 2), con los que se conecta muy transicionalmente a través de un ligero cambio de pendiente entre las partes distales de estos, representados por vertientes de gradiente muy reducido, que se unen a los sectores planos casi horizontales de esta sub-unidad. Se destaca por la presencia de una red de paleovalles fluviales de dirección general SO-NE, siendo muchos de ellos la continuación del sistema de grandes paleocauces de los abanicos de los ríos Ctalamochita, Chocancharava y Popopis. En el sector noreste, está limitada por la escarpa de la falla San José del Salteño, que la conecta con la depresión de San Antonio. Hacia el sur, se extiende hasta los valles actualmente ocupados por los arroyos de Las Tortugas y de Las Mojarras, en el límite interprovincial; en el sudeste la unidad se continúa en la Provincia de Santa Fe. Los paleovalles alcanzan 200 a 500 m de anchura regular

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y 2 a 8 m de profundidad, estando suavizados por la cubierta loéssica del Pleistoceno tardío (Formación Tezanos Pinto). Localmente pueden reconocerse en su fondo segmentos de paleocauces rectos o presentando curvas suaves, de 1 a 5 km de longitud y de 50 a 100 m de anchura común y traza recta. Algunos paleocauces son diferenciables en imágenes satelitales a partir de la alineación de hoyas de deflación de hasta 100 m de diámetro, siguiendo el rumbo de dichos cauces. En general, los paleocauces se encuentran actualmente ocupados por cañadas (ej. cañada Santa Lucía) y las hoyas convertidas en lagunas temporarias (Kröhling 1998). Paleocauces de baja significancia morfológica y sutil expresión en fotomosaicos e imágenes satelitales (depresiones poco profundas y limitadas por pendientes de muy bajo gradiente, cubiertos por loess y en general cultivados) constituyen un típico patrón colinear de dirección general SO-NE (tramos de 2 a 5 km de longitud y de 25 a 100 m de anchura y afectados por el desarrollo de hoyas de deflación de 50 a 150 m de diámetro). Dichos paleocauces fueron descriptos por Pasotti y Canoba (1979) como paleocañadas, es decir, antiguas cañadas consecuentes generadas durante un periodo húmedo, que atraviesan de manera ortogonal bloques tectónicos menores de la región y que se presentan rectas, subparalelas y con un espaciamiento regular. En el sudeste de la unidad (área de Camilo Aldao), los paleocauces alcanzan mejor definición, integrándose hacia las lagunas Jume y de Las Mojarras. Estas lagunas permanentes ocupan depresiones de origen eólico, que se han desarrollado sobre un paleocauce localizado en el fondo de un paleovalle principal. Los paleocauces presentan anchura variable debido a la presencia de hoyas de deflación elipsoidales excavadas en su interior (con eje mayor de orientación SO-NE). Estas depresiones están anegadas y sus bordes resaltados por concentraciones salinas. El paleovalle del arroyo de Las Mojarras presenta un perfil asimétrico de aproximadamente 4 km de anchura y 25 m de profundidad respecto a la pendiente lateral izquierda. En su tramo inferior, un paleocauce con sinuosidad media y de 400 a 600 m de anchura ocupa el fondo del valle; alcanzando este en su tramo final alcanza un anchura de 2 km, representado por un plano de muy baja pendiente y anegable. El arroyo está canalizado en su mayor parte. Los paleovalles de la unidad que se extiende al sur del río Carcarañá fueron interpretados por Iriondo (1987) como geoformas generadas por el río Popopis. Según dicho autor, estos valles se desarrollaron a favor de lineamientos tectónicos preexistentes y fueron modificando la traza según la

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dinámica hídrica, hasta que el proceso se interrumpía por avulsión, lo que explicaría la transición observada en imágenes satelitales entre fajas rectas y sinuosas. El área sur de la unidad (especialmente al sur de Corral de Bustos-Monte Maíz) comprende el límite transicional entre el Mar de Arena Pampeano (al sur) y la Faja Periférica Loéssica (al norte) -Kröhling 1998-. En imágenes satelitales, las zonas con predominio de arena eólica sobre loess, de unos pocos cientos de metros a varias decenas de kilómetros de superficie, se destacan a partir de sus diferencias tonales y texturales. En el paisaje se diferencian sectores planos horizontales (mantos de arena) a lomas arenosas de dirección principal SO-NE (compuestas por largas pendientes simples y de bajo gradiente con una altura media de 2 a 3 m), cuyos bajos topográficos se presentan afectados por una mayor densidad de hoyas de deflación circulares a elipsoidales (eje mayor con orientación SO-NE). Depresión tectónica de la Cañada San Antonio Esta unidad fue referida como fosa tectónica de San Antonio por Pasotti (1963, 1987) fundamentalmente sobre la base de observaciones topográficas; posteriormente fue caracterizada por Kröhling (1998) con la denominación que se utiliza aquí. Presenta una dirección general NO-SE, comprende un sector del límite interprovincial Santa Fe-Córdoba, y se extiende desde los 31°35’S (área Colonia. Prosperidad-Quebracho Herrado) hasta los 32°42’S (al norte de General Roca), con una anchura variable entre 7 y 21 km. Al igual que la Depresión de Jeanmaire (que es su continuación al norte, ver Fig. 2), es una depresión lineal somera y relativamente ancha, de traza recta y bordes definidos, que funciona como colector local del escurrimiento superficial e hipodérmico de parte de la depresión. Debido a que no tiene cauce natural definido, por la alta rugosidad provocada por la presencia de vegetación y su escasa pendiente, el escurrimiento es muy lento y concentra temporariamente las aguas. Su fondo plano tiene una pendiente de escaso gradiente hacia el sur (0,5‰) y está ocupado por una faja de bañados y pantanos bordeados por suelos salinos. La depresión es el colector del escurrimiento superficial del margen este de la Provincia de Córdoba, con drenaje parcial hacia el río Carcarañá a través del arroyo de Las Tortugas (al sur), que ha sido canalizado de manera artificial, y el que a su vez recibe por el norte al canal San Antonio, excavado en la cañada del mismo nombre. La depresión está limitada por los taludes correspondientes a la escarpa de la falla Tostado-Selva -SFTS- (el orien-

tal) y a la escarpa de la falla San José del Salteño (Pasotti 1987) -el occidental-; estando ambos mejor definidos en el sector sur. Su límite sur coincide con una fractura que se ubica a pocos kilómetros al norte de General Roca (Pasotti 1987). El margen oriental de la depresión está representado en el área norte por un talud convexo-cóncavo y de 5‰ de gradiente. En el sector sur se convierte en un talud compuesto por segmentos de 200 a 300 m de longitud individual que presentan pendientes variables, y alcanzan en total una anchura de 4 a 8 km. El desnivel medido entre las partes más deprimidas de la depresión (74 m s.n.m.) y la cota máxima del Bloque San Guillermo junto a la escarpa del Sistema de fallas Tostado-Selva en el área próxima a Gral. Roca, alcanza 50 m. El margen occidental de la depresión, en el norte, corresponde a una vertiente recta y simple, cuyo gradiente aumenta hacia el sur (1 a 1,5‰). En el sector sur, el desnivel estimado entre el fondo de la depresión y las áreas adyacentes del oeste es de 25 m. Ambas pendientes estructurales de la depresión están atravesadas por paleovalles fluviales, presentando mayor desarrollo los ubicados sobre la pendiente oriental. Estos, en el sector sur, alcanzan 4 a 7 km de longitud, 1 a 2 km de anchura y llegan a tener hasta 10 m de desnivel. En el paisaje se reconocen como valles asimétricos con fondo plano, que han avanzado por erosión retrocedente sobre la superficie del Bloque de San Guillermo (en la Provincia de Santa Fe), e incluso se prolongan al este de las cotas máximas del bloque. Dichos valles están suavizados por la cubierta loéssica del Pleistoceno tardío. El arroyo de Las Tortugas, que es el cauce más definido que se encuentra en esta depresión, en el sector meridional de ésta presenta un trazado angular (en parte ocupando la red ortogonal de paleocauces) que podría reflejar una intensa fracturación a nivel de basamento (entre -1.000 y -1.500 m) según datos gravimétricos de la zona (Huerta 1973; Pasotti 1987). Por el flanco oeste de la depresión, con una dirección general OSO-ENE y SO-NE, ingresan paleocauces de varios kilómetros de longitud y 170 a 300 m de anchura, generalmente rectos o presentando curvas suaves. Estos alcanzan mayor definición, continuidad y densidad en el interior. Este patrón de tipo colineal del sudeste de Córdoba fue considerado por Pasotti (1974) como una paleo-red de drenaje pleistocena. En la mitad sur de la depresión de la cañada San Antonio se diferencian además paleocauces de dirección NNOSSE y NO-SE que se entrecruzan con la citada red de paleo-

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cauces. En las intersecciónes de estos sistemas se han formado depresiones ocupadas por lagunas circulares de 200 a 300 m de diámetro. En varios sectores del sudeste de la provincia, Pasotti (1963) ha descripto ese patrón de paleocauces que se integran en una amplia red con lagunas actuando como nodos, al que denominó sistema de “lagunas estrelladas”. Los paleocauces que integran la red están parcialmente enmascarados por sedimentos eólicos finos, y muchas veces convertidos en ambiente de pantanos temporarios. Sobre la carpeta loéssica del Pleistoceno tardío se han labrado numerosas hoyas de deflación circulares a elipsoidales (con el eje mayor de dirección NE-SO) y de 50 a 300 m de diámetro, principalmente afectando los paleocauces. Una serie de perfilajes geoeléctricos realizados en diferentes sectores de la depresión y una perforación de investigación localizada en el fondo (32°S y 62°10’O) permitieron hallar, a una profundidad de 32,5 m, un depósito arenoso de evidente origen fluvial, cubierto por materiales loessoides sedimentados en ambiente palustre. Esa arena fluvial fue datada por OSL en ca. 110 ka (Iriondo 2010; Kröhling et al. 2013). Estos descubrimientos, junto con evidencias geomorfológicas, permiten suponer la existencia de un paleocauce del río Dulce (o de un cauce colector del Dulce y el Salado del Norte), que en el Pleistoceno tardío se extendía al sur de la Laguna Mar Chiquita, previo a su formación, drenando hacia el río Paraná a través del río Carcarañá, según lo propuesto por Castellanos (1959), Kröhling e Iriondo (1999) y Mon y Gutiérrez (2005, 2009). Ese sistema fluvial habría ocupado las actuales depresiones de las cañadas Jeanmaire (al norte) y San Antonio (al sur). Planicie eólica arenosa del sur Abarca el sector sur de la provincia, al sur de los 33°00’S, y se caracteriza por la presencia de grandes formas de deflación (Iriondo, 1990a,b y c), campos de dunas y mantos de arena que se sobreimponen a las geoformas fluviales de los ríos Popopis y Chocancharava conformando un complejo ambiente de interferencia eólico-fluvial (Fig. 6). Esta unidad, definida por Carignano (1996, 1997a y b, 1999), es parte del extremo noreste del extenso sistema eólico del Pleistoceno tardío denominado Mar de Arena Pampeano -MAP- (Iriondo 1990a y b y c; Iriondo y Kröhling 1996) que abarca el centro del país. Este sistema se prolonga en el sudeste de San Luis, sur de Santa Fe, centro-norte de Buenos Aires y norte de La Pampa, exhibiendo un complejo patrón de construcción-reactivación, y estabilización-disipación de dunas con el desarrollo de geoformas erosivas eólicas y flu-

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viales (Dillon et al. 1987, Iriondo et al. 2011). La evolución del paisaje de esta parte de la provincia se produjo básicamente por la acción de cuatro procesos actuantes en el Cuaternario tardío: deflación, disipación de dunas, desarrollo de fajas fluviales y pedogénesis. Las geoformas mayores de la planicie arenosa del sur son megadunas y depresiones de origen fluvial, que posteriormente fueron retrabajadas por acción eólica. Debido al elevado grado de disipación que actualmente presentan, estas geoformas son poco perceptibles en el terreno y más fácilmente identificables en imágenes satelitales. Localmente pueden hallarse enmascaradas por depósitos más jóvenes (Carignano 1996, 1997a y b 1999). Ferpozzi (1988a y b) señala que la dinámica hídrica actual y las geoformas resultantes en el sudeste de la provincia están fuertemente influenciadas por los relieves heredados de paleoformas eólicas y fluviales. Estudios regionales en el Mar de Arena Pampeano (Iriondo et al. 2011; Iriondo y Kröhling 2007 y bibliografía allí citada) permitieron deducir una secuencia de eventos reflejados en el paisaje actual de la región, que se sintetizan en: 1) Amplia actividad constructiva del Mar de Arena Pampeano durante el EIO 4 (ca. 80/75–65/60 ka), caracterizada por el desarrollo de megadunas longitudinales, principalmente en el centro-oeste del sistema. 2) Modelado de las formas eólicas por una serie de procesos vinculados a: fijación de los cuerpos de dunas generadas en el período anterior (expresado por un paleosuelo), desarrollo de grandes fajas fluviales y la posterior disipación de las dunas, resultando en un rebajamiento del relieve eólico heredado (truncamiento del suelo y formación de depósitos de disipación) y fundamentalmente un nuevo desarrollo pedológico en el tope de los campos de dunas disipados (paleosuelo, ascensos del nivel freático y activación de la dinámica fluvial). Estos procesos se vinculan a algunos de los sub-estadíos (húmedos/áridos) del EIO 3 (65/60–30/25 ka). 3) Nueva generación de campos de dunas y desarrollo de mantos de arena durante el EIO 2 (30/25–16 ka), principalmente en el UMG (Formación Teodelina; Iriondo y Kröhling, 2007, que en el noreste del Mar de Arena Pampeano tapó de manera parcial las redes fluviales previamente desarrolladas (EIO 3). Las arenas removilizadas cubrieron sólo en forma parcial la región y el tamaño de las dunas fue mucho menor. El escenario climático del EIO 2 fue similar al del EIO 4. 4) Pedogénesis en el tope de los depósitos eólicos disipados (16–14 ka). 5) Generación de numerosas hoyas de deflación (cuya orientación indica en la región dos regímenes de vientos dominantes: oeste-este y SSO-NNE), especialmente afectando fajas fluviales e in-

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cluso las dunas del EIO 2 y con disipación de dunas durante el período seco del Pleistoceno final equivalente al Dryas Tardío (Younger Dryas, 14–11 ka), caracterizado en la región por una dinámica dominantemente erosiva. 6) Desarrollo de un suelo en los depósitos eólicos disipados durante el Optimum Climaticum del Holoceno (9–5 ka), acompañado por una probable fase de máxima extensión de las lagunas y de reactivación de la red fluvial. 7) Desarrollo de campos de megadunas parabólicas (Fig. 10) y longitudinales de orientación sur-norte y SSO-NNE (el episodio morfogenético más importante registrado en el paisaje) y truncamiento del suelo holoceno durante el período semiárido del Holoceno tardío (3/3,5–1,4/1 ka). 8) Indicadores pedológicos y limnológicos durante el período húmedo medieval o Máximo Medieval (1,4–0,8 ka), acompañado por un episodio menor de disipación de las dunas del Holoceno tardío. 9) Movilización de arena eólica en el período semiárido equivalente a la Pequeña Edad del Hielo (PEH, entre el siglo XVI y mediados del siglo XIX), coincidente con el período colonial en la Argentina, con formación de pequeños campos de dunas en algunas áreas y deflación concentrada en los bajos topográficos y salinización, con generación de un delgado manto discontinuo de arena en el noreste del Mar de Arena Pampeano hasta el paralelo 34° S. 10) Desarrollo de lagunas temporarias, cañadas y bañados ocupando depresiones eólicas

y fluviales generadas en los períodos previos, relacionado con el exceso de agua en el paisaje debido al clima actual. En el noreste del Mar de Arena Pampeano, Iriondo et al. (2011) identificaron cuatro tipos de megadunas: longitudinales, en escamas, parabólicas y arqueadas (este último tipo identificado sólo en el sur de Santa Fe). Las megadunas longitudinales se generaron durante la primera fase de evolución del sistema. Son estructuras lineales que aparecen en un patrón muy regular, con dirección SSO-NNE y sur-norte marcando una suave curva antihoraria. Tienen longitudes individuales de 50 a 200 km y amplitudes de 3 a 5 km entre crestas. Las alturas relativas actuales entre crestas y senos son de 3 a 5 m, aunque el relieve original fue probablemente de varias decenas de metros. Los procesos de disipación transformaron el relieve y actualmente son perceptibles solamente en imágenes remotas (Iriondo et al. 2011). La extensión original del campo de dunas en la provincia alcanzaría el área entre Italó y Laboulaye (M. H. Iriondo, com. pers.). El paisaje general está caracterizado por largas pendientes de bajo gradiente, alternantes con sectores completamente planos horizontales y depresiones alargadas con rumbo S-N, actualmente ocupadas por pantanos y lagunas temporarias. Las megadunas en escamas forman un extenso campo de dunas en el sudeste de la provincia, siendo un área típica la que se extiende entre Canals, Arias y La Cesira. Dichas geo-

Figura 10: Megadunas parabólicas de Canals. (Modificado de: Iriondo et al. 2011 e Iriondo 2010). a) Mapa de las dunas y ubicación de sondeos. b) Sección transversal esquemática de la megaduna. c) Modelo digital del terreno del área abarcada en el mapa 10a. y posición de los sondeos. d) Fotografía de la megaduna.

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formas tienen formas semicirculares a triangulares apuntando hacia el norte. Son notablemente regulares en forma y tamaño en toda el área, con 5 a 7 km de longitud y 4 a 6 km de anchura. Se reconocen en modelos digitales del terreno procesados. Estas estructuras habrían sido generadas en el período seco del Holoceno tardío. Los espesores típicos de la unidad sedimentaria que constituye el cuerpo de la duna disipado son de 3 a 5 m (Iriondo et al. 2011). Las megadunas parabólicas son complejos irregulares que se distribuyen en forma agrupada en un paisaje dominantemente plano del noreste del Mar de Arena Pampeano (Iriondo et al. 2011). Iriondo (2010) cita campos de megadunas de 30 a 50 km2 de superficie individual al sur de La Carlota, en el área de Canals, en un sector al norte de General Levalle y en la zona de Huanchillas. Carignano (1999) también expresa que pueden aparecer aisladas en la llanura arenosa. Se identifican a partir de su característica forma en U con brazos de diferente longitud (Fig. 10). El campo de Canals tiene dunas con rumbo SSO-NNE, de entre 6 y 8 km de longitud, con 0,3 y 0,7 km de anchura individual en cada ala y 5 m de altura relativa típica (Iriondo y Brunetto 2008; Iriondo et al. 2011). Se reconocen en modelos digitales (Fig. 10) y cartas topográficas y alcanzan buena expresión en el paisaje. El relieve interno de estos campos de dunas es de 2 a 4 m de altura, con depresiones elípticas a circulares (incluyendo el interior de los arcos parabólicos), actualmente convertidas en pantanos temporarios acompañados por suelos salinos. La unidad formacional que la compone es la Formación San Gregorio (Iriondo y Kröhling, 2007; Iriondo 2010), de edad Holoceno tardío. En el ámbito de la Planicie arenosa del sur se reconocen los siguientes ambientes geomorfológicos: a) Depresión de Curapaligüe-Saladillo, b) Planicie sudoriental con campos de dunas, c) Planicie arenosa de Moldes-Malena, d) Depresión del Tigre Muerto, e) Campo de dunas de Villa ValeriaLaguna Oscura, f) Abanico aluvial del río Popopis (Quinto) y g) Faja fluvial del Río Popopis. Depresión Curapaligüe – Saladillo: Es una extensa área deprimida (150–115 m s.n.m) de orientación SO-NE que colecta gran parte del drenaje proveniente del sur de las Sierras de Córdoba y de la región comprendida entre los ríos Tercero y Quinto, conduciéndolo a través del río Saladillo hacia el río Carcarañá (Fig. 2). En ella se alojan una serie de humedales interconectados, entre los que se destacan de norte a sur los bañados del Saladillo, el sistema lagunar La Brava-Santa Ana-La Chanchera y el bajo de Curapaligüe.

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Según Cantú y Degiovanni (1984) y Degiovanni et al. (2005), es ésta una depresión estructural asociada a la falla Bajos del Saladillo (de posible actividad cuaternaria). El relieve de la depresión es plano-cóncavo con pendiente general hacia el noreste y su eje se sitúa hacia su margen sudeste, al pie de un desnivel topográfico que varía de 6 a 8 m en su extremo norte, y que disminuye hasta hacerse imperceptible en el sur. La falla fue indicada por Pasotti (1991), a partir de la identificación en fotografías aéreas de paleocauces divagantes del río Saladillo, que fueron abandonados por interrupción del escurrimiento hacia el este debido al hundimiento muy reciente de bloques tectónicos menores. La depresión presenta un relieve complejo, resultante de la yuxtaposición de geoformas fluviales, eólicas y palustreslagunares generadas en diferentes períodos climáticos del Cuaternario. Las morfologías fluviales, de orientación preferencial SO-NE, corresponden a paleocauces de los ríos Quinto (mayoritariamente) y Cuarto (en menor medida) que han sido asignados a los subestadios húmedos del EIO 3 (65/60–30/25 ka; Cantú y Degiovanni 1984 y 1987; Degiovanni et al. 2005; Iriondo y Kröhling 2007). Las geoformas eólicas están representadas por campos de dunas longitudinales y parabólicas y formas de deflación sobreimpuestas, de edad pleistocena y holocena, relacionadas a eventos secos que van desde EIO 4 hasta la PEH (Iriondo et al. 2011; Iriondo y Brunetto 2008; Degiovanni et al. 2005). Los sistemas interconectados de lagunas y bañados constituyen los rasgos más representativos de la unidad, y se instalan en las depresiones de origen eólico y fluvial, producto del mejoramiento vinculado al Optimum Climaticum del Holoceno y al clima actual. Además, según Cantú y Degiovanni (1984) y Degiovanni et al. (2005) también podrían relacionarse con la generación de condiciones de drenaje impedido por posible actividad neotectónica en el Pleistoceno tardío. Como resultado de estos procesos, no se observan morfologías primarias puras, sino rasgos disipados por erosión, sedimentación y anegamiento. Los paleocanales del río Cuarto tienen una dirección NOSE y se localizan en la mitad norte de la unidad (al oeste de la laguna La Brava, localidad de Olmos), mientras que los del Quinto, de orientación SO-NE, dominan en el sector centro–sur (Ruiz Díaz de Guzmán, Laboulaye, Curapaligüe). En ambos casos se trata de cursos sinuosos, ocupados por lagunas permanentes o temporarias, cuya anchura y profundidad se ha modificado marcadamente por la sucesión de ciclos de anegamiento y deflación. Hacia el borde occidental de la depresión, las lagunas se

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disponen en rosario siguiendo el eje de los paleocanales siendo en general pequeñas y elongadas (0,6/1 x 0,3 km). En los sectores más deprimidos, los formas fluviales se desdibujan totalmente y se solapan lateralmente (deflación, colmatación), alojando cuerpos lagunares de mayores dimensiones (hasta 7–8 km de eje mayor) como La Chanchera y Santa Ana. Las lagunas asociadas a formas eólicas primarias (Cantú y Degiovanni, 1987), tienen en general orientación más regular, SO-NE, y se corresponden con corredores entre dunas longitudinales y cubetas de deflación aisladas o asociadas a dunas parabólicas. En general todos los cuerpos lagunares son poco profundos y, los de mayor superficie, exhiben lunetas de arcillas en diversas posiciones indicando la alternancia de ciclos húmedos y secos. En los bordes de lagunas y bañados y en las áreas muy planas de toda la unidad hay eflorescencias salinas, vinculadas a las fluctuaciones del nivel freático de aguas subterráneas sulfatadas y/o cloruradas sódicas (Blarasín et al., en este volumen). Estas condiciones hidrológicas han favorecido el desarrollo de suelos halohidromórficos (policíclicos), sobre materiales aluviales, lagunares y/o eólicos arenosos muy finos/limosos, donde son frecuentes los niveles de fragipanes y duripanes, que actúan como nivel de base de procesos de deflación y constituyen el piso de varios cuerpos lagunares. Las áreas positivas en esta unidad constituyen planicies muy suavemente onduladas, sobreelevadas entre 2 y 5 m respecto a las zonas más bajas, donde apenas son perceptibles los antiguos campos de dunas debido a su alta tasa de disipación. Las de mayor extensión se sitúan en proximidades de Assunta (al noreste de laguna Santa Ana) y en el alto de Guardia Vieja -oeste de Laboulaye- (Degiovanni et al. 1991; Chebli et al. 2005). Los procesos activos están muy vinculados a las condiciones climáticas e hidrológicas regionales. En los ciclos húmedos, dominan procesos de anegamiento, por ascenso del nivel freático y acumulación de excedentes pluviales, y de inundación/sedimentación, asociado a los aportes líquidos y sólidos de los sistemas superficiales que descargan en la depresión. En los períodos secos, se exponen extensas áreas de suelos salinizados, las cuales son deflacionadas a fines de invierno-primavera, potenciando la salinización-alcalinización de los suelos circundantes. La mayor tasa de sedimentación se registra en los bañados del Saladillo, por los aportes del río Chocancharava, y en la depresión de Curapaligüe- lagunas Las Acollaradas y Santa Ana-, por los caudales sólidos de los arroyos Santa

Catalina, del Gato y muy especialmente El Ají. Las canalizaciones de estos cursos recorren la unidad desde el sudoeste, interconectando lagunas (las cuales actúan como receptoras de sedimentos) y, a través del canal La Brava, descargan en los bañados del Saladillo. En este último humedal, fuertemente canalizado en las últimas décadas, ha disminuido notoriamente la superficie ocupada por bañados y lagunas permanentes. Planicie sudoriental con campos de dunas: El paisaje de la subunidad está dominado por las megadunas parabólicas y longitudinales, cubriendo en forma discontinua una superficie general sumamente horizontal. Éstas alternan con depresiones que corresponden a tramos de grandes paleocauces generados durante el EIO 3 y pertenecientes a una paleored fluvial muy probablemente desarrollada por el río Popopis (Iriondo y Kröhling 2007). Actualmente dichas depresiones están transformadas en cañadas y lagunas encadenadas con orientación SO-NE (Fig. 2). Otras depresiones fueron producidas por deflación y afectando el interior de dichos paleocauces. Un segmento preservado de una de las fajas fluviales aparece al noreste de Arias; tiene 11 km de longitud y de 2 a 3,5 km de anchura y está limitado por un campo de dunas disipado, con diferencias altimétricas máximas de 4 m. Respecto al origen de la cañadas del área, Ferpozzi (1988a) interpreta que se trata de bajos o depresiones longitudinales heredadas de paleorrelieves eólicos y que en las condiciones morfogenéticas actuales funcionan concentrando el escurrimiento. Iriondo y Kröhling (2007), en cambio, deducen un primer origen fluvial para las mencionadas cañadas. En el resto del área, los interfluvios en general corresponden a extensas áreas planas y prácticamente horizontales o con pendientes poco perceptibles debido a la disipación casi total de las megadunas del EIO 4 (Kröhling 1998). Su superficie fue cementada por procesos pedogénicos y epigenéticos (calcreta), dificultando la infiltración del agua de lluvia y favoreciendo la formación de bañados. Dicha superficie se detectó por debajo de las megadunas parabólicas a una profundidad entre 5,5 y 8 m en el área de Canals a partir de datos de resistividad eléctrica (Iriondo y Brunetto 2008). Esta superficie poligénica aparece en superficie o muy cerca de ella (cubierta por dunas disipadas o un manto policíclico de arena eólica) en el área ubicada inmediatamente al sur de La Cesira y al este de Laboulaye (sector Leguizamón-Rosales), extendiéndose en el área ocupada por la laguna La Picasa, en el sudoeste de Santa Fe. La existencia de una calcreta en

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el tope de los depósitos de disipación eólica limitó la deflación en los eventos semiáridos subsiguientes. Las dunas generadas durante el EIO 2 son en general regulares, de centenas de metros de longitud y dirección principal sur-norte, que han colmatado parcialmente los cauces de los ríos Tercero y Quinto. Las depresiones eólicas generadas a fines del Pleistoceno tardío tienen forma generalmente circular o elíptica con clara orientación SO-NE. Bajo el clima actual se encuentran en general anegadas y afectadas por procesos limnológicos. Algunas hoyas presentan lunetas a sotavento de la depresión. Un área típica del borde del Mar de Arena Pampeano en la provincia aparece entre las localidades de Cavanagh y Arias. En una distancia de 18 km, el extremo sur de esa transecta está caracterizado por megadunas sobre las que se diferencian pequeñas lomas de 2 a 4 m de altura y depresiones en un patrón irregular, el extremo norte está expresado por un plano loéssico dominante, con lomas arenosas y depresiones aisladas (Iriondo et al. 2011). Planicie Arenosa de Moldes y Malena: Es una llanura constituida por los derrames distales de los cursos de agua que drenan la vertiente oriental de la Sierra de Comechingones (Fig. 2), al sur del río Ctalamochita, y por acumulaciones de arenas de los importantes ciclos eólicos del Pleistoceno superior y Holoceno (Fig. 6). En ella se reconocen algunas fajas fluviales y abanicos aluviales medios y distales que, en general, se encuentran muy disipados y cubiertos por las arenas del Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c; 1999). Esta unidad, de relieve suave a moderadamente ondulado, tiene una pendiente general hacia el sudeste del orden del 0,5 a 0,1 % y, aproximadamente, se extiende entre las cotas 550–250 m s.n.m. En algunos sectores, especialmente al noreste y ONO, el relieve interno es más irregular, por la presencia de altos estructurales y depresiones asociadas, paleocauces y/o dunas con mayor expresión topográfica. Entre las morfoestructuras se destacan: el alto de Santa Catalina-del Golf, de orientación submeridiana que controla a los arroyos Santa Catalina y Las Lajas, como también al río Chocancharava (Degiovanni et al. 2005; Doffo y Degiovanni 1993; Doffo y Bonorino 2006). Asociada a este alto (hacia el oeste) están las depresiones de Colonia El Carmen y arroyo Chico, donde se alojan humedales sostenidos por afloramiento de la freática, las que en períodos secos presentan extensas áreas de suelos salinizados sujetas a deflación. Los altos que limitan por la margen sur a los arroyos Las Lajas y del Gato están asociados a estructuras de rumbo este-oeste

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y NO-SE, respectivamente (Degiovanni 2008; Doffo 2007; Sagripanti 2006; Costa et al. 2005). En todos los casos estos altos (15–20 m de desnivel local) conforman lomas de cumbres planas o ligeramente convexas con flancos de pendientes del orden de 0,5–0,7% cubiertas por materiales arenosos finos del Holoceno donde se distinguen campos de dunas longitudinales y algunas dunas parabólicas sobreimpuestas (especialmente los situados en la margen sur de los arroyos Las Lajas y Sampacho). Los paleocanales mejor preservados de la unidad se localizan hacia el noroeste de la ruta nacional 8, tienen diseño rectilíneo a ligeramente sinuoso y pueden alcanzar hasta 200 m de anchura. Los mayores se asocian a los arroyos Santa Catalina, Las Lajas, del Gato y El Ají, algunos de los cuales se extienden hacia el sudeste y constituyen los paleovalles por donde circulan actualmente estos cursos y otros con nacientes en áreas de llanura (Los Jagüeles, Sampacho). La planicie está surcada por los arroyos Santa Catalina, Las Lajas, del Gato y El Aji, con nacientes en las Sierra de Comechingones, y Corralito, Sampacho y Los Jagüeles, que sólo drenan áreas del piedemonte y la llanura. Estos cursos, natural o artificialmente, descargan en la depresión del Tigre Muerto, a excepción del arroyo El Ají, que lo hace en la de Curapaligüe, exhibiendo un marcado proceso de incisión e integración, especialmente desde la última centuria, con valles angostos y profundos, perfiles longitudinales desajustados y varios frentes de retroceso (knickpoint) activos (Degiovanni 2008; Degiovanni et al. 2005, 2014; Andreazzini et al. 2014; Doffo et al. 2010; Degiovanni y Doffo 2005). Esta reactivación, asociada tanto a causas climáticas como a antrópicas, tiene importantes implicancias ambientales (erosión en tramos medios y bajos, sedimentación, colmatación de humedales) con afectación a la infraestructura vial y a los humedales, entre otras (Degiovanni et al. 2005, 2014). Los materiales dominantes en las lomas que conforman la unidad son secuencias fluviales con diferente grado de cementación, depósitos loéssicos con paleosuelos y sedimentos lacustres-palustres, cubiertos por arenas eólicas (Degiovanni et al. 2005; Degiovanni 2008; Costa et al. 2005). La cubierta de arenas se presenta como un manto relativamente uniforme del cual sobresalen dunas longitudinales de 2 a 4 km de longitud y orientación SO-NE, que presentan distinto grado de disipación. En proximidades de Holmberg y de Río Cuarto se reconocen campos de dunas longitudinales bien desarrollados, mientras que en el área central, en cercanías de Moldes y de Malena, la expresión en el relieve de las dunas es mínima. En varios sectores de esta unidad, especialmente

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hacia el noreste, aparecen dunas parabólicas dispersas, parcialmente activas, que presentan una dirección predominante NE-SO y dimensiones muy variables (0,7 a 5 km de eje mayor). A su vez se identifican amplios sectores deflacionados (depresión del arroyo Chico, nacientes del arroyo Corralito, zona unión Cortaderas-Zelegua y otras menores) con suelos y sedimentos más antiguos expuestos y eflorescencias salinas. Depresión del Tigre Muerto: Constituye un área deprimida ubicada en la parte distal de la planicie de Moldes Malena, que se corresponde con el bloque hundido asociado a la falla del Tigre Muerto (Fig. 2), presentando rumbo submeridiano, pendiente general hacia el sudeste-sur del orden de 0,20 % y un perfil transversal marcadamente asimétrico, situándose el eje de la depresión al oriente, al pie del Alto estructural de Levalle. Los desniveles entre ambos bloques disminuyen de norte a sur, desde aproximadamente 60 m hasta hacerse imperceptibles. Su borde occidental no tiene manifestación topográfica pero queda indicado por una serie de rasgos morfosedimentarios, hidrológicos y edáficos (lóbulos de derrames, materiales aluviales, freática subaflorante, suelos enterrados, entre otros), que coinciden con la traza de la falla San Basilio (Degiovanni et al. 2005). Esta sub-unidad a la que convergen los flujos subterráneos y superficiales que drenan el extremo austral de la Sierra de Comechingones y de las llanuras vecinas, tiene un nivel freático poco profundo o aflorante, y en ella se generan bañados y lagunas, en general temporarios, que ocupan cubetas de deflación circulares (150 a 300 m de diámetro) y paleocanales a los que se asocian suelos salinizados. Los arroyos del Gato y Santa Catalina son los tributarios principales que aportan a la depresión caudales líquidos que varían entre 1 y 120 m3/seg (estiaje y crecidas, respectivamente) y sólidos (arenosos finos-limosos) del orden de 0,5–6 kg/seg (Villalba et al. 2002 y 2005). Desde mediados del siglo pasado (décadas del ‘50 y ‘60), este humedal es drenado hacia la depresión del Saladillo a través de los canales La Cautiva (Aº del Gato) y Devoto (Aº Santa Catalina) y, desde el año 2004, se puso en funcionamiento la presa Tigre Muerto con el propósito de recuperar parcialmente su capacidad de almacenaje. En los sectores norte, occidental y sur de la sub-unidad, se observan paleoformas fluviales (lóbulos de derrames, paleocanales, etc.) que se encuentran cubiertos parcialmente por dunas longitudinales disipadas, de rumbo SO-NE y edad holocena, separadas por bajos interdunas localmente ocu-

pados por paleocauces y hoyas de deflación alineadas. Algunos médanos parabólicos históricos y suelos salinizados son comunes localmente (Cantú y Degiovanni 1984; Degiovanni et al. 2005). Los rasgos más antiguos permiten inferir la existencia de sistemas fluviales de envergadura que se integraban a la cuenca del río Quinto, como lo corroboran las secuencias sedimentarias atravesadas en perforaciones hidrogeológicas (hasta 350 m de profundidad) descriptas por Cabrera (2009), donde aparecen potentes depósitos fluviales asignados a la Formación Tigre Muerto (Mioceno, Blarasin et al. 2000), Alpa Corral y Chocancharava (Plio-Pleistoceno y Pleistoceno tardío, respectivamente, Cantú 1992). Durante el Cuaternario tardío, el área pasó a comportarse como una cuenca endorreica. Paleoabanico aluvial del río Popopis (río Quinto): El río Popopis ha desarrollado en la llanura arenosa del sur un paleoabanico aluvial (Fig. 2) que cubre una superficie de ca. 4.000 km2 y está conformado por un conjunto de paleocanales y paleoderrames del Pleistoceno tardío-Holoceno (Fig. 6), cuya expresión topográfica está muy disipada por acumulación y/o deflación eólica asociada al desarrollo del manto arenoso policíclico del Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c; 1999). Se extiende aproximadamente desde los 380 m s.n.m., al oeste, hasta los 150 s.n.m., al este de los bañados de La Amarga y tiene en general muy bajo gradiente, del orden de 0,3–0,1 % y desniveles locales no superiores a 3–4 m, asociados fundamentalmente a formaciones medanosas. Se destacan dos ápices principales, uno en la Provincia de San Luis próximo al límite con Córdoba (Justo Daract), cuando el río atraviesa el sector pedemontano meridional de las Sierra de Comechingones y, el otro, 8–10 km aguas abajo de Villa Sarmiento, previo al ingreso a los ambientes centro-orientales más deprimidos. El abanico más occidental se reconoce sólo al sur del cauce actual, el cual está controlado por un lineamiento de rumbo NO-SE (Kostadinoff y Gregori 2004), y está integrado por paleocanales NO-SE y ONO-E-SE, de moderada sinuosidad, cuya anchura varía entre 80 y 130 m, reconociéndose otros secundarios de 20–30 m de anchura. Los de mayor grado de preservación se sitúan entre la presa Los Chañares y Villa Sarmiento, constituyendo bajos muy suaves de 1–2 m de desnivel local, cubiertos por mantos de arena removilizados y algunas dunas parabólicas dispersas estabilizadas. Hacia el sudeste (Del Campillo, Nicolás Bruzone, Mataldi, Jovita) los paleocanales están parcialmente cubiertos por dunas longi-

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tudinales de orientación SE-NO y en algunos sectores deflacionados y ocupados por lagunas interconectadas alimentadas por aporte freático. Coexisten en el paisaje lagunas de orientación similar ubicadas en los corredores de deflación interdunas, resultando un mosaico complejo de bañados, suelos salinos y lagunas de origen fluvial, eólico y mixto. En general estos ambientes deprimidos tienen una anchura de 500–600m y una longitud variable entre 2 y 7 km. El segundo paleoabanico está mejor representado al noreste del cauce actual y está conformado, principalmente, por paleocanales de sinuosidad media y orientación SO-NE y oeste-este, cubiertos por depósitos eólicos removilizados (arenas eólicas y loess) y dunas parabólicas (0,5–1,5 km de eje mayor), algunas de las cuales tienen sectores activos a sotavento (especialmente al oeste y noreste del puente ubicado sobre ruta nacional 35). Algunos de los paleocanales se interdigitan con otros provenientes de la Depresión del Tigre Muerto, atraviesan la de Curapaligüe y la planicie sudoriental e ingresan al sur de la Provincia de Santa Fe. Se interpreta que estos cursos conformaban una importante red de drenaje en el EIO 3 (Cantú y Degiovanni 1984; Iriondo y Kröhling 2007; Degiovanni et al. 2005). Los paleocanales fueron parcialmente cubiertos y deflacionados durante el ciclo árido del UMG. Algunos de ellos están ocupados por lagunas y bañados. El más moderno de los paleoabanicos es aquél desarrollado en forma previa al ingreso del río Popopis a los bañados de La Amarga, y está conformado por algunos paleocauces mayores y cursos menores de desbordes. Este extenso humedal, que actuaba como área de descarga de este curso, desde hace algunas décadas, asociado a ciclos húmedos y canalizaciones, constituye un área de tránsito, donde el río ha incidido 6–7 m y, presenta saltos y rápidos de erosión retrocedente (Degiovanni 2008; Degiovanni et al. 2005, 2014; Becher Quinodóz 2014). La interacción entre la dinámica fluvial del río Popopis y los procesos eólicos fue estudiada por Di Paola (1987) a partir de estudios mineralógicos de los sedimentos de la región, determinando que los materiales eólicos finos tienen composición mineralógica similar a las de las arenas del río Popopis. Los materiales que conforman esta unidad muestran una alternancia de secuencias aluviales arenosas finas limosas, limo arenosas finas, arcillosas, con distinto grado de diagénesis, y colores correspondientes a facies de canal, llanura de inundación, ambientes de bañados y palustres. Están en general cubiertas por sedimentos eólicos arenosos finos a muy

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finos, que suelen presentar niveles de paleosuelos y lagunares intercalados (Becher Quinodóz 2014). Faja fluvial del río Popopis (río Quinto): Los antecedentes de estudios geomorfológicos del río Popopis se remontan a estudios regionales que involucraban la cuenca en forma parcial o general. Entre ellos se destacan los realizados por Castellanos (1958), Frengüelli (1950), Pasotti y Castellanos (1963). Quintana Salvat y Romero (1993) elaboraron un estudio geomorfológico de la cuenca aplicado al control de las inundaciones. Costa et al. (2005) integraron descripciones geomorfológicas del valle fluvial en San Luis. El río Popopis nace en las Sierras de San Luis, de la unión de los ríos Grande y Trapiche (embalsados en el dique La Florida, desde 1953), se dirige hacia el sudeste, atravesando el piedemonte de dicha sierra, donde se construyó el dique Paso de las Carretas (1982) y penetra en territorio cordobés, en las cercanías de la ciudad de Justo Daract (San Luis). En este tramo su traza es mayormente recta pero presenta algunos segmentos de mayor sinuosidad, y ha excavado un valle de 1 a 1,5 km de anchura media que presenta niveles de terrazas (Ramonell et al. 1992). Su cauce discurre en una estrecha planicie aluvial con un marcado control estructural, que hacia aguas abajo alcanza hasta 1,5 km de anchura. Aguas arriba de Justo Daract recibe las aguas del denominado “río Nuevo”, que drena el faldeo sudoriental de las Sierras del Morro y el área de Villa Mercedes, que aporta grandes volúmenes de sedimentos (en general finos) al colector. En su primer segmento, ya en la Provincia de Córdoba, atraviesa una zona pedemontana cubierta por campos de dunas del Mar de Arena Pampeano, cuyas fuertes pendientes favorecen el entallamiento por erosión lineal retrogradante, que ha profundizado el valle (Quintana Salvat y Romero 1993). Próximo al límite interprovincial, la presa de regulación Los Chañares ha potenciado localmente la degradación del lecho aguas abajo, donde son comunes los rápidos y saltos en secuencias cohesivas pleistocenas (toscas). En la zona de Villa Sarmiento el cauce comienza a desarrollar un diseño meandriforme de alta sinuosidad que ocupa una planicie aluvial de unos 2 a 3 km de anchura, con un nivel de terraza asociado, que continúa hasta alcanzar una depresión donde forma humedales y lagunas, conocidos como bañados de La Amarga (antiguamente, Laguna Amarga). Es en esta zona que durante eventos extremos secos, el río se subsume, desapareciendo superficialmente. Durante los eventos húmedos el río Popopis sobrepasa los bañados de la Amarga, y a través de una serie de paleocauces

Carignano et al.: Geomorfología

retrabajados por deflación eólica, se abre en dos direcciones. La primera hacia el noreste por el denominado “Brazo Norte” que aporta sus aguas al Bañado del Destino, en el límite de las provincias de Córdoba y Santa Fe; y una segunda, en dirección sureste, pasando por las localidades cordobesas de Jovita e Italó, a través del mucho más importante “Brazo Sur” para ingresar en la Provincia de Buenos Aires en las cercanías de Banderaló. Cuando esto sucede anega los territorios próximos a las ciudades de General Villegas, América, y Trenque Lauquen. Desde allí, con curso divagante, el río Popopis tuerce hacia el noreste para confluir con el río Salado bonaerense en las cercanías de Mechita. Considerando sólo el componente endorreico, el río Popopis tiene una longitud de 375 km. Luego de reiteradas canalizaciones, los bañados de La Amarga constituyen un sector de tránsito, donde el río Popopis se ha profundizado marcadamente, con cabeceras de erosión retrocedente de hasta 2 m de altura (Becher Quinodóz 2014). Del mismo modo, Cisneros et al. (2002) señalan marcados procesos de erosión lateral y profundización en el tramo comprendido entre Villa Sarmiento y el ingreso a los bañados. Campo de dunas de Villa Valeria - Laguna Oscura: Es una extensa planicie cubierta por un gran campo de dunas que se extiende en las provincias vecinas de San Luis, La Pampa, Buenos Aires y Santa Fe (Planicie medanosa austral, González Díaz 1981; Llanura pampeana de arenas eólicas, Ramonell et al. 1993a y b; Región norte del Mar de Arena Pampeano, Iriondo y Kröhling 1995; Campo de dunas pampeano occidental y central, Zárate y Tripaldi 2012). Abarca el sudoeste de Córdoba y es atravesada por el río Popopis por lo que también recibió el nombre de Llanura medanosa del río Quinto (Cantú y Degiovanni 1984). Se trata de una planicie suavemente ondulada a plana (pendientes del orden de 0,1– 0,3 %) donde se destaca un campo de dunas longitudinales de dirección SE-NO y SSE-NNO, en general con alto grado de disipación. Según su orientación y características geomorfológicas, esta unidad puede subdividirse en tres grandes áreas: un sector ubicado al norte del río Popopis, que conforma el campo de dunas de Laguna Oscura, y al sur de éste el campo de dunas de Villa Valeria, que se divide en un sector occidental en y otro oriental Blarasín y Sánchez 1987. Zárate y Tripaldi (2012) describen en el sur de San Luis dunas longitudinales (de hasta 25 km de longitud), pertenecientes a este campo, y sugieren un origen por coalescencia de dunas parabólicas y vientos provenientes del sudeste.

Iriondo y Ramonell (1993), Iriondo y Kröhling (1995), Iriondo et al. (2011) y Tripaldi et al. (2010) indican que la fuente principal de materiales habría sido el sistema fluvial del Bermejo-Desaguadero-Salado (fuente andina) y secundariamente las Sierras Pampeanas. Iriondo et al. (2011) señalan que las megadunas longitudinales con dirección SSONNE y sur-norte (marcando una suave curva antihoraria), constituyen un patrón más antiguo (EIO 4), muy disipado durante el o los eventos húmedos del EIO3 y posteriormente reactivado y cubierto por campos de dunas de menor expresión topográfica en el Pleistoceno tardío (EIO 2) y parte del Holoceno. Ramonell et al. (1992) deducen una edad pleistoceno tardía (UMG) para las dunas longitudinales y Holoceno tardío para algunos de los campos de dunas sobreimpuestos de San Luis. Cantú y Degiovanni (1984) y Cantú (1992), considerando aspectos estratigráficos, pedológicos y geomorfológicos, al campo de dunas longitudinales le asignan una edad Holoceno tardía, por correlación con la Formación Laguna Oscura (Degiovanni et al. 2005), mientras que al complejo de dunas parabólicas lo atribuyen al ciclo frío y árido de la PEH. Posteriormente Latrubesse y Ramonell (2010) y Tripaldi y Forman (2007), en el sudeste de San Luis, obtuvieron edades de estos campos de dunas por medio dataciones utilizando el método OLS (Optically Stimulated Luminescence dating), los primeros autores determinaron que corresponden al UMG, mientras que para la secuencia suprayacente alcanzaron edades inferiores la centuria (Tripaldi y Forman 2007). Kruck et al. (2011) dataron por el método IRSL (Infrared Stimulated Luminescence dating) dos muestras de un perfil de dunas en Vicuña Mackenna que dieron edades de ca. 12 y 3 ka en coincidencia con dos períodos constructivos eólicos referidos por Iriondo et al. (2011) para el norte y noreste del Mar de Arena Pampeano (Pleistoceno tardío y Holoceno tardío). Iriondo (2010) refiere removilización de arena eólica durante la PEH en un área de unos 1.500 km2 en la que se hallan las localidades de Paunero y Washington. Por otra parte, Giordano (2008) describe en proximidades de Huinca Renancó cenizas volcánicas correspondientes a la erupción del Quizapú en 1932, cubiertas por materiales arenosos finos, lo cual indica removilizaciones recientes en el Mar de Arena Pampeano. El campo de dunas de Laguna Oscura presenta un relieve ondulado (pendiente media 0,3–0,4 %) donde se destacan dunas parabólicas de diferentes tamaños (Fig. 11), originadas por vientos de dirección NE-SO, sobreimpuestas a un campo

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Geología de Superficie

de dunas longitudinales de orientación SO-NE. Todo el conjunto está compuesto por arenas muy finas cuya composición mineralógica indica área de proveniencia mixta, andina y pampeana (Ramonell et al. 1992; Iriondo y Kröhling 1995; Zárate y Tripaldi 2012). Las dunas parabólicas se presentan aisladas o bien formando dunas compuestas, y están rodeadas de mantos de arena removilizados. Las formas de mayores dimensiones alcanzan hasta 5 km de longitud de eje mayor, las intermedias entre 1 y 1, 5 km y las más pequeñas 0,2–0,5 km; los desniveles locales son del orden de 5–8 m, en las más conspicuas. La mayoría de estas dunas están asociadas a cubetas de deflación que, en muchos casos, están ocupadas por lagunas y bañados (Fig. 11), por lo general permanentes, de profundidad moderada y bordes muy vegetados, a excepción de las mayores que presentan bordes erosivos escarpados (Cantú y Degiovanni 1987). La mayor parte de las dunas parabólicas se encuentran estabilizadas por vegetación y por la presencia del nivel freático próximo a la superficie; no obstante hay sectores con reactivaciones que presentan cadenas de dunas barjanoides móviles sobreimpuestas (Blarasín 1984). En las últimas décadas se reactivaron procesos de deflación, vinculada a deforestación, inadecuado manejo de los suelos (Degiovanni et al. 2005; Tripaldi et al. 2010; Becher Quinodóz 2014). Las dunas longitudinales tienen entre 2 y 5 km de longitud, espaciamiento interduna de 200–300 m; su expresión topográfica es mínima, pero son más notorias y continuas hacia el norte. La unidad no presenta una red de drenaje organizada y no hay rasgos de erosión hídrica, pero es área de descarga del arroyo Chaján, el cual es canalizado hasta la Laguna Oscura. Además, desde 1986, constituye el área de tránsito del canal del arroyo El Ají, hacia la Depresión de Curapaligüe. Este curso desborda en sectores deprimidos al oeste de Fragueiro, mientras que en proximidades de Pretot Freire presenta un canal muy incidido, con procesos de erosión lateral y retrocedente activos (Degiovanni et al. 2014). El Campo de dunas de Villa Valeria, sector occidental, se extiende desde el límite con la Provincia de San Luis hasta una línea imaginaria que une Del Campillo con Huinca Renancó, desde los 290 hasta aproximadamente los 220 m s.n.m. El relieve es suavemente ondulado (desniveles locales de orden 2–3 m) y está dominado por dunas SE-NO, con alto grado de disipación, localmente retrabajadas y cubiertas por mantos arenosos y algunas dunas parabólicas dispersas (especialmente hacia el oeste). Los corredores interdunas están espaciados 1,5 a 2 km, pero en algunos sectores se

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hacen imperceptibles y se observan extensas áreas planas de disipación. Los corredores muestran la acción de reiterados ciclos de deflación que generan depresiones elongadas, en pocos casos subredondeadas, que alojan bañados y lagunas encadenadas, permanentes y temporarias (Cantú y Degiovanni 1987), que se hacen más notorias hacia el este. En esta subunidad se reconocen algunos sistemas de escurrimientos superficiales encauzados en las depresiones intermédanos, destacándose el arroyo Quetrú Luebú, de carácter permanente, que nace en un humedal de este origen y luego de recorrer aproximadamente 25 km, descarga en la laguna El 20. En los períodos secos todas las depresiones muestran bordes con eflorescencias salinas. En las últimas décadas con el avance de la frontera agrícola se han potenciado los procesos erosivos y de removilización de dunas y mantos de arena (Degiovanni et al. 2005; Tripaldi et al. 2010; Becher Quinodóz 2014). El Campo de dunas de Villa Valeria, sector oriental, se extiende desde los 220 hasta los 120 m s.n.m., presenta una pendiente muy tendida, relieve plano a plano-cóncavo, donde se destaca un sistema de dunas longitudinales de orientación SSE-NNO (100–130 km longitud, 2–3 km de anchura y 2 m relieve local) con un espaciamiento medio de aproximadamente 2,5 km y corredores de deflación ocupados por lagunas, bañados y playas salinas. Algunos humedales también se localizan en paleocanales del río Quinto, los cuales fueron modificados por diferentes ciclos de deflación. Los cuerpos lagunares son elongados y se encadenan en estas depresiones, constituyendo las vías de drenaje superficial hacia el sudeste. Tal es el caso del río Popopis que interconecta las lagunas La Legua, Nelson y La Margarita en tránsito hacia las provincias de La Pampa y Buenos Aires (Cantú y Degiovanni 1987; Degiovanni et al. 2005; Malagnino 1989). Esta situación hace que, dependiendo de los aportes del río Quinto, los escurrimientos superficiales locales y los subterráneos, este sistema de lagunas presenten una alta dinámica, convirtiéndose en áreas de circulación de agua, sales y sedimentos hacia la provincias vecinas, por lo que tiene una importancia hidrológica de trascendencia regional. En toda la unidad afloran materiales arenosos finos asignados al Holoceno tardío (Formación Laguna Oscura, Cantú 1992), cuya procedencia es volcaniclástica andina (Iriondo y Kröhling 1995). Altos estructurales del sur En el extremo sudoeste de la provincia, en la planicie arenosa emergen elevaciones muy discretas que corresponden

Carignano et al.: Geomorfología

Figura 11: Dunas parabólicas de Laguna Oscura. Imagen Google Earth.

a dos altos estructurales (El Cuero y Villa Huidobro-Huinca

forma parte de una extensa planicie estructural, parcial-

Renancó) localizados en el área central del alto gravimétrico

mente cubierta por mantos arenosos de distinto espesor.

de Rancul constituido por rocas del basamento (Kostadinoff et al. 2001), que representa el extremo septentrional de la

Alto El Cuero: Es una morfoestructura asociada a la falla

Dorsal Central Pampeana (Linares et al. 1980). Este ele-

Lonco Vaca (Stappenbeck 1911) de rumbo NE-SO y, se-

mento positivo que tiene su mayor desarrollo en la Provin-

cundariamente, a fallas de orientación NO-SE (Degiovanni

cia de La Pampa y termina en la zona sur de Córdoba (Fig.

2008, Elorriaga y Tullio 1998) tiene un perfil asimétrico, re-

2), está controlado por el corrimiento Valle Daza que sería

plicando el estilo geomorfológico de las Sierras Pampeanas.

continuación del mismo sistema de corrimientos que levan-

Su altura varía desde 290 a 250 m s.n.m. y su perfil trans-

tan las Sierras Pampeanas Orientales (Chernicoff et al. 2005).

versal asimétrico permite inferir que la vertiente norocci-

Los únicos afloramientos de rocas asociados a este alto

dental sería una escarpa flexural, que presenta pendientes

se encuentran en la Sierra Lonco Vaca (Provincia de La

del orden de 2 a 0,5 % y desniveles locales máximos de 40 m,

Pampa), situada 15 km al sudoeste, donde se encuentran

que decrecen hacia el noreste (15–20 m); mientras que la ver-

rocas metamórficas precámbricas, intruidas por rocas gra-

tiente sudoriental, más tendida, sería la planicie estructural

níticas paleozoicas (Linares et al. 1980). Sobre este basa-

referida por Calmels (1996). Esta última se confunde con las

mento se disponen secuencias psefíticas-pelíticas miocenas

geoformas de la llanura vecina.

de la Formación Cerro Azul (Linares et al. 1980) que rema-

Al pie de la escarpa y en las depresiones internas se lo-

tan en una potente calcreta, la que, según Calmels (1996),

calizan lagunas, entre las que se destacan El Cuero, Tromel,

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Geología de Superficie

Ralicó, El 20, todas ellas con bordes intensamente deflacionados y suelos salinizados. No se registran rasgos de escurrimientos superficiales encauzados, pero se destaca una red dendrítica, desorganizada, desarrollada sobre las calcretas. El alto El Cuero está cubierto por los materiales que conforman la unidad manto policíclico del Mar de Arena Pampeano (Iriondo y Kröhling, 1995; Iriondo, 1990a,b y c, 1999), representado por campos de dunas disipadas y mantos de arenas removilizadas. Las dunas más antiguas (Pleistoceno tardío) tienen orientación SO-NE y se ubican en el sector sur; hacia el noroeste el relieve está conformado por un campo de dunas longitudinales SE-NO y, hacia el sudeste, se identifican algunas dunas parabólicas de dirección sur-norte (Holoceno tardío), parcialmente deflacionadas durante fases semiáridas-áridas posteriores. Alto de Villa Huidobro - Huinca Renancó: Es una elevación de orientación SO-NE, con frente de levantamiento al noroeste, pero con menor expresión topográfica que el anterior. Presenta un relieve moderado a suavemente ondulado, una altura de 220–180 m s.n.m y un gradiente hacia el este de 0,4– 0,2 %. Una perforación hidrogeológica realizada entre Villa Huidobro y Huinca Renancó (Giordano 2008), de 215 m de profundidad, no alcanzó rocas de basamento y atravesó una secuencia sedimentaria compuesta principalmente por margas, arcillas y capas de tosca, a excepción de los 3 m superiores compuestos por sedimentos arenosos finos a muy finos. En proximidades de la localidad de Huinca Renancó, en el borde oriental del alto, se exponen costras calcáreas, laminadas, con alto grado de diagénesis (Giordano 2008) de edad miocenas. Toda la unidad exhibe un relieve de dunas longitudinales de orientación SE-NO, pero las mejor preservadas se sitúan al noroeste de Huinca Renancó. En las cubetas de deflación y corredores interdunas se alojan lagunas, con bordes salinos, sujetas a deflación en periodos secos. CONSIDERACIONES FINALES La historia y configuración geomorfológica de la provincia muestra un marcado contraste entre las zonas serranas y las planicies (incluidos los bolsones del noroeste). La fisonomía de las sierras está dominada por geoformas generadas en períodos tan antigüos como el Mesozoico, las que se conservan como remanentes relictos o exhumados. Mientras que las llanuras adquieren su actual configuración geomorfológica en los últimos 80 ka. Carignano et al. (1999) y Carignano y Cioccale (2014)

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han postulado que la exhumación de relieves paleozoicos a gran escala en las Sierras de Córdoba es poco probable, por lo tanto las geoformas que se conservan de ese período, que sin dudas están exhumadas, tienen escasa extensión y son mayoritariamente paleovalles glaciales carboníferos (Carignano et al. 1999, y otros citados allí). Por otra parte, los datos termocronológicos (Löbens et al. 2011, Bense et al. 2013, 2014) refuerzan la hipótesis de que las Sierras de Córdoba tienen un relieve positivo al menos desde fines del Mesozoico (Carignano et al. 1999), lo que permite suponer que gran parte de sus geoformas no serían terciarias y aceptar que muchas habrían permanecido en superficie, o cerca de ella, desde el momento de su formación como señalaron Carignano et al. (1999), lo que implica que la deformación andina sólo es parcialmente responsable del actual relieve (Carignano et al. 1999, Löbens et al. 2011, Bense et al. 2013, 2014). Los eventos terciarios sólo modificaron parcialmente el paisaje mesozoico, esencialmente magnificando escarpes preexistentes, inclinando las superficies de erosión mesozoicas y causando una profunda incisión de las redes de drenaje en valles preexistentes. Entonces, la destrucción del relieve que siguió a la deformación andina fue intensa pero no suficiente como para enmascarar las características de la morfología mesozoica, y las geoformas puestas a consideración en este trabajo son evidencia de ello. Se ha determinado que en las sierras hay tres grupos mayoritarios de geoformas, genéticamente diferentes, que predominan en las distintas paleosuperficies (Carignano y Cioccale 2014). El primero son valles glaciares carboníferos exhumados, que generalmente están truncados por ellas, como el de Tasa Cuna. El segundo grupo son mayormente geoformas relictas (raramente exhumadas) representadas por las paleosuperficies más elevadas (Achala y Sierra Norte) que corresponden a restos de un frente de meteorización (etchplain), originado bajo condiciones ambientales cálidas y húmedas durante el intervalo Triásico tardío-Jurásico medio (Carignano et al. 1999), donde se encuentran remanentes de perfiles de meteorización como en Bosque Alegre, Achala, o los plutones de Alpa Corral, Calmayo y El Hongo. Algunas de las elevaciones que sobresalen de ellas son cerros residuales (bornhardts). El tercero está representado por las paleosuperficies que bordean los núcleos de las sierras, que habrían sido formadas por procesos de pedimentación, en climas semiáridos, durante un prolongado ciclo de denudación asociado con la ruptura de Gondwana. Dos niveles diferentes generadas por sendos ciclos erosivos, activados por eventos de extensión del Cretácico, y que habrían evolucio-

Carignano et al.: Geomorfología

nado independiente entre ellos, progresando conjuntamente (destruyendo las formas y depósitos sedimentarios precedentes), cada uno con su nivel de base particular. Son pedimentos muy regulares y planos, en los que se destacan formas relictas como cerros islas (monadnocks) y paleovalles cretácicos parcialmente exhumados. Dado el particular modo de progresión del sistema erosivo por pedimentación, en las partes centrales de estas paleosuperficies, mayormente se reconocen geoformas relictas que no habrían sido cubiertas nunca: Dique La Viña, Sierra de Pocho, Valle de San Carlos, Characato, Chaján, mientras que en los bordes es común encontrar geoformas total o parcialmente exhumadas como los inselbergs de Sauce Puncu. La morfología de las llanuras adquirió su actual fisonomía con los eventos ocurridos luego del Ultimo Interglacial (EIO 5, 128–65/60 ka) cuyo registro es un suelo poligénico muy desarrollado que se encuentra en el piedmeonte oriental de las sierras, durante el EIO 4 (80/75–65/60 ka) se produce una importante acumulación de loess, limos loéssicos, arenas eólicas y limos y arenas fluviales vinculado a condiciones climáticas áridas Iriondo y Kröhling (1995, 1996). Estos depósitos de loess nivelan el relieve y constituyen la base de todas las morfologías visibles en la llanura actual. El EIO 3 (65/60–30/25 ka) está representado por un mejoramiento climático con características complejas e irregulares, caracterizado por una significativa pausa en la sedimentación eólica, la estabilización de los interfluvios con el desarrollo de suelos, la disipación generalizada de las formas eólicas, el desarrollo de las grandes fajas fluviales de la llanura y la formación de grandes lagos (Carignano 1996, 1997a y b). El retorno de condiciones áridas a semiáridas se produce en el EIO 2 (30/25–16 ka), representado por un patrón morfo-sedimentario comparable al del EIO 4. En el Bolsón de las Salinas Grandes se generó la removilización de las arenas fluviales, con formación de dunas y mantos de arenas (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En la llanura y las cuencas del noroeste se formó una nueva generación de abanicos aluviales, con menor desarrollo que la precedente (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En el ambiente de la Planicie fluvio-eólica central y la Elevación Pampeana se depositaron los mayores espesores de loess, especialmente durante el UMG (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Los paleolagos de Salinas Grandes y Ambargasta fueron ocupados nuevamente por salares y playas salinas, mientras que la Laguna Mar Chiquita fue reemplazada por pequeñas lagunas dispersas (Carignano 1996, 1997a, 1999). Los materiales fluviales y deltai-

cos fueron retrabajados por acción eólica, formando dunas a lo largo de la costa sur de la laguna. En el sur de la provincia, durante el EIO 2 se acumularon depósitos de arenas eólicas. Una corta fase subhúmeda correspondiente al final del UMG (ca. 16,5–15 ka) está indicada por un depósito de disipación de dunas de la costa sur de la Laguna Mar Chiquita (Kröhling e Iriondo 1999), entre otros indicadores. El período seco del Pleistoceno final equivalente al Dryas Temprano (ca. 14–11 ka) está presente en los interfluvios. En las fajas fluviales principales de la Planicie fluvio-eólica central hay sedimentación aluvial generalizada. El Optimo Climático del Holoceno (ca. 9–5 ka) se caracteriza por una significativa disminución de la tasa de sedimentación loessica y su reemplazo por la acumulación de sedimentos finos en ambientes deprimidos (con alto contenido de materia orgánica y frústulos de diatomeas), por el desarrollo de suelos muy evolucionados, y por la expansión general de lagos y de las redes de drenaje de la llanura (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). El suelo enterrado holoceno resulta un distintivo marcador pedoestratigráfico en las áreas de interfluvio de la planicie (Geosuelo El Ranchito; Suelo Las Tapias; Hypsithermal soil), coronando los depósitos eólicos del EIO 2. En las secuencias de paleovalles fluviales este forma un pedocomplejo acrecionario compuesto por horizontes hidromórficos separados por capas loéssicas o por lentes de ceniza volcánica. El período seco del Holoceno superior (4/3,5–1,4/1 ka) estuvo dominado por la erosión y deflación de suelos y sedimentos de superficie, depositación de una unidad loessica, generación de campos de dunas en el Bolson de Salinas Grandes y en la Depresión de Mar Chiquita, y la retracción de los paleolagos (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En el sur de la provincia se generaron campos de dunas. El Período Cálido Medieval (1,4/1–800 a. AP) favoreció la pedogénesis incipiente de las unidades generadas en el período previo, las geoformas eólicas fueron parcialmente disipadas y los lagos se expandieron nuevamente. Durante la Pequeña Edad del Hielo (700–150 a.AP) se reactivaron los procesos erosivos afectando principalmente a los interfluvios, los lagos del noroeste fueron reemplazados por el actual salar (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). La Laguna Mar Chiquita sufrió una notable retracción. En la Planicie fluvio eólica central se produjo la removilización de arenas asociadas a derrames de los cursos principales, formando pequeños campos de dunas (Carignano 1996, 1997a y b, 1999).

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AGRADECIMIENTOS Los autores agradecen a los organismos nacionales que facilitaron sus instalaciones y financiaron, mediante subsidios y becas, los proyectos que permitieron generar la información compilada en este trabajo: Universidad Nacional de Córdoba, Universidad Nacional del Litoral, Universidad Nacional de Río Cuarto y CONICET. Un especial reconocimiento a los árbitros, Jorge Rabassa y Carlos Costa, quienes con sus sugerencias y aportes contribuyeron a mejorar el trabajo. Los autores también expresan su agradecimiento a Alejandra Mazzoni, por su invalorable trabajo en la revisión del texto, y a Jimena Andreazzini (UNRC), Karina Echevarria (UNRC) y Candela Francisconi (UNL) por su valioso aporte en la preparación de las figuras del trabajo. TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO Ab’Sáber, A. 1969. Participação das superficies aplainadas nas paisagens do Rio Grande do Sul. Universidade de São Paulo, Instituto de Geografia 11: 1–17. Agua y Energía Eléctrica. 1967. Estudios y proyecto de presa embalse Tincunaco sobre el río Cuarto, Provincia de Córdoba. Jefatura de Estudio, zona Centro. Tomo I: Estudios. B-Tomo III. Planos. Álvarez, L., Fernández Seveso, F., Pérez, M. y Bolatti, N. 1990. Estratigrafía de la Cuenca Saliniana. 11º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 145–148. San Juan. Ameghino, F. 1885. Informe sobre el Museo Antropológico y Paleontológico de la Universidad Nacional de Córdoba durante el año 1885. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 7: 347–360. Córdoba. Ameghino, F. 1889. Contribución al conocimiento de los mamíferos fósiles de la República Argentina. Actas de la Academia Nacional de Ciencias 6: 1–1027. Córdoba. Andreazzini, J. y Degiovanni, S. 2011. Diseño de canal en el sector pedemontano del río Las Cañitas, Córdoba. Factores de control, morfodinámica e implicancias ambientales. 18º Congreso Geológico Argentino, Actas CD: 1426–1427. Neuquén. Andreazzini, J. y Degiovanni, S. 2014. Geomorphology of Paleosurfaces in the Sierras de Comechingones, Central Pampean Ranges, Argentina. En Rabassa, J. y Ollier, C. (eds.) Gondwana Landscapes in southern South America. Springer Earth System Sciences: 305–330. Netherlands. Andreazzini, J., Degiovanni, S., Cantú, M., Grumelli, M.T. y Schiavo, H. 2012. Estudio preliminar de secuencias cuaternarias en pampas de altura de la Sierra de Comechingones (cuenca alta del río Cuarto, Córdoba). Actas 5º Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología Actas: 29. Río Cuarto. Andreazzini, J., Degiovanni, S. y Salinas, J. 2014. Relación entre la carga en suspensión y las variaciones morfodinámicas del arroyo El Ají, Córdoba. Actas 19º Congreso Geológico Argentino, Córdoba. Andreazzini, J., Degiovanni, S., Cantú, M., Grumelli, M.T. y Schiavo, H. 2014. Análisis e interpretación paleoambiental de secuencias del Cuaternario superior en pampas de altura del sector centro-sur de la Sierra de Comechingones, Córdoba. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis (en prensa). Argüello, G., Dasso, C. y Sanabria, J. 2006. Effects of intense rainfalls

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