Recursos Naturales: Lic. Graciela Bazán




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LA VALIDEZ DEL VOCABLO “CUATERNARIO”

La mayoría de los geólogos argentinos tenemos presente la disputa, de hace algún tiempo, entre quienes intentaron eliminar, del esquema estratigráfico, el término “Cuaternario”, incluyendo sus terrenos en otros períodos (Neógeno, por ejemplo), y quienes pugnaban por la conveniencia de seguir manteniéndolo.

Un artículo reciente de J.L. Voisin, “Le Quaternaire: une periode lazare”, aparecido en Géochronique 113(2010):9.-11, echa alguna luz sobre este tema.

Partiendo de la base que el Cuaternario es la unidad estratigráfica más citada en la literatura científica, a pesar de que la definición y los límites de esa unidad geológica han tenido una historia accidentada desde su creación, recuerda Voisin que el Cuaternario fue eliminado de la escala estratigráfica de Gradstein et al .(2004), reemplazándolo por el Neógeno (Fig. 1). Esta situación no concordaba con la gran utilización de dicho término y duró poco tiempo. El Cuaternario fue definitivamente reconocido como siendo el Período más reciente de la escala estratigráfica, ubicado en el Cenozoico, puesto que en 2009 (Fig. 2), luego de medio siglo de discusiones, la International Commission on Stratigraphy (ICS), reconoció el límite Neógeno- Cuaternario en 2,588 millones de años (Ma), correspondiendo aproximadamente al límite de las magnetocronas Gauss-Matuyama y al Piso Marino Isótopo 103. Así se abandonaba el tan polemizado límite.de 1,8 Ma (Figs. 3 y 4). De ese modo, la base del Gelasiano, definido, en 1996, por la Global Stratotype Sections and Points (GSSP), de Monte San Nicola, Sicilia, se convirtió en el límite inferior del Cuaternario y el primer piso del Pleistoceno, mientras que el Gelasiano correspondía antes al último piso del Plioceno. En el interior del nuevo Cuaternario se encuentran otros dos GSSP: uno corresponde al límite Gelasiano-Calabriano, definido en el estratotipo de Vrica, coincidente con la base precedente del Cuaternario y datado de 1,8 Ma; el otro, que fue ratificado por la International Union of Geological Sciences (IUGS) en 2008, corresponde al límite Pleistoceno-Holoceno. Este estratotipo de límite es el primero que ha sido definido sobre un testigo glaciario (de Goenlandia) y no sobre sedimentos marinos, como los otros.
Recordando abreviadamente el pasado del vocablo “Cuaternario”, aparece en 1829, utilizado por J. Desnoyer para describir las capas que recubren los sedimentos terciarios de la cuenca de París, dividido en tres períodos: Reciente, Diluviano y Faluns de Touraine. Sin embargo, el italiano G. Arduino, ya en 1759 había propuesto su concepto, y desde 1833, H. Reboul redefinió el Cuaternario como el “período antropiano”, singularizado por la presencia del hombre, asociada a una flora y fauna modernas.

A manera de curiosidad, apuntaremos que, en 1891, Parandier propuso adjudicar al Holoceno, la jerarquía de era (era quinquenaria) ubicándola inmediatamente encima del Cuaternario.

A partir de 1830, los trabajos, sobre todo alpinos, dedicados a las trazas glaciarias, sirvieron para fundamentar los clásicos trabajos de A. Penck y E. Brückner (1909) referidos a la estratigrafía glaciaria (Würm, Riss, Mindel, Günz, Donau, Biber), que ha singularizado el Cuaternario hasta la d
écada de 1980.

El período comprendido entre 1830 y 1870 se caracterizó por extensos debates sobre el Cuaternar
io y sus subdivisiones, luego de lo cual la comunidad geológica aceptó definitivamente el Cuaternario, y los trabajos se orientaron principalmente sobre el límite Plioceno-Pleistoceno. A ese respecto, todos acordaban sobre la importancia de la llegada de moluscos tolerantes al frío, como Arctica islándica, en el Neógeno marino italiano para definir la base del Cuaternario. No obstante, la ubicación de ese límite fue objeto de extensos debates, y las discusiones se dirigieron sobre el piso Calabriano de Gignoux (/Fig. 5), sin conocerse a ciencia cierta si el límite se situaba en la cima o en la base de ese piso.

En el Congreso Geológico Internacional (IGC) de 1948, una Comisión especial estableció las bases modernas del Cuaternario, incluyendo el Calabriano y el Villafrnquiano en el Pleistoceno y ubicó el límite Plioceno-Cuaternario en la primera indicación de deterioración climática en el Neógeno italiano. Luego de cuatro décadas de discusiones, el estratotipo de Vrica, Calabria, fue retenido en 1983 como esta frontera, datada en 1,64 Ma, muy cerca del límite superior del episodio magnético normal Olduvai (1,8 Ma) en el seno de la magnetocrona inversa de Matuyama. En esta definición, la noción de enfriamiento ocupa un lugar secundario y el límite tiene la ventaja de no estar circunscrito geográficamente, no corresponde a ningún acontecimiento paleontológico mayor. No obstante, modificaciones bruscas e importantes de la biosfera, anteriores a 1,8 Ma, se conocen desde mucho tiempo, y ha habido autores que han propuesto un límite inferior a más de 2 Ma (Fig. 6).

Ahora bien, estos resultados deberían haber comportado una revisión del límite inferior del Cuaternario más pronto, lo que no fue posible por la moratoria de 10 años del ICS, finalizada en diciembre de 2008,

La eliminación del Cuaternario fue una proposición hecha por los biocronólogos marinos en razón del hecho de que no se observa ningún cambio mayor de la fauna marina en el límite Pleistoceno-Holoceno (recordemos que la escala estratigráfica está basada sobre la sedimentación marina). Al desaparecer el Holoceno, se alarga el Pleistoceno, que así se vuelve sinónimo de Cuaternario, y entonces debe suprimirse por razones de código de nomenclatura. No obstante, este límite Pleistoceno-Holoceno coincide con un calentamiento climático que hizo desaparecer lo esencial de las faunas de grandes mamíferos características del Pleistoceno y permitió la neolitización (agricultura, cría de ganado y sedentarización).

No cabe ninguna duda que la desaparición del Cuaternario habría comportado grandes confusiones en la literatura geológica, incluso para muchos autores alejados de la estratigrafía. ¿Y qué podríamos decir de quienes no son geólogos?

Dr. Augusto Pablo Calmels

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BIBLIOGRAFÍA (LA PAMPA)

VOGT, H., T. VOGT y A.P. CALMELS, 2010. Influence of the post-Miocene tectonic activity on the geomorphology between Andes and Pampa Deprimida in the area of Provincia de La Pampa, Argentina. Geomorphology 121 (2010), pp.152-166, 10 figuras.

(Los colegas que deseen recibir el artículo completo en ingles pueden solicitarlo a ocalmels@cpenet.com.ar o a thea.vogt@t.online.de

Abreviado

En el trabajo se propone una explicación de la morfogénesis al oriente de los Andes entre 36 y39ºS y los efectos relativos de la tectónica y de la dinámica superficial en la diferenciación del relieve.

La región se sitúa entre dos áreas morfogenéticas opuestas.

- Al norte, entre 27 y 33º S, las Sierras Pampeanas, de 1.000 m de altitud media subparalelas a la cadena andina y bordeadas de depresiones, dominan en varios centenares de metros la planicie. De origen tectónico (Ramos, 1999; Giambiagi y Ramos, 2002; Giambiagi et al.,2001) ellas están limitadas por lineamientos meridianos. El ascenso máximo es posterior a 2,9 Ma (Jordan et al., 1988) y su estilo sería debido a descolgamientos de antepaís con ascensos del zócalo (Kley, 1998). Al oriente de 64º O la planicie del río Paraná se continúa en la Pampa Deprimida a menos de 200 m de altitud, con algunos raros boques montañosos.

- Al sur de 39º, en Patagonia septentrional, mesetas descienden hacia el oriente con algunos macizos de más de 1.000 m de altitud y entre ellos una serie de planos escalonados inclinados hacia el oriente y delimitados por flancos empinados. No existen estudios geomorfológicos de esta asociación de geoformas norpatagónicas.

Entre estas áreas, dos estilos geomorfológicos están presentes. Al oriente del piedemonte subandino, con altitudes de 400-500 m máximos, el paisaje es muy diferente de el de las Sierras Pampeanas y se asemeja a las amplias mesetas patagónicas suavemente inclinadas. Sin embargo, varias formas del releve de dirección meridiana recuerdan las Sierras Pampeanas, de dónde la cuestión del origen y evolución de estas geoformas intermedias.

La región de estudio está comprendida entre el piedemonte subandino en el occidente y la Pampa Deprimida al oriente, y entre la confluencia de los ríos Salado y Atuel al norte y el valle del río Clorado al sur. Extendiéndose sobre unos 400 km de norte a sur y de oeste a este.

Cuatro unidades constituyen las principales formas del relieve, de oeste a este:

- El piedemonte subandino (“pediplano occidental” de Calmels, 1996) está dominado por altos conos volcánicos, como la sierra de Chachahuén (2253 m). Coladas de basaltos entre 750-700 m y 500-400 m tienen un gradiente medio de 0,45 % hacia el oriente. La topografía suave y la cubierta de basaltos han dado a este borde oriental del piedemonte la denominación de “Meseta basáltica”. De 80-90 km de anchura, ella termina por encima de la planicie del río Chadileuvú por un talud frente al este, de 150 a 60 m de altura de norte a sur.

- La planicie del río Chadileuvú nace de la confluencia de los ríos Desaguadero-Salado y Atuel cerca de Santa Isabel a 320 m de altitud. La planicie se ensancha de 40 km al norte, a 90 km en el Gran Salitral al sur y desciende de unos 320 a unos 240 m de altitud con un gradiente de de 0,06 %, con numerosos estanques y pantanos a lo largo del eje de drenaje principal. Ella se estrecha luego a 7 km en La Reforma con un gradiente que decrece a 0,02 % y el río desaparece en una zona de lagos y pantanos a unos 200 m de altitud. Unos 80 km más al sur, el río Curacó asegura el drenaje hacia el río Colorado.

- La Meseta mide 250 km de norte a sur y 200 km desde el río Chadileuvú a la Pampa Deprimida, con altitudes máximas de unos 400 m según una línea meridiana. Su perfil es asimétrico con un talud empinado (6,5 %) hacia el oeste sobre una pendiente de 0,4 % de gradiente, mientras que hacia el este desciende de unos 400 a 230 m con gradiente de 0,2 %. Un haz de depresiones llamadas “Valles transversales” por Calmels y Casadío (2004), entallan su porción oriental. De 100 km o más de largo, de más de 10 km de ancho y profundos de entre 80 y 100 m, ellos sólo son drenados durante las fuertes lluvias.

- Un neto talud meridiano de 150 m de altura, sólo interrumpido por las desembocaduras de los Valles, forma el contacto entre Meseta y Pampa Deprimida. La planicie oriental se encuentra a menos de 150 m de altitud y la capa freática aflora allí a unos 120 m en numerosos lagos salados.

Estas unidades están limitadas al sur por el valle netamente incidido del río Colorado, unos 100 m más abajo de la planicie del Chadileuvú.

El marco geológico

En líneas generales, la región corresponde al cratón NNE-SSO de la Pampa, la porción más meridional del escudo brasileño entre el orógeno de los Andes y el margen pasivo continental al cual pertenece la Pampa Deprimida. La naturaleza litológica es la misma que la de las Sierras Pampeanas. Ella ha sido una línea de divisoria de aguas entre el Atlántico y el Pacífico antes del ascenso de los Andes.

En el lugar de la Meseta el cratón está cubierto por las limonitas del Mioceno superior /Formación “Cerro Azul” según Linares et al., 1980): limos y arenas finas fluviales remocionados por el viento y depositados ya sea sobre suelo seco, sea en depresiones palu-lacustres (Giai y Tullio, 1998), y retomados localmente por escurrimiento en un medio de estepa abierta (Verzi et al.,1991). Entre los minerales pesados aparece la hornblenda basáltica de la cuenca de Neuquén (Fabregas, 1986). En los márgenes sur y suroeste de la Meseta, el Mioceno superior está representado por aluviones atribuidos por Visconti et al. (1993) a la “Formación Río Negro”. Un cuerpo sedimentario cubierto por una laja, indicador importante de la evolución geomorfológico, cubre la Meseta y sus bordes.

Sobre el piedemonte, el cratón está debajo de rocas mesozoicas y paleógenas y las limonitas, ocultas sobre la Meseta por basaltos pliocenos y pleistocenos.

La estructura de la región es conocida aproximadamente. Al norte del Colorado, investigaciones por sondeos geoeléctricos han revelado varios lineamientos con una dominante N-S a NNO-SSE (NOºE a N60ºE), correspondiente a la orientación principal del relieve. Un lineamiento NNE-SSO guía el curso inferior del río Salado. Las dos direcciones se encuentran en la depresión del Chadileuvú, donde aparece un graben delimitado al occidente por la zona de la “Falla 25 de Mayo” y al oriente por la zona de la “Falla del Chadileuvú”. En la margen oriental de la Meseta, la zona de la “Falla de Macachín” marca el límite entre el cratón y la fosa de Macachín.

Al sur, la “Falla de Huincul” (Orchuela et al., 1981; Chernicoff y Zappettini, 2003, 2004; Ramos et al., 2002) y un graben entre los cursos medios de los ríos Colorado y Negro (Criado Roqué e Ibáñez, 1979; Chernicoff y Zappettini, 2003; Ramos et al., 2004) ponen en contacto los escudos brasileño y patagónico.

Cuencas estructurales rodean la Meseta al oriente de la fosa de Macachín, activa desde el Mesozoico (Salso, 1996) con el sustrato paleozoico a 2.500 m de profundidad. La actividad se ha acentuado en el Mioceno y Plioceno (Herrero Ducloux, 1978; 1.300 m de sedimentos cenozoicos, de los cuales 500 m de pleistocenos: Salso, 1966; Bojanich, 1980). Sobre la plataforma continental al sureste se encuentra la fosa del Colorado (Zambrano, 1981).

Génesis y disposición del relieve: problemas geomorfológicos.

La disposición del relieve levanta varias cuestiones: 1) para la Meseta, su asimetría O-E, la naturaleza de su talud oriental, la génesis de las incisiones profundas de los Valles; 2) el origen, fluvial o tectónico, de la depresión del río Chadileuvú, y 3) las relaciones de estos elementos con el sistema aluvial del río Colorado.

Por falta de estudios geológicos profundos, la relación entre piedemonte y Meseta puede ser fundada únicamente sobre indicios indirectos. Las cuestiones principales conciernen a la secuencia cronológica de los acontecimientos que han dado origen al relieve actual. La Meseta, estructura principal no solamente por su superficie sino también por su posición central crucial para la interpretación geomorfológico de toda la región, será tratada primeramente.

Geomorfología de las unidades de releve

La Meseta

Niveles y depósitos de cubierta

Esta amplia forma da la impresión de un plano inclinado hacia el oriente y Malagnino (1988) y Melchor y Casadó (1999) la han considerado como una superficie única. En efecto, una observación más fina revela una sucesión de nivele escalonados a 415-410 m, 390-380 m, 350.340 m, 290-280 m, 260-250 m, y 230-220 m de altitud. El zócalo aflora localmente sobre la pendiente occidental, estando oculto en las otras partes por tres unidades superpuestas: 1) las limolitas del Mioceno superior; 2) un cuerpo sedimentario con gradiente de 0,1 %, coronado por una laja; 3) el manto de arena holocena. La unidad 2 ha sido interpretada como la capa terminal del Mioceno superior a continuación de Llambías (1975) (por ejemplo Lorenz, 2002; Mehl y Zárate, 2007; Visconti, 2007). En efecto, ella corta, a altitudes variadas, no solamente a las limolitas sino también varios afloramientos de zócalo y se encuentra sobre la Meseta debajo y encima de los basaltos pleistocenos. El análisis sedimentológico de las limolitas y de la unidad 2 muestra sus diferencias y permite comprender cómo se han formado los niveles.

Caracteres de las unidades de cubierta

En las limolitas (unidad 1) se interestratifican lentes de arena mediana y capas salinas. El material está cementado débilmente por la sílice. Concreciones dispuestas verticalmente son debidas a la circulación de agua en hendiduras de retracción típicas de una facies palustre que pueden alcanzar

varias decenas de metros (Giai y Tullio, 1998). Esta importante formación no ha sido estudiada sistemáticamente. Visconti (2007) ha descrito varias secciones, 60 m en total, no siempre de material in situ.

La unidad 2 da la impresión de una capa única porque, cualquiera sean el sustrato y el nivel, la secuencia es similar: a) una capa de 1-2 m o más por encima de un contacto erosivo donde está modificado el sustrato desagregado (clastos y concreciones de limolitas, arena granítica, otros) mezclado con arena alóctona, b) un depósito en camadas de 0,5 a más de 2 m de espesor, arenoso con algunas camadas de guijarros, seguido por c) una laja espesa de varios decímetros a más de un metro, arenosa y localmente conglomerádica. En su mayoría, los guijarros son intraclastos o detritos de lajas más antiguas. La disposición del material es típicamente fluvial. Bolsillos y finas capas de carbonato pulverulento mezclados a las arenas y guijarros son frecuentes y abundan en particular en la porción intermedia, en camadas, donde se puede alcanzar más del 50 % de CaCO3. La arena es una mezcla de granos grandes angulosos de origen local y de granos medianos a finos bien rodados y brillantes. Se hallan presentes detritos centimétricos de basalto y la arena puede contener hasta más del 45 % de granos de basalto y de olivina. La cementación aumenta hacia lo alto hasta formar una laja en la que el carbonato no excede generalmente el 25 %. Es sólo en los niveles más bajos a 260 m y 230 m que se alcanza un 40 % de carbonato, con una ligera alteración roja de tipo cárstico. El cemento silíceo, calcedonia u ópalo, proviene de la alteración del vidrio volcánico, de granos de cuarzo y de feldespatos potásicos. El término “calcreta”, corrientemente utilizado para estas lajas, por ejemplo por Buschiazzo et al.

(1987); Lorenz (2002); Visconti (2007) es, por lo tanto, inapropiado (Vogt et al., 2002)

El gradiente de conjunto de la Meseta es más fuerte (0,2 %) que el del depósito fluvial suprayacente (0,1 %) porque resulta del escalonamiento de los niveles ocultados por la cubierta arenosa.

Evolución geomorfológico de la Meseta

Un contacto erosivo separa las limolitas de los depósitos suprayacentes. Contrariamente a las limolitas, éstos contienen carbonato, detritos de basalto, granos de olivina y nada de capas salinas. A 330 m de altitud en el valle del Tigre el depósito fluvial corta un afloramiento de granito, mientras que numerosos detritos de chailles proporcionados por la Formación Roca, que aflora a unos 500 m de altitud sobre el piedemonte subandino, están dispersos sobre el fondo del valle.

Cerca de El Durazno, a 380 m de altitud, un corte muestra cómo ha podido elaborarse un nivel. De la base a la cima se observa: 1) las limolitas con concreciones silícea, 2) una delgada capa palustre endurecida, 3) al menos 2 m de arena limosa en la que la proporción de arena aumenta hacia arriba, con concreciones remocionadas del sustrato, 4) un depósito de 1 m o más con clastos, gránulos, gravilla, detritos centimétricos de basalto en una matriz areno-limosa: los granos de más de 400 µm son en su 45 % granos de basaltos, la proporción de CaCO3 ˜25 %) de 1 a 1,5 m bien en camadas, areniscosa con lentes de guijarros.

De estas observaciones se puede deducir que una cuenca palustre ha sido colmada por flujos de baja energía y carga fina que remocionaban en parte del sustrato. Escurrimientos más enérgicos han aportado luego arena y grava de más lejos. Este mismo tipo de secuencia es general y muestra que varios episodios de aportes cerrados por una fuerte desecación (laja) se han sucedido, seguidos por entallamientos de 20-30 m que han creado depresiones poco profundas donde han transitado los episodios aluviales siguientes.

Se puede deducir de estas observaciones que luego del Mioceno superior: 1) la disposición regional del relieve era diferente a la actual, puesto que los detritos de basaltos, los granos de olivina y las chailles transportadas por flujos canalizados, indican una conexión con el piedemonte subandino que está ahora separado de la Meseta por la depresión del Chadileuvú. Prolongando la pendiente del nivel de ˜400 m hasta 200 km hacia el occidente, reúne la meseta a 500-600 m de altitud, lo que restablece el perfil del piedemonte; 2) el contraste entre las limolitas de baja energía y los aluviones emplazados por escurrimientos suficientemente potentes para erodar el sustrato muestra un cambio notable de la dinámica. Los niveles escalonados son debidos a una incisión gradual entre la altitud de partida (˜400 m) y la del nivel más bajo (230 m).

Las geoformas de la Meseta son por lo tanto el resultado de procesos fluviales en conexión con el piedemonte. El gradiente del depósito (0,1 %) acuerda también con una dinámica fluvial. Las lajas han protegido los niveles de la erosión posterior.

El talud oriental y su evolución geomorfológica

La escarpa que pone en contacto la Meseta y la planicie oriental tiene un gradiente de 10 a 14º y aun 25º cuando no hay cubierta arenosa. Su continuidad sobre más de 150 km y su empinamiento son sorprendentes puesto que corta las limolitas poco cementadas. Su resistencia a la erosión podría ser explicada por la cubierta de laja. No se puede atribuir ese talud a una incisión fluvial, porque no existe traza de curso ácueo de dirección meridiana, ni a su pie ni en la planicie, ni traza de trabajo de zapa. La alternativa es, entonces, un origen tectónico.

El talud coincide con la zona de la falla de Macachín, que separa el cratón de la fosa del mismo nombre desde el Cretácico. Unos 18 km al sur de Santa Rosa, a 170 m de altitud, al oriente del talud (Santa Marta), se encuentra un depósito aluvial en el que la arena contiene 28 % de granos de basalto y la laja Terminal 45 % de CaCO3 con trazas de rubefacción, por lo tanto del mismo tipo que el del nivel de 230-220 m. Salvo que, a sólo 15 km al oriente de la Meseta, ese depósito está 50 metros más abajo.

Al oriente del talud se encuentran todavía otros niveles con los mismos caracteres, e incluyendo los granos de basalto, como al sur del valle de Hucal a 140 m. Visconti y Sbrocco (1999) describen en el límite meridional de la Meseta, en la zona de la falla de Macachín, dos afloramientos de la Formación Río Negro distantes 20 km. uno de otro a unos 100 m y 52 m de altitud respectivamente.

En esta misma zona de falla, las limolitas afloran sobre los dos flancos del valle Argentino, desde lo alto de la pendiente a 340 m hasta el fondo del valle a 150 m de altitud. A mitad de la pendiente y sobre varios metros aparece una facies palu-lacustre con numerosas concreciones de 20 a 30 cm de diámetro.. En la desembocadura del valle, 30 km más al oriente, tres sondeos han penetrado la unidad hasta 20-32 m bajo el nivel 0 sin alcanzar la base de la Formación. A 120 m de profundidad, es decir 60 m por encima del nivel 0, aparece una facies lagunar (Fabregas, 1986), Estas diferencias en altitud sólo se explican por una subsidencia tectónica hacia oriente.

Por lo tanto, el talud es una escarpa de falla, ligada directamente a la fosa de Macachín. Su frescura sugiere que es reciente, en todo caso más reciente que el nivel de 230-220 m. Más al sur, varias depresiones debajo del nivel del mar (por ejemplo laguna Blanca Grande, laguna Chasicó, 38º40’S; 63ºO) siempre no rellenas de sedimentos, sugieren también una subsidencia reciente.

Los Valles

Los Valles son casi paralelos, N70ºE a N65ºE, con excepción del más meridional (valle de Hucal: N90ºE). Se originan unos 20 a 30 km al oriente de la línea divisoria de aguas, entre 390 m al norte y 300 m al sur, y reúnen la planicie oriental entre 150 y 120 m. Están incididos en 80-100 m, y su gradiente decrece de 0,7 % cerca de las cabeceras a 0,1 % aguas abajo. Las laderas, talladas en las limolitas, son empinadas. Hay allí un solo nivel de terrazas a lo largo del talweg, constituido de limo remocionado de las limolitas.

El origen de los Valles está muy debatido. Stappenbeck (1926) los consideró como grábenes, en vista de su rectilinearidad, al igual que Cordini (1967) a causa de su recorrido lineal y de su ancho constante. Para Herrero Ducloux (1978) serían valles de falla del Plioceno superior – Pleistoceno inferior. En efecto, el ancho notable de los Valles con relación a su longitud podría ser debido a las características mecánicas de las limolitas, suficientemente coherentes para mantener pendientes empinadas una vez incididas, y al retroceso paralelo de las pendientes.

Malagnino (1988) ha interpretado los Valles como antiguos cursos del río Colorado, pero las gravas del Colorado provienen de los Andes, mientras que sobre la Meseta los clastos son de origen local. Los depósitos aluviales en los fondos de valle son limolitas remocionadas y la ausencia de granos de basalto sugiere que en el tiempo de su incisión la Meseta y el piedemonte subandino ya no estaban más conectados.

Los depósitos de fondo de valle han sido relacionados al Pleistoceno superior y al Holoceno (Tapia, 1935; Calmels et ai., 1996). La paleontología data del Pleistoceno superior los depósitos lacustres de Santa Rosa a 169 m de altitud (Casadío y Schulz, 1986) y la ausencia de aluviones más antiguos muestra que el entallamiento es por lo tanto reciente.

El cambio en la dinámica superficial entre Meseta y Valles se explica por las tendencias regionales. Los niveles escalonados se han formado en función del nivel de base de las fosas subsidentes de Macachín (1.300 m en el Cenozoico) y del Colorado. La edad reciente de la escarpa de falla muestra que el nivel de base ha descendido rápidamente en unos 80 a 100 metros de acuerdo con el modelado del nivel de 230-220 m, causando una fuerte incisión en la Meseta. Un centenar de kilómetros al oriente de la escarpa, una sucesión de pantanos y cursos de agua freáticos afluentes del río Salado al sur de Buenos Aires, en la prolongación de los Valles principales, indican antiguos escurrimientos hacia el oriente. Herrero Ducloux (1978) ha mostrado que los Valles más importantes reaparecen en el oriente más allá de la fosa de Macachín. Estas trazas de cursos antiguos podrían ser los testimonios de los que han depositado los aluviones sobre la Meseta. En este caso, los Valles se habrían desarrollado por incisión regresiva durante y después de la formación de la escarpa de falla.

Los ríos Chadileuvú y Colorado

La depresión del río Chadileuvú

La pendiente occidental de la Meseta limita la depresión del Chadileuvú. Al norte (36º10’S), la planicie del río Salado es unos 20 m más baja que la Meseta. La depresión del Chadileuvú se hunde cada vez más baja que la Meseta, de 60 m en Algarrobo del Águila, 100 m en Paso de los Algarrobos, y unos 160 m cerca de Chacharramendi. El gradiente es muy débil, entre 0,03 % y 0,01 %, salvo: 1) al sur de Paso de los Algarrobos es de 0,09 % durante 50 km, y 2) al sur de La Reforma, donde el curso incide el zócalo con gradiente de 0,07 %. El río Chadileuvú termina en una zona de pantanos a alrededor de 200 m de altitud. Un conjunto de lagunas (Urre Lauquen, La Dulce, La Amarga) están alineadas en una depresión de 50 km de anchura un poco por encima de los 200 m de altitud. Al sueste, el río Curacó incide un umbral de granitos y luego su gradiente aumenta de 0,08 % a 0,1 % y, finalmente, a 0,2 % antes de su confluencia con el río Colorado. Los ríos Chadileuvú y Curacó se unen solamente durante fuertes crecidas (Kühn, 1922; Bojanich, 1980), de modo que el Chadileuvú puede ser considerado como endorreico. La independencia de los dos ríos es conformada por la naturaleza diferente de su agua: salada del Chadileuvú, dulce del Curacó (Kühn, 1922). Al sur de este conjunto, el río Colorado está fuertemente incidido. Mientras que el Chadileuvú muere en una depresión y sólo fluye excepcionalmente, el Curacó, perenne y con mayor gradiente, entalla regresivamente el zócalo y se reúne al río Colorado, cuyo talweg está 100 m más bajo que el del Chadileuvú. Estas son las mejores condiciones para una captura, y se puede admitir que el río Curacó está tratando de capturar al Chadileuvú hacia el Colorado.

La depresión del Chadileuvú es una fosa tectónica. Se plantea entonces la cuestión geomorfológica: ¿forma original o derivada? La ausencia de terrazas aluviales y la extensión de zonas húmedas parece excluir la incisión. Agregado a la profundidad del zócalo, esto favorece la hipótesis de una forma original.

Un talud empinado, de 150 a 60 m de altura, bordea el piedemonte con un suelo de depósitos de pendiente, por lo esencial limolitas remocionadas; se observa que:

  • en Punta de la Barda, una lengua de basalto de 6 m de espesor (0,40 ± 0,10 MA; Melchor y Casadío, 1999) culmina a 362 m recubriendo rodados de la Formación “Gran Salitral” y es cortada por una depresión de 10 km de ancho del piedemonte, donde ella se encuentra 50 m más alta. La falla “25 de Mayo” desplaza aquí la colada. El talud es, por lo tanto, una escarpa de falla original, más reciente que los basaltos;

  • la depresión es cerrada al suroeste por el talud de la más alta terraza del Colorado de 440-430 m de altitud, atribuida por Melchor y Casadío (1999) al Plioceno. La terraza está encaramada por encima de la planicie del Chadileuvú: la depresión actual no existía, pues, de lo contrario los aluviones la habrían colmado. En esta terraza hemos observado capas de evaporitas (yeso y sal) y smectita neoformada, bien cristalizada. El depósito ha tenido lugar en un medio confinado en una depresión, que está actualmente encaramada. No hay detritos de basalto, por lo que ella es anterior al Pleistoceno. Otra terraza domina a 300 m de altitud la depresión de Urre Lauquen, 100 m más abajo, que contiene el mismo tipo de rodados que la terraza;

  • sondeos en la parte norte de la depresión han revelado 108 m de sedimentos finos (Tapia, 1935). Al sur, cerca del Gran Salitral y entre éste y Punta de la Barda, Melchor y Casadío (1999) han descrito 55 m de depósitos lacustres de la Formación “Gran Salitral” (Tapia, 1939), de edad no más antigua que el Mioceno(Melchor y Casadío, 1999) que se los reencuentra en el borde del Gran Salitral (altitud 255 m) representados por depósitos fluviales de 20 m de espesor. La cima de la secuencia es una capa de yeso de 1 m de espesor mezclado con arena, gravilla y smectita bien cristalizada que sería interesante comparar con los sedimentos de la alta terraza de 440 m. Melchor y Casadío (1999) a partir de sondeos vecinos, citan capas de conglomerados, pero no los han estudiado. Como los aluviones del río Chadileuvú no contienen rodados, estos conglomerados han debido ser transportados por el río Colorado y luego se han hundido a lo largo de la falla que bordea el Gran Salitral, el cual está 50 m más alto. Al sureste, un talud de 100 m de altura domina la laguna La Amarga y la separa de las terrazas del Colorado. Así las depresiones del Salitral de La Perra, Gran Salitral, Laguna La Amarga y Chadileuvú no existían cuando se formaron las terrazas del río Colorado, que ahora están encaramadas por encima de aquéllas. Las cuencas comprendidas por las fallas que las contornean se han hundido después que la terraza de 200 m se ha emplazado y sus límites son escarpas de falla. La depresión del Chadileuvú es, por consecuencia, de origen tectónico directo, original, y de edad pleistocena.

Los caracteres hidrográficos del río ayudan a retrazar la evolución de este graben. Alrededor de Paso de los Algarrobos el fondo de valle está a menos de 300 m de altitud mientras que a 350 m sobre la pendiente de la Meseta la traza pantanosa de un curso abandonado testimonia una antigua incisión. Inmediatamente al sur de La Reforma, donde el gradiente es de 0,07 %, el valle es epigénico entre Carapacha Chica (360 m) y Cerrito Lote (380 m) en afloramientos de zócalo. Había, por lo tanto, un talweg a más de 350 m, luego incisiones epigénicas, y el río se ha desplazado a occidente mientras que se elaboraba la pendiente en gradiente suave de la Meseta y de los afluentes menores que entallaban las limolitas dejando aflorante el zócalo. El contacto entre la ladera y la planicie está cubierto por la arena, que oculta una eventual escarpa de falla.

El desplazamiento del río sugiere un desplazamiento de la subsidencia hacia el Gran Salitral. La Meseta del Fresco (altitud 460 m) está cubierta por 50 m de rocas lacustres eocenas de menos de 60 m de espesor (Formación “El Fresco” de Melchor y Casadío, 1999). Inmediatamente al sureste de Punta de la Barda, estas rocas están a 22 m de profundidad, así pues a 280 m por encima del nivel 0. Al norte del Gran Salitral y al sur de Punta de la Barda esta formación está debajo la “Formación Gran Salitral” (Melchor y Casadío, 1999): hay, pues, un desfasaje en altitud de por lo menos 100 metros en 15 km en el interior de la “Formación El Fresco”. Todos estos hechos confirman el origen tectónico de la cuenca del Gran Salitral, como ya ha sido propuesto por varios autores (por ejemplo Cordini, 1967).

Las incisiones epigénicas muestran que el Chadileuvú ha evolucionado en función de un nivel de base que se ha hundido, dando lugar a las cuencas, ahora ocupadas por los lagos del grupo de Urre Lauquen y Gran Salitral. Los taludes de aguas abajo de las terrazas del Colorado bordean estas depresiones. Hay allí un accidente complejo cuya naturaleza demanda ser precisado, el conjunto de los hechos que indican un desplazamiento hacia el occidente de la subsidencia.

El curso y el sistema de terrazas del río Colorado

En su desembocadura de los Andes, el río Colorado talla una garganta ONO-ESE en los basaltos de la sierra de Chachahuén, de 2.7 ± 0.11 a 1.23 ± 0.17 Ma (Kay et al., 2006) sobre su lado septentrional, y de la sierra Auca Mahuida, de 1.78 ± 0,1; 1.55 ± 0,07; 1.39 ± 0.14; 0.99 ± 0.04 Ma (Kay et al., 2006) sobre su lado meridional.

Aguas abajo de la garganta, el río Colorado ha edificado un sistema de acumulación que cerca de Colonia El Sauzal culmina a 440 m de altitud, 100 m por encima del lecho actual. La ausencia de basalto y de olivina en ese nivel más elevado indica que es más antiguo que 2 Ma y según su altitud, anterior a la incisión de la garganta. La longitud del sistema entre Colonia El Sauzal y la confluencia con el río Curacó es de al menos 200 km y su ancho de al menos 100 km entre Colonia El Sauzal y el borde occidental de la depresión del Chadileuvú. El material aluvial es uniforme, semejante a los depósitos glaciofluviales plio-pleistocenos denominados “rodados patagónicos”

En planimetría, el sistema tiene la apariencia de un vasto abanico. Esta forma y la uniformidad del material han conducido a algunos autores a considerarlo como un cono aluvial y una formación geológica única (Formación El Sauzal de Linares et al., 1980; Melchor y Casadío, 1999), de edad pliocena. Sin embargo, una transecta norte-sur entre 37º25’ y 38º40’ S a lo largo de 63º40’O muestra un escalonamiento de al menos cinco terrazas aluviales entre 440 m y unos 200 m con el fondo de valle actual a 190 m, es decir, en total más de 200 m de incisión. Los aluviones cubiertos con una laja tienen un espesor de unos 10 m en cada terraza (Melchor y Casadío, 1999). El sustrato es desconocido.

Las terrazas entre 440 y 300 m dominan la depresión del Chadileuvú. La más antigua está formada en un valle del piedemonte subandino anterior a las coladas basálticas y al hundimiento tectónico de la depresión. Las terrazas se han desarrollado luego en función de la incisión de la garganta. Este sistema no puede, pues, ser atribuido a una única formación geológica.

Una mejor comprensión de la evolución demandaría un trabajo de terreno más detallado. La dirección general pasa progresivamente hacia el suroeste y la terraza de 100 m está en 39ºS y 64ºO. Ese cambio de dirección del río Colorado de O-E a NO-SE y la profunda incisión plantean cuestiones siempre no resueltas.

Relaciones entre el río Colorado y el río Negro

El río Negro resulta de la confluencia de los ríos Limay y Neuquén, cerca de la ciudad de Neuquén. Trazas de un antiguo curso aparecen entre los ríos Neuquén y Colorado. Los ríos Neuquén-Negro y Colorado son casi paralelos entre 68ºO y 66º40’. Ellos se aproximan luego y al sur de la laguna La Amarga están distantes apenas en 40 km. Los separan colinas de rocas sedimentarias cretácicas a paleógenas de 350-200 m de altas y que culminan a 400 m de altitud. Están entalladas por depresiones SO-NE cuyo fondo está a 250-200 m, y ocupadas por pequeños lagos, tal vez antiguos cursos del río Negro, lo que es sugerido por otra parte por las imágenes satelitarias. La evolución de la red hidrográfica en esta región resta por ser estudiada.

En la mayoría de las terrazas del río Colorado, aluviones de la Formación

Río Negro existen sobre el conjunto de los rebordes suroriental y meridional de la Meseta. Esta Formación que aflora entre la Patagonia septentrional y el sur de Buenos Aires no está bien definida, puesto que no existe un estudio comparativo de los afloramientos y de las áreas de procedencia. En nuestra región ella ha sido datada de acuerdo con la paleontología por Visconti et al (1993) del Mioceno superior y es, por lo tanto, contemporánea de las limolitas. Está constituida esencialmente por arena azul-gris de origen volcánico. Visconti et al.,(1993) han estudiado seis secciones cerca de la laguna La Amarga, donde lechos guijarrosos, lentes arenosas y limo rosa con yeso y nódulos están estratificados con una facies típica de planicie aluvial. Los limos rosas tienen caracteres semejantes a las limolitas, de lo que se puede deducir que un río depositaba material de origen volcánico mientras que el viento acumulaba los limos derivados de estos depósitos sobre el piedemonte. Zabala y Freje (2001) describen al sur de nuestra región, eolianitas de la Formación Río Negro y las superficies de deflación relativas. Dos afloramientos arenosos en el límite meridional de la Meseta correspondientes a los de la laguna La Amarga, contienen granos de rocas volcánicas (Visconti y Sbrocco, 1999). La olivina está ausente, lo que sugiere que estos sedimento, como las limolitas, provienen de la región de Neuquén y han sido transportados por un paleo-río Negro, que alcanzaba al norte la laguna La Amarga. Los depósitos del Mioceno superior cerca de esta laguna, se encuentran 200 m más abajo que la alta terraza del Colorado y son, por lo tanto, una prueba suplementaria para la interpretación tectónica del límite meridional de la depresión del Chadileuvú.

Evolución del sistema río Chadileuvú -

río Curacó – río Colorado

Durante el Mioceno superior, entonces, un paleo-río Negro avanzó hacia el noreste en función de la altitud 500-400 m del piedemonte subandino, comprendiendo las áreas del Gran Salitral y de la laguna La Amarga. Más tarde se ha desplazado hacia el suroeste y ha sido reemplazado por el río Colorado durante el Plioceno. Los depósitos más antiguos del Colorado se encuentran a 440 m y el río ha entallado progresivamente su valle edificando su conjunto de terrazas y desplazándose hacia el sur. Los basaltos de la sierra de Chachahuén y Auca Mahuida, incididos por la garganta del Colorado, son de edad pleistocena, al igual que las terrazas de aguas abajo de la garganta. El escurrimiento hacia el sur se ha detenido luego del emplazamiento de la terraza inferior y el Colorado no se ha reunido al río Negro. La dirección hacia el oriente, groseramente paralela a la del río Negro ha estado guiada probablemente por la extensión hacia el occidente de la fosa del Colorado (Calmels y Casadío, 2004).

Por otra parte, la depresión tectónica del Chadileuvú es particularmente neta al sur (Gran Salitral) y al sureste (lagunas Urre Lauquen, La Amarga), donde ella está dominada por la terraza pleistocena de 300 m del río Colorado. Esto indica una subsidencia más reciente que los basaltos de la Punta de la Barda (0,4 Ma), desplazados tectónicamente. El hundimiento de la depresión ha guiado la red del bajo río Atuel-río Chadileuvú. En su salida de la montaña, el Atuel ha edificado primeramente un cono aluvial hacia el oriente (Bojanich, 1980), y luego ha desplazado su curso hacia el sureste, probablemente por causa de la formación de la depresión.

El río Curacó ha evolucionado regresivamente a partir del río Colorado, incidiendo una garganta epigénica rocosa (Carbalo y Sbrocco, 19993); tiende a capturar el Chadileuvú en el sector de Urre Lauquen señalando una etapa suplementaria en la evolución de un sistema de drenaje submeridiano desarrollado luego de la desviación del río Atuel.

Discusión

Las formas actuales del relieve regional son, por lo tanto, debidas a la fractura Pleistocena norte-sur del piedemonte subandino mioceno del cual la Meseta es un testimonio, al sur, con la sierra de Lihué Calel (589 m) emergiendo en inselberg. La fractura ha dado origen a la depresión del Chadileuvú. La escarpa de falla que separa la Meseta de la Pampa Deprimida, de edad pleistocena superior, es debida a una actividad acelerada de la zona de falla de Macachín, que ha afectado el nivel de base y, por consecuencia, dado origen a los Valles. En el sur, el río Colorado ha entallado su lecho desplazándose hacia el suroeste y ha formado un conjunto de terrazas aluviales escalonadas.

Tres series de problemas merecen discusión:

1. El reemplazo de los aluviones del paleo-río Negro por los del río Colorado. En esta parte de los Andes, cuya evolución está poco conocida, el contraste entre la sedimentación fina de las limolitas y los guijarros del río Colorado puede ser explicado ya sea por movimientos tectónicos diferenciales, estando los sedimentos groseros puestos en relación con el ascenso plioceno, o bien por cambios climáticos. El río Colorado sólo ha podido transportar una tal cantidad de material luego que su cuenca se extendió y el gradiente creció, lo que implica un ascenso suficiente de la cadena montañosa. Por otra parte, sólo la formación de glaciares puede explicar el volumen de agua y de carga aluvial. En Patagonia, las glaciaciones más antiguas son datadas de entre 7 y 5 Ma. La Gran Glaciación Patagoniana tuvo lugar entre 1,17 y1,02 Ma, y 14 a 16 acontecimientos fríos han seguido hasta el Último Máximo Glaciario (Rabasa et

al., 2005).Todo esto concuerda bien con la edad propuesta para las terrazas del río Colorado. Sin embargo, se ignora cómo han evolucionado durante este período, el ascenso y la cubierta glaciaria en esta parte de los Andes.

2. La inserción en el marco morfotectónico regional. La sucesión planicie del río Chadileuvú-Meseta-escarpa oriental aparece ligada estrechamente a la actividad tectónica pleistocena. Las líneas mayores del relieve están orientadas norte-sur y sugieren una prolongación atenuada del estilo morfotectónico de las Sierras Pampeanas. Siguiendo a Biseglia (1979)

citado por Melchor y Casadío (1999), el estilo tectónico de la zona del Chadileuvú es compatible con un régimen en extensión. Reuther y Moser (2008) han medido un stress horizontal ONO-ESE en ese sector, como en la zona de las Sierras Pampeanas. Dos diferencias mayores, sin embargo, deben ser señaladas:

- en la región de estudio, el relieve es de edad pleistocena, más tardío que las Sierras Pampeanas y las depresiones lindantes, activas desde el Mioceno superior (Jordan y Allmendinger, 1986; Jordan et al., 1988);

- el efecto tectónico reciente sólo aparece en el relieve para la depresión del Chadileuvú y la escarpa oriental, mientras que la Meseta no resulta de un ascenso neógeno o pleistoceno. Esto se funda sobre hechos geomorfológicos: 1) si se extrapola hacia el oriente el perfil del piedemonte, encuentra exactamente la Meseta; 2) todos los niveles escalonados de la Meseta tienen el mismo gradiente de 0,1 %; 3) la continuidad entre las dos unidades de relieve es demostrada por el origen andino del material sedimentario de los niveles de la Meseta.

Estas particularidades del relieve coinciden con una zona intermedia de gradiente de la subducción de la placa de Nazca bajo la placa continental sudamericana: subhorizontal al norte de 33ºS (Jordan et al., 1988), normal al sur de 38ºS (Jordan et al., 1988; Peacock et al., 1994; Ramos et al,. 2002; Costa et al., 2006).

Se nota paralelamente un cambio de los caracteres tanto geológicos como geomorfológicos desde el norte hacia el sur: 1) el estilo geotectónico septentrional está ligado a un adelgazamiento activo y a una deformación que se extiende hasta 1.000 km de los límites de la placa, con fallas inversas. Este estilo se atenúa hacia el sur y desaparece al sur de 39ºS (Ramos, 1999) y 2) con el tiempo, el ascenso de las Sierras Pampeanas se ha desviado gradualmente hacia el sur atenuándose (Ramos, 1999; Ramos et al., 2002). En la región de estudio, estas tendencias continúan, pero son menos marcadas y sin ascenso (ver Wortel, 1984). Este gradiente norte-sur, ¿puede estar ligado a la evolución del gradiente de la subducción? La depresión del Chadieuvú, a aproximadamente unos 500 km al oriente de la subducción de la placa de Nazca, podría ser una cuenca de antepaís originándose sin ascenso del zócalo. Investigaciones geofísicas por Chernicoff y Zappettini (2004) han mostrado que las estructuras submeridianas terminan al sur de 39ºS. Estas estructuras han conducido a un drenaje norte-sur luego que el río Atuel ha sido guiado hacia la depresión del Chadileuvú, esencialmente endorreica. El sistema del río Colorado está orientado oeste-este, pero ha migrado progresivamente hacia el sur, por causas siempre desconocidas, antes que la depresión del Chadileuvú se hubo formado. La incisión del río Colorado ha podido ser favorecida por el hundimiento del nivel de base, inducido por la subsidencia de la fosa del río Colorado sobre la plataforma continental (Introcaso, 2003) durante las regresiones glacioeustáticas. La captura en curso del río Chadileuvú por el río Colorado por intermedio del río Curacó, es una consecuencia de esta incisión.

3. Problemas de cronología y de medio climático

La cuestión de la edad de los niveles escalonados y de su cubierta aluvial, deben ser planteadas. Hemos mostrado que canales en dirección oriental han aportado sedimentos que contienen detritos de basalto olivínico por encima de las limolitas en el momento en el cual la Meseta formaba parte del piedemonte subandino y correspondía a una modificación en la dinámica de la superficie. Las limolitas, productos de la deflación de depósitos de un paleosistema hidrográfico, han sido depositadas sobre el piedemonte y han sido remocionadas por un escurrimiento de baja energía, mientras que los aluviones cuspidales sugieren escurrimientos más potentes capaces de remocionar cantos rodados. El material grosero proviene de la fragmentación del sustrato rocoso. La paleontología muestra un clima volviéndose árido y frío hacia el final del Mioceno (Verzi et al., 1991), explicable por el ascenso de la cadena andina transversal a los vientos del este y también por la primera glaciación patagónica. La fuerte actividad eólica concuerda bien con este contexto climático.

Los basaltos pleistocenos ayudan a datar la depresión tectónica del Chadileuvú. Los de Punta de la Barda, de 0,40 ± 0,10 Ma, han fluido sobre la Meseta a unos 400 m de altitud, la misma que la de la Meseta. Evidentemente la depresión no existía, y como ellos han sido desplazados unos 50 m por la falla 25 del Mayo, ésta ha funcionado después de 0,40 Ma. La Meseta ha sido cortada en sus raíces durante una época reciente del Pleistoceno, puesto que se encuentran detritos de basalto en el nivel de 230 m. Su cubierta aluvial escalonada entre 400 y 230 m de altitud ha sido depositada entre las primeras coladas de basaltos y la formación de la depresión, sin que el intervalo de tiempo pueda ser definido más precisamente.

Esto corresponde al período de las glaciaciones de Patagonia y, por lo tanto, de un fuerte enfriamiento en toda la región. Algunos de los cortes en la cubierta de la Meseta y sus vecindades, muestran formas de crioturbación. La relación estrecha entre polvos calcáreos y crioturbaciones se observa en Argentina desde la Patagonia meridional (Corte, 1966) hasta la Precordillera de Mendoza (Vogt y Corte, 1996). Cerca de Puerto Madryn estos polvos han sido datados por radiocarbono en 27.200 ± 600; 24.300 ± 950; 22.700 ± 500 AP (Corte y Beltramone, 1964). Este cambio drástico de clima explica el cambio en los caracteres de los sedimentos entre las limolitas y los aluviones de cobertura. Cada nivel está cubierto por una laja, fragmentada durante la fase fría siguiente, produciendo los clastos de laja de los depósitos más recientes. Una vez cortada de sus raíces, la Meseta no evolucionó más y puede considerarse como un relieve fijo con, en detalle, una serie de inversiones de relieve. Los Valles se han incidido durante la reciente acentuación de la actividad de la “falla de Macachín”.

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