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El punto de inflexión ignorado en todas estas historias: "el gradiente térmico de ligera menor temperatura" determinando advecciones serviciales. De aquí estas

reflexiones sobre miradas al Salado

En este hipertexto he sumado un conjunto de trabajos de variado contenido y calidad, todos ellos probando sus estáticos aprecios cartesianos, sin la menor intención de mirar por los intercambios de energía entre sistemas termodinámicos naturales abiertos.

De esta forma se ahorran de cruzar el abismo que espera a la geología, sedimentología y dinámica costera cuando se decidan mirar por la matriz termodinámica que acaricia en la ley 11723 la voz ecosistema y las entradas y salidas de energía solar de las que dan cuenta las vías sedimentarias, por completo ajenas a la física matemática de Newton.

Creer que listando foraminíferos resuelven el despiste que cargan los transportes sedimentarios y las causas de las sedimentaciones -tanto en ingresiones como en regresiones marinas-, ha sido el último recurso para tapar el sol con ellos.

Siguen desconociendo que todos los procesos de sedimentación son de origen continental, con recursos solares para su transporte fluvial haciendo sus aportes en sistemas convectivos e interfaces de salida con memorias grabadas en los fondos que transitan, o de capa límite térmica en el borde externo de las derivas litorales, por completo ajenas a sus miradas mecánicas de vientos y ola oblicua.

Así es como confunden dunas e ignoran cordones litorales, respecto de los cuales jamás he visto aprecios termodinámicos asistiendo mínimos criterios de su formación y su función. ¿Qué nivel de cegueras es necesario cargar para confundir y mentar procesos secos en La Postrera?, cuando de hecho han sido sedimentaciones subsuperficiales de delicado borde cuspidado por capa límite térmica en la interfaz externa de derivas litorales o incluso de cruce como es el caso de Pipinas, ya fuera en mar invasivo o en antigua retirada, pues para su gestación basta con que haya agua y la que fuera: dulce o salada.

Decir que las ingresiones marinas del pleistoceno alcanzaron los 6 a 8 metros solo es dable tras ignorar, por dar un ejemplo, que el cordón de Pipinas tras rondar al menos los 100.000 años y haber perdido su peculiar borde cuspidado, aún hoy alcanza en algún punto los 19 metros. Ese cordón de cruce de una antigua Barra del Indio es fruto del sistema que hoy reconoce paupérrimas huellas en el río Samborombón, y que sin la menor duda, con muchísimas mayores energías hacía sus salidas a un mar con un nivel no inferior a los 22 m, respecto del actual. En tanto el sistema del Salado lo hacía por el cordón de cruce de Villa Gesell. Ver serie

http://www.alestuariodelplata.com.ar/pampa7.htm

http://www.alestuariodelplata.com.ar/pampa9.html

http://www.alestuariodelplata.com.ar/marchiquita2.html

http://www.alestuariodelplata.com.ar/marchiquita3.html

http://www.alestuariodelplata.com.ar/marchiquita4.html

Respecto de la mentada cuenca del Salado aprecio señalar que nunca fue en los últimos 500.000 años "cuenca", sino "la propina" que le dejaron al Río V por haber oficiado los delicados gradientes térmicos determinantes de las advecciones de los sedimentos y flujos cordilleranos durante al menos los últimos 2,5 millones de años.

El ligero y gradual plegamiento al Sur de las sierras de San Luis impidiendo la salida Oeste-Este de los flujos cordilleranos de los antepasados del Tunuyán, Diamante, Atuel y tantos que ya borraron sus huellas, obligaron a buscar salidas al Sur por latitud 35º S , longitud 65º 40' O, y a medida que el plegamiento aumentaba seguir descendiendo hasta los 38º S.

Este proceso es el responsable, junto a los al Norte comparables de los Río IV y III, de la formación de al menos los últimos 700 m de suelos pampeanos hasta hoy atribuidos al sistema paranaense. Que por ello doy en llamar mar pampeano, dejando las dunas para el recuerdo de los despistes geológicos en postrer olvido.

La salida hacia el O, N y NE de los sedimentos y flujos cordilleranos cuyas advecciones fueran suscitadas por los flujos de estos tres cursos serranos, recibió como premio sus correspondientes "propinas", a las que la voz "cuenca" les queda un poco grande.

Querer resolver la "personalidad" de estas "cuencas" con créditos del cretácico a 7000 m de profundidad, habla de que el imaginario humano no tiene límites. Tampoco su catecuménica analógica mecánica ceguera.

Dejemos que hablen estos catecúmenos, de cuya honestidad y esfuerzos no dudo, en trabajos que vienen recortados para no hacer interminable estas lecturas.

 

LA CUENCA DEL SALADO

Víctor Ramos

Esta cuenca se desarrolla entre las sierras de Tandil y el umbral de Martín García, que corresponde al basamento metamórfico donde se asienta la ciudad de Buenos Aires (figura 9). Esta cuenca está formada por una secuencia de depósitos conglomerádicos de edad jurásica superior a cretácica inferior que marca el inicio de una cuenca tafrogénica de origen extensional asociada al desarrollo del margen atlántico (Rolleri, 1975).

La sedimentación continúa durante el Cretácico inferior con secuencias clásticas continentales,que en su parte más externa presentan una intercalación marina de edad cretácica superior. Su relleno excede ampliamente los 6.000 metros. Estas series están cubiertas por depósitos clásticos continentales y marinos de edad terciaria que a diferencia de los anteriores no están controlados por fallas, definiendo una sineclisa (Rolleri, 1975).

Este relleno sedimentario, así como los escasos remanentes de actividad basáltica, tanto en el subsuelo de Pipinas, como costa afuera, fueron interpretados por Introcaso y Ramos (1984) como una cuenca aulacogénica, sobre la base de su anomalía gravimétrica de Bouguer positiva, su escasa actividad magmática, su relleno de sinrift mesozoico, sus depósitos cenozoicos de hundimiento térmico y sus relaciones geométricas y temporales con el margen continental (figura 9). Las secuencias cenozoicas traslapan los márgenes originales de la cuenca y se depositan directamente sobre el basamento metamórfico precámbrico.

Asociadas parcialmente al desarrollo de esta cuenca se observan otros depocentros como los de Macachín, Mercedes y Rosario, cuyo relleno no es tan conocido (Yrigoyen, 1975; Pezzi y Mozetic, 1989).

Dibujar gráficos sin mentar intercambios termodinámicos entre ecosistemas aledaños y sin apuntar a los orígenes sedimentarios, es tan... como dejar de recordar que el 72% de los sedimentos que hoy acerca el Paraná vienen de las lejanas y bien occidentales fuentes del Bermejo; a cuyo hermano Pilcomayo las obras de nuestros irredimibles mecánicos se ocuparon de acreditarle los mayores atarquinamientos del planeta.

Desde el Oeste de este gran mar interior vienen la mayor porción de los sedimentos que concurren a plenar las plataformas y alfombrar los abismos oceánicos.

 

http://www.oilproduction.net/files/enarsa_e4.pdf

CUENCA DEL SALADO . CARACTERÍSTICAS SEDIMENTARIAS

EVIDENCIA DE HIDROCARBUROS

ROCA MADRE, ROCAS SELLO Y RESERVORIO TRAMPAS

Si se incluye en ella la conocida en territorio del Uruguay como Cuenca de Punta del Este, abarca una superficie de unos 85.000 km2, de los cuales casi 50% se desarrolla bajo el mar.La cuenca del Salado y la de Punta del Este están genéticamente relacionadas, estando parcialmente separadas por un alto de Basamento de orientación NW-SE, denominado del Plata, a su vez continuación del Alto de Martín García (Figura 6).

Tiene desde el punto de vista tectonico el carácter de una fosa (rift) con fallas de tensión delimitando su configuración. Se trata de un verdadero graben de orientación NW-SE con los limites longitudinales bien definidos. No sucede lo mismo con el occidental, ya que no está totalmente clara la naturaleza de la desvinculación con las Cuencas Chaco-Paranaense y General Levalle.

Seis sondeos exploratorios sobre el continente y otros seis costa afuera, contando entre éstos a dos perforados en aguas uruguayas, posibilitan conocer sus características sedimentarias. Dentro de un esquema genético de división cada una de las formaciones perforadas responde a las condiciones tectónicas de la evolución de la cuenca en forma bastante precisa (Figura 7).

El espesor sedimentario total detectado sísmicamente, alcanza algo más de 7000 m en su parte más profunda. La columna estratigráfica no es conocida en su totalidad pues los sectores investigados por sondeos son los próximos a los bordes de cuenca y sobre altos de Basamento, buscando posiciones estructurales favorables en aguas poco profundas

El relleno inicial comenzó en el Cretácico inferior, con un desarrollo máximo de unos 2000 m de conglomerados con rodados del Basamento. Han sido denominados Formación Río Salado e indican la etapa de “rift” de la cuenca. Es posible que hacia posiciones más centrales de cuencas se verifique un cambio normal de facies a clásticos más finos, pasando así al de un ambiente fisiográfico de fanglomerados a planicies fluviales, tal vez asociados a ambientes deltaicos y lacustres.

La etapa de relleno principal está representada por la Formación General Belgrano. Son areniscas y conglomerados rojizos con intercalaciones de arcillas del mismo color en las posiciones perforadas.. A diferencia de lo que ocurre en la vecina cuenca del Colorado, no se han hallado aquí intercalaciones marinas, pero se estima que hacia el Este necesariamente se debe producir un engranaje con sedimentos marinos, al menos en los términos superiores de la Formación General Belgrano.

Los primeros sedimentos marinos reconocidos corresponden a la etapa de deriva (Drift) y colmatacion de la cuenca. Estos sedimentos, de edad maastrichtianapaleocena son de ambiente nerítico y conocidos como Formación Las Chilcas. El resto de la secuencia cenozoica es alternadamente marino-continental, reemplazada hacia el Este por una columna continua de origen marino, en la que están representados todos los pisos terciarios.

El espesor máximo del Maastrichtiano-Cenozoico es de unos 2.500 metros. Más hacia el Este los sedimentos conforman una cuña que se abre hacia el talud continental, vinculándose con términos similares de la cuenca del Colorado, ya que el Alto de Tandil, al hundirse hacia el SE hace que ambas cuencas converjan en inmediaciones del Talud.

Veamos si la imagen que sigue permite dar valor a tan pretéritas inferencias

Pozos Perforados Costa

Afuera en la Cuenca del Salado Nombre Año Operador TD(m) Samborombon B1 1969 Union 1839 Samborombon A1-A 1969 Union 1731 SAMAR D-1 1969 Sun 3245 Dorado-1 1994 Amoco 3139 Lobo (Uruguay) 1976 Chevron 2714 Gaviotin (Uruguay) 1976 Chevron 3632

Evidencias de Hidrocarburos

Las muy escasas manifestaciones de hidrocarburos es uno de los mayores problemas de esta cuenca. Sin embargo, algunos datos aislados permitirían indicar la posible presencia de hidrocarburos en alguna parte de la misma. Las evidencias reportadas se refieren a rastros aislados en SAMAR D-1 y a glóbulos asfálticos en la Formación Las Chilcas en el pozo Samborombon B1.

La empresa Amoco informó que utilizando tecnología propietaria exclusiva pudo detectar en sus laboratorios la existencia de inclusiones de hidrocarburos en la estructura cristalina de muestras de roca de los pozos Lobo y Gaviotin.. Por otra parte en el pozo Dorado-1 perforado por Amoco en 1994 no hubo absolutamente ningún indicio de hidrocarburos líquidos o gaseosos.

Roca Madre

En ninguno de los pozos perforados en la cuenca han sido descriptas secciones con valores mínimos de materia orgánica que permitan considerarlas rocas generadoras. Esto ha constituido desde un principio el principal factor de riesgo en la cuenca. Hipotéticamente, facies lacustres generadoras podrían haber sido depositadas en varios hemigrabenes neocomianos en posiciones internas de cuenca. El modelado de cuenca efectuado en la Cuenca del Colorado podría ser extendido, de ser exitoso, a la del Salado. Por otra parte otras hipótesis podrían sustentar futuras actividades.

Rocas Sellos y Reservorios

Basados sobre el análisis de los perfiles eléctricos de los pozos perforados, en el sector Costa Afuera el sello regional estaría dado por una sección arcillosa comprobada en los seis pozos perforados. Esta sección arcillosa está ubicada en el tope del Paleoceno. Para la hipotética generación en los hemigrabenes neocomianos las arcillas intercaladas con las areniscas fluviales y deltaicas podrían ser un sello tanto vertical como lateral. El reservorio es el menor de los riesgos en la cuenca, pero aumenta a medida que se pasa a facies más distales con mayor influencia marina. En el pozo Gaviotin se informa de areniscas fluviales neocomianas con 15% de porosidad y 35% en el Oligoceno. Para el Paleoceno areniscas de facies marinas tienen, también según el perfil Sónico, porosidades de 30% y 25% en las fluviales del Aptiano-Albiano.

Trampas

La tectónica de esta cuenca es sumamente sencilla, no presentándose estructuras de plegamiento. De este modo, las trampas principales y numerosas serian las estratigráficas y en menor medida estructurales: sea con cierre en las cuatro direcciones por “draping” o asociadas con fallas de la etapa rift reactivadas durante el Cretácico superior.

Así, en líneas generales la Cuenca del Salado muestra numerosos intervalos con buenos reservorios, permaneciendo como incógnita la presencia de roca generadora. Hallazgos comerciales en la vecina Cuenca del Colorado tendrán necesariamente un muy fuerte impacto en la percepción de su potencial exploratorio.

Rescato de este breve trabajo la expresión: "La tectónica de esta cuenca es sumamente sencilla, no presentándose estructuras de plegamiento". Al menos me da esperanza de que no señalará al cordón de Pipinas o al de Villa Gesell debidos a matices tectónicos.

Queda bien acreditado en el gráfico, que al tiempo que señala a este cordón en tiempos de progradación, éste que suscribe le asigna cota de mar por encima de los 22 m. Está claro que alguien está en la ... No advierto término medio.

 

 

Estado actual de los conocimientos sobre la Formación Camacho (Mioceno medio?-superior?, Uruguay) Peter SPRECHMANN1 , Lorenzo A. FERRANDO , y Sergio MARTINEZ.

Palabras clave: Formación Camacho. Mioceno. Paranense. Entrerriense. Geología. Paleontología. Uruguay.

Introducción Darwin (1839 y 1846) y d’Orbigny (1842) fueron los primeros que estudiaron los sedimentos que pertenecen a la hoy denominada Formación Camacho. Esta unidad equivale a parte de las anteriores denominaciones de: Formación Terciaria (Walther, 1915), Transgresión Marina Entrerriana (Kraglievich, 1928, 1932), Transgresión Entrerriana y Araucana (Teisseire, 1928), Piso Paraná (Walther, 1931), Depósitos de la Transgresión Marina Entrerriana (Lambert, 1941), Transgresión Entrerriana (Serra, 1943) y Areniscas fosilíferas de Camacho, término introducido por Caorsi y Goñi (1958). Goso y Bossi (1966) le dan rango formacional.

Regionalmente la Formación Camacho ha sido cartografiada en el mapa geológico del departamento de Colonia por Serra (1943) y en las Cartas Geológicas del Uruguay a escala 1/500.000 por Caorsi (1957); 1/1.000.000 por Bossi et al. (1975); 1/500.000 por Preciozzi et al. (1985) y a 1/500.000 por Bossi et al. (1998). Las mejores exposiciones se ubican en el departamento de Colonia donde aflora ocupando un área relativamente pequeña.

El estratotipo de la Formación, no está bien definido; Caorsi y Goñi (1958) sugieren la zona de canteras en el paraje homónimo ya descriptas por Frenguelli (1930), en tanto que Bossi y Navarro (1991) proponen el del perfil de Punta Gorda. No existe una sección en las que afloren todas las litofacies de la unidad. En: Aceñolaza F. G. y Herbst R. (Eds.). INSUGEO, Serie Correlación Geológica, 14: 47-65 El Neógeno de Argentina Tucumán, 2000 - ISSN 1514-4186

Cuenca de sedimentación

La expresión "cuenca de sedimentación" ya nos pone en alerta del carácter o aprecio gravitacional que se supone reina en ella. En lugar de estimar cuáles son sus virtudes o aptitudes para estimular las dinámicas de los transportes sedimentarios, los geólogos apuran aprecios a los depósitos.Siempre ha sido así y no será menor el esfuerzo para cambiar de actitud.

La caída de la manzana ha quedado rigidizada en su física matemática. Se miran caudales de entrada y de salida y en modelos de caja negra resuelven lo que nunca modelizaron, ni infirieron por fuera de las variables conocidas. Nunca tuvieron presente alguno los sistemas convectivos. Con semejante economía es inevitable que después de 380 años les cueste abrir los ojos a las energías que brotan en Natura.

Los conocimientos disponibles permiten distinguir dentro del territorio continental uruguayo cuatro áreas de desarrollo de la Formación Camacho, siempre asociadas a su litoral sur: (a) Desde los alrededores de la ciudad de Colonia hacia el NW hasta la altura de Nueva Palmira, donde aflora alcanzando unos 20 m de potencia y se desarrolla hasta unos 6 km. de la costa actual. Allí es el único lugar donde puede ser cartografiada a escala 1/100.000 (Fig. 1), encontrándose además las secciones tipo propuestas. (b) En zonas desconexas en las plataformas de abrasión, playas y pie de algunas barrancas en el sur del departamento de San José, donde se desarrolla en la mitad S del mismo dentro de la fosa tectónica de Santa Lucía, cubierta por unidades más jóvenes. Da Silva (1990) asigna 42 m en la perforación N º 1394/4 ubicada en Kiyú. En la perforación Las Brujas (SL6-P1) tendría una potencia de 22 m (Coronel et al., 1988). También existe un afloramiento atribuido por estos autores a la Formación Camacho situado sobre el río Santa Lucía, en las cercanías de la localidad de Las Brujas, Departamento de Montevideo. (c) Se ha mencionado también su desarrollo en el subsuelo, aunque sin describir fósiles, en los alrededores de algunas de las lagunas del litoral atlántico. Por ejemplo, Figueiras y Broggi (1976) así como Bossi y Navarro (1991) citan 40 m en la zona de la laguna del Sauce (perforación Nº 861/2); en tanto que Campal (com. pers., 1999) indica su probable ocurrencia en la laguna de Rocha, en la base de un pilar del puente. (d) En la zona de la fosa tectónica de la Laguna Merín, la cual constituye el borde occidental de la Cuenca de Pelotas donde, aunque no aflora, se estima que alcanzaría un desarrollo importante en el subsuelo, con límites aún imprecisos.

En el sondeo Chuy (Nº 364) se encuentran entre -133 y -113 m. niveles fosilíferos clásicamente asignados a la Formación Camacho (Medina, 1962; Closs y Madeira, 1968; Figueiras y Broggi, 1971, 1972/73; Sprechmann, 1978a, 1980). Estos niveles fosilíferos del Mioceno se diferencian claramente de otros depósitos marginales marinos más modernos presentes en dicho pozo. Unicamente Figueiras y Broggi (1976), le asignan 53 m (entre –138 m y –85 ) a la formación. Sanguinetti (1980) en la perforación Jaguarão (2-PJ1-RS, Brasil), muy cerca de la frontera, a unos 135 m. de profundidad asigna unos 25 m de sedimentos fosilíferos al Mioceno. Esta perforación se encuentra cerca del extremo norte de la Cuenca de Pelotas. Allí identifica ostrácodos los cuales tipifican a la Subzona de Krithe trinidadensis situada en la parte superior de la Zona del ostrácodo Henryhowella evax del Mioceno. Estas unidades bioestratigráficas se encuentran en otras perforaciones de la Cuenca de Pelotas en Rio Grande do Sul (op. cit., Figs. 13, 14, 15).

En otras perforaciones realizadas más al N en esta fosa tectónica (Puerto Gómez, La Catumbera y Rincón de Gabito) no han sido reconocidos los niveles fosilíferos que caracterizan a esta unidad. Esta situación implica que el mayor desarrollo de la Formación Camacho se verifica dentro del estuario del Río de la Plata y hacia la plataforma continental. De acuerdo a los datos conocidos, en las perforaciones Lobo I y Gaviotín I, se habrían atravesado más de 600 m asignados a depósitos correlacionados con Camacho (Stoakes et al, 1991; De Santa Ana y Ucha, 1994), definidos como arcilitas fosilíferas marinas, intercaladas con areniscas que atribuyen a prodeltas, desconociéndose las eventuales variaciones hacia las zonas continentales. La Figura Nº2 muestra el límite probable de la transgresión que originó la Formación Camacho en el territorio uruguayo; pero resulta difícil establecer además una posible distribución de isobatas o depocentros.

Tectónica

No existen estudios destinados a definir si existió actividad tectónica, y en caso afirmativo, de qué tipo, en el momento del comienzo de la sedimentación y constitución de las cuencas en las cuales se desarrolló la Formación Camacho. El desarrollo de las litologías de Camacho en Uruguay ocurre dentro de las áreas de las cuencas cretácicas. Parecen corresponder a la continuación de la subsidencia de las áreas centrales de las mismas determinando la formación del proto Río de la Plata y de buena parte de su cuenca, en las que se vienen acumulando intermitentemente sedimentos a partir del Cretácico superior.

La depositación de la Formación Camacho fue, además, consecuencia de al menos una transgresión marina. En el área S del Departamento de San José, se desarrolló dentro de la fosa tectónica de Santa Lucía y, según los datos preliminares disponibles, se sugiere que la paleo costa norte estuvo determinada por el horst que se ubica a la altura de la ciudad de Libertad, en tanto que por el E el límite estaría determinado por las fallas por la que actualmente corre el curso inferior del río San José.

Las áreas en que se describe la existencia de sedimentos marinos del Mioceno a partir de perforaciones al SE del país podrían tener en algunos casos, por lo menos, una clara génesis tectónica, aunque aún no bien definida.

En el caso de la fosa tectónica de la Laguna Merín, que se corresponde al borde W de la Cuenca de Pelotas, se ha evidenciado la presencia de fósiles del Mioceno en la perforación Chuy (Nº 364), donde el desarrollo de las litologías consideradas estarían limitadas al N por una falla que se ubica al pie de la Sierra San Miguel, y por el S por otra estructura tectónica que limita el granito de Santa Teresa que representa, además, el borde austral de la fosa tectónica.

En la zona aledaña al sondeo Jaguarão (2-PJ1-RS), no se presentan hipótesis que expliquen su desarrollo. En cambio se reconoce por distintos investigadores la existencia de varias etapas tectónicas post Camacho, hasta casi actuales, en particular para explicar su distribución y posición topográfica relativa actual: así el techo de la unidad se encuentra aproximadamente a: + 20 m en los alrededores de Punta Gorda, a cota prácticamente 0 en el S de San José; a –20 m en la Laguna del Sauce, y a -113 m en la perforación Chuy.

En la perforación Jaguarão el nivel fosilífero aparece aproximadamente a –135 m.

Litoestratigrafía y relaciones estratigráficas

Las rocas asignadas a la Formación Camacho se apoyan en discordancia erosiva sobre otras unidades estratigráficas: litologías de naturaleza dominantemente granítica de los Terrenos Piedra Alta, Nico Pérez y Cuchilla Dionisio; basaltos de la Formación Mariscala, eventualmente en el subsuelo con riolitas de la Formación Arequita; o sedimentos cretácicos correspondientes a las Formaciones Migues y Mercedes, pero más frecuentemente sobre las sedimentitas de la Formación Fray Bentos.

Resulta, a su vez, cubierta también en forma de discordancia erosiva por las Formaciones Martín Chico, Raigón, Libertad y Barra del Chuy. En algunas áreas existen dificultades para definir el límite superior de Camacho, en particular para distinguir entre litologías de las Formaciones Camacho y Raigón en los Departamentos de Colonia y San José. Parte de este problema deriva de que los trabajos anteriores a Bossi et al. (1975), consideraban a todas esas unidades como sincrónicas con pasajes laterales entre ellas (Bossi, 1966). Trátase de litofacies frecuentes en la transición entre Camacho y Raigón portadoras de numerosos fósiles de vertebrados de ambientes terrestres formadas, en lo principal, por fangolitas verdes, expuestas en las barrancas y plataformas de abrasión en el Depto de San José (Tabla I).

Ha sido denominada Formación Kiyú por Francis y Mones (1965), no existiendo acuerdo acerca de su asignación litoestratigráfica. Ha sido considerada como estratigráficamente basal dentro la Formación Raigón por Goso y Bossi (1966) y Bossi y Navarro (1991). Por el contrario, De Santa Ana et al. (1988), Da Silva (1990), Perea (1993, 1998) y Martínez (1994a) la incluyen como la litofacies cuspidal de la Formación Camacho.

Hasta tanto no se resuelva esta controversia se coincide en designarla como “litofacies Kiyú”. Actualmente esta situación tiende a resolverse por la aplicación de varios criterios:

(a) Litoestratigráficos: definidos a partir de Bossi et al. (1975) al caracterizar la Formación Martín Chico entre ambas y establecer a Camacho y Raigón como diacrónicas y discordantes;

b) Paleoambientales: Camacho corresponde a facies marinas, mientras que Raigón y Libertad fueron formadas en ambientes continentales (Bossi et al., 1998);

(c) Paleontológicos: Camacho contiene fósiles marinos los cuales tipifican, al menos, a la mayor parte de sus litofacies y permiten su separación.

En el SE del Uruguay donde no aflora, la falta de sondeos a testigo corrido, dificulta precisar las características litológicas de la Formación Camacho, y sus relaciones estratigráficas con las sobreyacentes y analizar la eventual existencia de depósitos continentales sincrónicos, existiendo varias hipótesis al respecto (Goso y Bossi, 1966; Goso, 1972; Sprechmann 1978 a, Bossi y Navarro, 1991; Bossi et al., 1998), que van desde la discordancia a la interdigitación, en función de las ideas de cada autor de la evolución de la costa atlántica del Uruguay desde el Mioceno hasta el Pleistoceno

Al igual que en los trabajos antaeriores y en los que siguen, la existencia de fósiles marinos prueba lo obvio de sus orígenes, pero nunca ha sido probado que el origen de los sedimentos fuera otro que continental vehiculizado por tributarios en la interfaz marina invasiva o regresiva, o mucho más allá de la interfaz continental por los extensos viajes que merced a la energía solar cargada en los sedimentos, reconocen los sistemas convectivos.

El día que la Geología se aplique a mirar los viajes y deje en segundo lugar a los depósitos, se encenderá para Ella otra mirada mucho más dinámica de la Tierra llena de energía perdurable. Antes que depósitos miren o imaginen los viajes.

 

El Neógeno de Argentina

Editores: F. G. Aceñolaza INSUGEO - Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo Universidad Nacional de Tucumán Miguel Lillo 205, 4000 Tucumán, Argentina y R. Herbst INSUGEO - Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo Universidad Nacional de Tucumán Miguel Lillo 205, 4000 Tucumán, Argentina

Palabras claves: Miocene. Formación Paraná. Estratigrafía. Argentina.

Introducción

La primer referencia a estratos de edad terciaria en la Mesopotamia fue realizada por Alcides D´Orbigny (1842), quien en febrero de 1827 «un poco más arriba del riacho de las Conchillas.» identificó una columna geológica representada por arenas y arcillas con fósiles que le sugerían una antigüedad de ese período. Un año más tarde tuvo la posibilidad de revisar secciones que exponían la secuencia marina en la ciudad de Paraná que eran sometidas a explotación para su utilización en la fabricación de cal. «Recogí con avidez los fósiles que encontré, porque eran los primeros que descubrí en América», decía al comentar las tareas que le permitieron elaborar la primer columna estratigráfica del Terciario de la Mesopotamia e interpretar que ella tuvo origen en un avance del océano Atlántico sobre el continente.

Unos años más tarde Charles Darwin (1846) revisó los afloramientos en las barrancas de Paraná, coincidiendo con D´Orbigny en las características fundamentales de la columna estratigráfica, destacando su origen marino.

Con posterioridad Martín de Moussy (1857) hizo una descripción geológica de los alrededores de Paraná, asignando el conjunto sedimentario marino a una edad desde el Jurásico al Terciario. Esta errónea interpretación dio lugar a que, el entonces inspector de Minas de la Confederación Auguste Bravard (1858), efectuara un detallado análisis de la columna aflorante en las barrancas sobre los que se asienta la ciudad de Paraná. A estos los llamó «terrenos marinos del Paraná o formación marina del Paraná», nominación que, por razones de prioridad, hoy se acepta para identificar a la secuencia sedimentaria marina aflorante en la ciudad homónima.

A partir de la sistematización de los estudios geológicos en la República Argentina, producidos con posterioridad a la creación de la Academia Nacional de Ciencias en Córdoba un gran número de investigadores se abocaron a resolver distintos temas que hacen a la interpretación de los sedimentos del Terciario mesopotámico.

Entre quienes abordaron la cuestión estratigráfica, planteando diversas alternativas, pueden ser referidos Burmeister (1876), Stelzner (1923), Döering (1882), Borchert (1901), Ameghino (1906), Ihering (1907), Frenguelli (1920, 1947), Kantor (1925), Cordini (1949), Scartascini (1954, 1959), Camacho (1967), Yrigoyen (1969), Herbst (1971), Iriondo (1973), Aceñolaza (1976), Aceñolaza y Aceñolaza (2000), Herbst (1971) y Herbst y Santa Cruz (1999).

Tan abundante bibliografía más que aportar datos que complementen la información original produjeron, como efecto contrario, un oscurecimiento de la interpretación generando debates que en algunos puntos aún se encuentran vigentes. Como contribución al debate de esta problemática, en 1999 se desarrolló en Diamante, Entre Ríos, una reunión de expertos con miras a ordenar muchos de los temas en cuestión y también actualizar conceptos hoy en desarrollo.

Fruto de ello se desarrolla la presente contribución donde se pretende dar un panorama general acerca de la distribución de la Formación Paraná en el ámbito de la Mesopotamia y su distribución regional en los distintos puntos del subsuelo pampásico, como asimismo de sus equivalentes cronológicos y estratigráficos reconocidos en otros puntos del país.

 

Sinonimia

Los diferentes nombres que se han asignado a las capas marinas de Paraná, en sentido cronológico, son las siguientes: Grès tertiaire marin D, Grès Ostreen H, Calcaire arenifère I (D´Orbigny, 1842); 3º Capa Calcárea, 4º Capa arcillosa y 5º Arena verde-amarilla (de Moussy, 1857) Terrenos marinos del Paraná, Formación marina del Paraná y Terreno marino inferior, (Bravard, 1858); Piso Paranense y Piso Patagónico (Döering, 1882); Paraná-Formation /Paraná- Stufe (Borchert, 1901); Formación Entrerriana (Ameghino, 1906); Mesopotámico inferior y medio en las facies entrerrianas DHI sensu D´Orbigny (Bonarelli y Nágera, 1913); Paranense cuspidal, Entrerriense, Rionegrense marino y Araucanense con Turritella (Frenguelli, 1920, 1947), Estratos Santafecinos (Stappembeck, 1926), Formación Entrerriana (Cordini, 1949); Depósito a, b, c o Transgresión de Bravard (Scartascini, 1954); Formación Entre Rios (en partes, Reig, 1956); Formación Paraná y Formación Entre Ríos (Camacho, 1967), «Entrerriense» (Groeber, 1960), Formación Puerto Brugo (Gentili y Rimoldi, 1979); Formación Paraná (Yrigoyen, 1969, Aceñolaza, 1976, Herbst, 1971).

Localidad tipo

Bravard (1858) en su descripción señala que «En todo el espacio comprendido entre la Bajada Grande y el puerto de la Santiagueña, extensión de 3 o 4 millas, se cuentan una docena de estas barrancas que ocupan como la mitad de aquella distancia… La formación marina no se descubre sino en las barrancas de que acabamos de hablar y en las hendeduras del suelo formadas por las aguas del Salto, pequeño riachuelo, que corre de Sud a Norte y limita al oeste la Ciudad de Paraná».

Este autor al referirse al puerto de la Santiagueña señala un punto en el actual Puerto Nuevo, mientras que el arroyo que menciona como del Salto es el hoy conocido arroyo Antoñico.

Bravard (1858) describe dos columnas a las que pueden definirse como tipo para la Formación Paraná. Ellas son la del puerto de la Santiagueña (hoy zona del Puerto Nuevo) donde identifica una sección de aproximadamente 15 metros de espesor y otra, a unos 400 metros al este, en la que entonces constituía la cantera de José Garrigó. Allí reconoce que la secuencia marina tiene unos 32 metros de potencia.

Refiriéndose en términos muy generales señala que las diferencias composicionales permiten identificar «...dos formaciones muy distintas» (sic). A la superior le llama «Estado o sistema calcáreo» e incluye en él a los bancos de calizas organógenos y areniscas calcáreas; mientras que a la inferior la denomina «Estado o sistema de arenas arcillosas», involucrando en su descripción a los bancos de arenas y arcillas que contienen moluscos dispersos y restos de vertebrados.

La que puede ser denominada “sección y área tipo” es aún parcialmente reconocible en un tramo de la quebrada de la Santiagueña, inmediatamente al este de la cuesta de calle Güemes y los escasos afloramientos sobre avenida Uranga, en la ciudad de Paraná. De allí que en un sentido estricto el nombre de Formación Paraná debería aplicarse a la columna estratigráfica que tiene como de base al nivel del rio.

Obviamente un gran número de perforaciones realizadas con posterioridad en distintos puntos de la ciudad de Paraná pudieron comprobar que los sedimentos marinos se continúan sin interrupción litológica o cromática hasta aproximadamente la cota -110, lo que lleva a extender el concepto de esta unidad hasta su contacto con las arcillas pardas Camacho, Bajo del Gualicho, Valeria del Mar, Pto. Paraná, Santa María, Centinela, Barranca Final, San Julián, Rio Leona, Carmen Silva, irihuau, El Cerro, Paraná, Aldea Brasilera, Hernandarias, Diamante, Villa Urquiza, Chenque 6 0 ” 3 1 ” 5 9 ”

Dicho de otro modo, la sección aflorante corresponde al cuarto superior del paquete sedimentario marino generado por el evento eustático que afectó esta región durante el Mioceno.

Interpretación de la Formación Paraná en el marco regional pampásico.

Si bien la interpretación que señala el origen atlántico de esta unidad se remonta a D´Orbigny (1842), la mayor disponibilidad de datos de subsuelo a partir de los primeros años del siglo 20, brindó un panorama más certero sobre las dimensiones que tuvo la extensión del mar «paranense». Comparaciones de la malacofauna sudamericana y caribeña llevaron a Ihering (1907) a postular la existencia de vinculación de la cuenca amazónica con la de Paraná mediante un brazo de mar al que, años más tarde, dicho autor llamó «manga del Tethis» (Ihering, 1927). Las posibilidades de una comunicación por mar entre la pampasia y las cuencas del Amazonas y Orinoco es reforzada por Boltoskoy (1979, 1991), Alonso (2000) y por Del Río (1988, 1998) quienes llegan a señalar que la afinidad faunística entre el norte y sur de Sudamérica es muy alta.

En contraposición, Windhausen (1931) recopilando los datos de perforaciones que en Pampasia le permitieron a Stappenbeck (1926) dar una continuidad regional a las capas de arcillas verdes de origen marino («Estratos Santafesinos sensu Stappenbeck, 1926), pone en duda el hecho que la transgresión haya superado los límites septentrionales de Argentina.

A esta interpretación, que invalida la conexión intracontinental, adhieren Aceñolaza y Aceñolaza (2000) y Marengo (2000). teniendo en cuenta los datos de perforaciones no solo de Argentina, sino también las que se lograron en el Chaco paraguayo (Wiens, 1996) y en el borde subandino de Bolivia. Máxime teniendo en cuenta que el único argumento que fundamenta dicha interpretación está dado, básicamente, por la presencia del foraminífero Ammonia beccarii , cuyo habitat varía entre el bentos marino y aguas salobres continentales (Usera y Blázquez, 1998) y a los conceptos fundados en la fauna de foraminíferos, desarrollada por Marengo (2000).

Por las perforaciones realizadas en Mesopotamia y Pampasia se conoce que las capas marinas se asientan, en aparente discordancia, sobre capas arenosas o limo arenosas pardas y rojizas de edad oligocena (Formaciones Fray Bentos Olivos). Una serie de perfiles de perforación descriptos por Cordini (1949) señala que la unidad marina en Entre Ríos se extiende, al menos, hasta el este de la cuenca del río Gualeguay. Así por ejemplo, menciona como propia del «entrerriense» a un paquete de arcillas arenosas verdosas que constituyen la base de la perforación de Villa Domínguez (entre -31,5 y -59,6 m bbp).

Algo similar ocurre en las perforaciones de Altamirano (-27,5 a -51 m bbp), Maciá (-36,8 a -115,3 m bbp) y Durazno (-55,3 a -77,9 m bbp). En Parera (-43,5 y -80 m bbp) e Irazusta (-18 y -81 m bbp). En Villaguay, uno de los puntos más orientales donde se registra esta unidad, los bancos de arenas y arcillas se encontrarían entre los 30 y 62 metros de profundidad. De igual manera el registro de la Formación Ruta 11 Figura 6. Columna estratigráfica y esquema geológico de la zona de Molino Doll, según Aceñolaza y Aceñolaza (2000).

Paraná estaría comprobado en las perforaciones de La Paz (-27 a -96 m bbp) y en San Gustavo (por debajo de los 28 m). En todos los casos mencionados el valor inferior corresponde al final del pozo; mientras que en Gualeguaychú, para dicho autor, a partir de los 57 metros de profundidad se registra la presencia de la Formación Fray Bentos. De la perforación de Gobernador Solá, Groeber (1961) menciona la presencia de niveles con restos de ostras y moluscos marinos en una profundidad variable entre 91 y 92 metros bbp. Considerando que esta localidad está en cota +84, Groeber (1961) interpreta que si los mismos son equivalentes a los de las barrancas de Paraná, se estaría ante la presencia de una amplia combadura

La secuencia marina, caracterizada por arcillas verdes o verde-azuladas, tiene espesor variable correspondiendo los máximos valores a una línea que va de sureste a nor-noroeste desde la latitud de Rosario hasta el norte de Santiago del Estero.

En la interpretación de Stappenbeck (1926), esta unidad tiene unos 170 metros de potencia en Bell Ville (Córdoba); mientras que en San Francisco (Córdoba) esta alcanzaría unos 180 metros. En Santiago del Estero y oeste de Santa Fe el espesor es del orden de 145 metros en Tostado, unos 220 metros en San Cristóbal, 114 metros en Banderas y unos 180 metros en Chañar Pozo.

Según Zabert y Barbano (1982), en Santiago del Estero (perforación Capital 4) esta unidad tiene unos 220 metros de espesor, siendo los niveles inferiores portadores de foraminíferos del género Ammonia beccarii parkinsoniana y Quinqueloculina seminulina; mientras que en Medellín (Atamisqui) la potencia es del orden de 50 metros, también con los mismos foraminíferos. Algo similar ocurre en el estudio del pozo de Josefina, en la provincia de Santa Fé (Anzótegui y Garralla, 1986).

Los espesores en los límites con Catamarca, cercanos a los 100 metros (Frias, 114 metros y Tapso, 72 metros) ayudan a la interpretación de Windhausen (1931) de hacer ingresar una manga marina por la cuenca de las Salinas Grandes hacia las provincias de La Rioja y Mendoza; mientras que la existencia de una fauna de moluscos en el valle de Santa María (Catamarca), le lleva a proponer su conexión con el tramo norte de la transgresión.

Esta situación fue revalorizada por Bertels y Zabert (1980) al reconocer una fauna de foraminíferos en sedimentos terciarios de Santa María que son interpretados como propios de un ambiente marino costanero o en lagunas de salinidad superior a lo normal.

Esto es nuevamente sostenido por Zabert (1982) al descubrir la presencia del foraminífero bentónico Nonion demens. En contraposición Spiegelman (1971), con argumentos sedimentológicos, sostuvo que dichos niveles eran típicamente continentales.

Una revisión hecha por Herbst y Zabert (1987) basada en datos de perforaciones y afloramientos llegan al diseño de la cuenca en la que, gracias a los foramíferos, señalan los sectores del ámbito pampásico en los que es posible identificar rangos de salinidad creciente o decreciente .

Al margen del análisis que se hizo sobre los afloramientos del área tipo en Entre Ríos debe señalarse que en el subsuelo se la detecta en perforaciones profundas realizadas en la cuenca del río Paraná. Según Herbst y Santa Cruz (1999) en Corrientes el espesor máximo es del orden de los 68 metros y se reconoce como arcilitas limo-arenosas de color gris verdoso con algunas intercalaciones de arenas gris amarillentas. En las arcilitas se han recogido algunos fragmentos de Ostrea sp en la perforación de Santa Lucía y los foraminíferos Protoelphidium tuberculatum y Ammonia beccarii parkinsoniana y los ostrácodos Cyprideis sp. y Perissocytheridea sp.

Así también se tiene buenos registros en la región norte de la provincia de Buenos Aires, esta unidad está compuesta por arcillas gris verdosas a oscuras, compactas y con abundantes microfósiles (Yrigoyen, 1975).

Su espesor va incrementándose desde una decena de metros en la región de San Nicolás (Bracaccini, 1980), con valores mayores en La Plata (220 metros); Monte Veloz (362 metros), hasta unos 800 metros en la parte externa de la cuenca del Salado (Yrigoyen, 1975, Bracaccini, 1980).

En la Cuenca del Colorado los niveles marinos se apoyan concordantemente sobre las facies continentales y marinas de las Formaciones Ombucta y Elvira . Allí las arcillas del Mioceno tienen un color gris oscuro o verdoso y se reconocen con el nombre de Formación Barranca Final (Zambrano, 1972) y tiene, en el continente (Pozo Colorado-1) un espesor máximo de 792 metros y mar afuera (Pozo H-x-1) 997 metros (Zambrano, 1980).

En función al contenido paleontológico (dinoflagelados y polen) se interpreta que la Formación Barranca Final es una sucesión marina litoral-estuariana (con Operculodinium israelianum) a oceánica (con Impagidinium sp. y Nematosphaeropsis rigida) cuya depositación fue continua entre el Oligoceno y el Plioceno inferior (Guerstein y Guler, 2000) y entre el Oligoceno y Mioceno inferior (Malumian y Ñanez, 1998).

Relaciones con el área patagónica La Formación Barranca Final no solo se identifica en el subsuelo de la Cuenca del Colorado, sino que también a ella deben referirse los afloramientos de la costa del golfo de San Matías en la provincia de Río Negro (Zambrano, 1980). Esta unidad es también identificada por con el nombre de Formación Gran Bajo del Gualicho (Lizuaín y Sepúlveda, 1979) para la región homónima y por Stipanicic y Methol (1980) con el de Formación Patagonia. Se debe señalar que para Lizuaín y Sepúlveda (1979) y Sepúlveda (1983), el espesor de esta unidad no supera los 80 metros.

La línea de costa que va desde la desembocadura del río Negro hasta el Santa Cruz presenta una sucesión de afloramientos del Mioceno marino prácticamente continua. En el norte, en la zona de Playa el Cóndor ( Rio Negro) tienen un espesor visible de pocos metros de potencia y están representados por arcilitas verdosas con intercalaciones arenosas y niveles conteniendo una malacofauna caracterizada por Ostrea. En la región de Las Grutas, al sur de San Antonio Oeste, el nivel arcilloso es visible desde el nivel inferior de bajamar hasta unos 6 metros de altura. Luego es sucedido de unos 4 metros de arenas arcillosas blanquecinas, algo tobáceas.

En la cuenca del Golfo San Jorge los sedimentos del Mioceno se identifican con el nombre de Formación Chenque, cuyos afloramientos tienen especial desarrollo en la zona de Comodoro Rivadavia. Estos representan depósitos litorales que varían desde propios de un ambiente de albúfera hasta los marinos de barrera y plataforma.

Por último debemos abordar en este análisis lo referido a la configuración del Océano Atlántico durante el Terciario, particularmente en el Neógeno. Numerosos autores sostienen que durante el Eogeno aún subsistía una vinculación continental entre la península Antártica y el extremo sur de Patagonia. Ello no solo favorecía intercambios entre ambos continentes sino que configuraba una barrera limitante de la circulación oceánica entre el Atlántico y el Pacífico.

Conclusiones

Debe reconocerse a la Formación Paraná conforme a su estratotipo aflorante en la ciudad homónima y a los datos de subsuelo identificados en la misma zona. En ese aspecto debe promoverse la eliminación del uso de términos ambiguos y sinónimos informales tales como «paranense», «entrerriense», tanto en la región tipo como en las diferentes regiones de Argentina, que fueron utilizadas para definir la transgresión del Mioceno, ya que en su aplicación original solo representan un acontecimiento puntual de la sección superior aflorante, no de la totalidad de la sección marina. De allí que el indiscriminado uso en el resto del territorio nacional no solo complicó la correlación geológica, sino que llevó a confusión interpretativa. Valga esta misma conclusión para los términos litoestratigráficos equivalentes o algo más antiguos del área patagónica, que representan depósitos ocurridos durante el acontecimiento eustático acaecido en el Atlántico sur con posterioridad a la apertura del Pasaje de Drake.

En ese sentido debe señalarse que tanto la Formación Paraná como las unidades equivalentes tienen una historia común a partir del Mioceno inferior-medio, lo que no invalida que el acontecimiento eustático que los originó pudiera haberse iniciado en tiempos previos, hasta del Oligoceno superior.

Los depósitos continentales que le sirven de base (Formaciones Fray Bentos Olivos-Elvira) solo tienen incidencia en la Pampasia-Mesopotamia y en sectores restringidos de la plataforma continental: situación que asimismo se verifica en los que le sirven de techo (Formaciones Ituzaingó-Rio Negro-Santa Cruz).

Es posible que el avance del mar sobre el continente debió estar limitado por la máxima altura que éste logró y por cuestiones topográficas resultantes de una paleogeografía no demasiado diferente de la actual.

Los depósitos carbonáticos-fosfáticos y la dispersión de la fauna asociada debió estar condicionada por corrientes marinas cálidas que, para esos tiempos, alcanzó latitudes más altas que las actuales. Ellas favorecieron el desarrollo de estructuras arrecifales (de carbonatos y de moluscos) como las que caracterizan determinados niveles de Paraná, Camacho, Península Valdés y Comodoro Rivadavia. Por último debe señalarse que la actual disponibilidad de datos litoestratigráficos y paleontológicos en un marco regional no facilitan dar sustento a la idea que postula una eventual conexión marina entre la cuenca del Amazonas y la de la Mesopotamia-Pampasia.

El principal valor que advierto en este trabajo es el referido a puntualizar diferencias entre sinonimias. Tal el caso de expresiones que fueron utilizadas para definir la transgresión del Mioceno, "que en su aplicación original solo representan un acontecimiento puntual de la sección superior aflorante, no de la totalidad de la sección marina".

De todas maneras aquí también hago incapié en la necesidad de mirar por las dinámicas que asisten los viajes de los sedimentos y los motivos de sus deposiciones; sus vehículos de aguas dulces, sus advecciones suscitadas por gradientes térmicos de ligera menor temperatura, sus memorias grabadas en los fondos que transitan y sus descargas por capa límite térmica en la interfaz externa de sus salidas tributarias cumpliendo la función de proteger las mismas, en eso que damos en llamar cordones litorales de borde cuspidado que nada tienen que ver con dunas. Que por ello, un postrer monumento a los despistes mecánicos lo conforman los apuntes a La Postrera.

¡Cuánto más sencillo inferir tectónicas que cruzar el abismo de los sistemas termodinámicos naturales abiertos y dejar a Newton descansar en paz!

Veamos si estos gráficos que siguen nos ayudan a inferir dinámicas. Recordemos que las cotas en cercanías a la ciudad de Paraná alcanzan los 100 m. En Victoria rondan los 50 m y en Rosario 20 m. Todo ésto en 120 Kms de distancia. ¡¿tectónica?! ¡¿dunas?!

En adición, si hablamos de una fractura, el eje de esa fractura parece pasar por Asunción y no por el escudo al Este. En adición, las mayores cargas de sedimentos viniendo del Oeste, de sistemas como los del Bernejo, el del hoy destruido Pilcmayo y los de aquellos que no figuran en ninguno de estos balances de mecánicos pretéritos.

La altura de la divisoria de aguas en el punto más crítico del brazo de Thetys es menor al ligero plegamiento que se manifiesta al Sur de las sierras de San Luis del orden aprox a los 250 m. Ese plegamiento fue el generador de las salidas de sedimentos y flujos cordilleranos en los últimos 2,5 millones de años a partir de la latitud 35º S y responsable de los últimos 700 m de espesores de nuestras pampas bonaerenses.

Al menos en etapas pleistocenas y holocenas, la influencia de los sedimentos paranaenses concluye en las vecindades del sistema Carcarañá. Mirando dinámicas y cotas, las diferencias de criterio van bien más lejos de las cuestiones de los depósitos y las sinonimias.

El brazo interior que va creciendo entre el sistema del río Uruguay y el Paraná es fruto de deposiciones por capa límite termica. Olviden la caída de la manzana. La energía solar acumulada en esas áreas y en sus vecindades habilita transportes sedimentarios a 5.000 kilómetrows. Si precipitan allí no es por la virtud de la manzana de Newton.

Pregunten por qué va quedando encerrado el sistema del río Uruguay. Aquí advertirán que la Geología merece al menos un lazarillo termodinámico.

Ver http://www.alestuariodelplata.com.ar/uruguay2.html y http://www.alestuariodelplata.com.ar/uruguay4.html

 

Rasgos micropaleontológicos de los depósitos de la transgresión Entrerriense-Paranense en la cuenca Chaco-Paranense y Noroeste Argentino. Hugo Guillermo MARENGO

Palabras clave: Cuenca Chaco-Paranense, Mioceno medio-tardío, microfósiles calcáreos marinos, paleogeografía, paleoambientes, variaciones eustáticas.

Introducción

Durante el Mioceno medio-tardío ?, una transgresión cubrió gran parte del territorio argentino, parte de las costas del Uruguay y del sur del Brasil, y el sur de Bolivia y Paraguay (Figura 3), reconocida en distintas Formaciones, según los autores y las regiones (Fm. Paraná en cuenca Chaco-Paranense, «arcillas verdes» en la cuenca del Salado, Fm. Barranca Final en la cuenca del Colorado, Fm. Puerto Madryn en el NE del Chubut, Fm. Macachín en la cuenca homónima, Fm San José en las provincias de Tucumán y Catamarca, Fm. Yecua en el sur de Bolivia, Fm. Camacho en el Uruguay, etc.; además es conocida con los nombres genéricos de «entrerriense» o «paranense»). En este trabajo se la denominará, en sentido amplio, Transgresión Entrerriense Paranense (TEP). El contenido micropaleontológico de la TEP ha sido estudiado en casi todas.

En Aceñolaza F. G. y Herbst R. (Eds.). INSUGEO, Serie Correlación Geológica, El Neógeno de Argentina; en las regiones: subsuelo de península de Valdés (Masiuk et al., 1976), en afloramientos del NE de la provincia de Río Negro (Malumián et al., 1998), en la cuenca del Colorado (Malumián, 1970 y 1972; Becker y Bertels, 1980; Boltovskoy, 1980), cuenca del Salado (Malumián, 1970 y 1972), afloramientos del SO de la provincia de Entre Ríos (Rossi de García, 1966 y 1969; Pisetta, 1968; Zabert y Herbst, 1977; Zabert y Barbano, 1984), cuenca Chaco-Paranense (Zabert, 1978; Zabert y Barbano, 1984; Herbst y Zabert, 1987), en afloramientos de las provincias de Tucumán y Catamarca (Bertels y Zabert, 1980; Gavriloff et al., 1998), y del sur de Bolivia (resumen en Marshall et al., 1993).

Discusión

i) Características generales de las microfaunas.

Las características generales de las microfaunas fueron puntualizadas por varios autores, y sintetizadas, dentro de un esquema regional, por Herbst y Zabert (1987). La información obtenida durante el presente trabajo no permite rectificar ni ampliar demasiado las conclusiones paleoambientales de los trabajos previos. En resumen, las microfaunas de la Fm. Paraná, y equivalentes, son típicas de mares muy someros, generalmente hiposalinos, y de una temperatura similar a algo superior a la actual para los mares adyacentes. Se hallaron algunos foraminíferos nuevos para la región, como Miliammina sp., Textularia candeiana, Pyrgoella sp., Disconorbis bulbosa, Fissurina quadricostulata, Guttulina problema, Lagena sp. y Neoeponides sp., pero no permitieron obtener conclusiones paleoambientales más precisas, excepto D. bulbosa, foraminífero bentónico actualmente restringido a las costas del norte del Brasil, que confirmaría que la temperatura de las aguas de la TEP era levemente mayor a la actual. Los foraminíferos dominantes en todas las zonas consideradas son P. tuberculatum y A. parkinsoniana, especies de una amplia tolerancia a las bajas salinidades (Malumián, 1978; Murray, 1991). En el sector superior de la Fm. Paraná, en la zona de Diamante, se registraron microfaunas típicas de aguas de salinidad cercana a la normal, donde la diversidad de los ostrácodos y foraminíferos es máxima, y hay un notable incremento en la abundancia y diversidad de los miliólidos; en consecuencia, en este sector, la TEP habría alcanzado su máxima profundidad y el período de mayor inundación. Las microfaunas con mayor diversidad se reconocieron en el SO de Entre Ríos y en el este de Santa Fe; hacia el NO y NE las microfaunas se empobrecen en forma notable, debido a la disminución de la profundidad del mar, y a la mezcla del agua marina con aguas dulces.

Si siguen sin advertir que las aguas que sobreviven en los senos entre cordones litorales aflorados cargan inevitablemente mayor temperatura y siempre habrá alli alguna erodona macroides o algún foraminífero millonario en años probando que en esas agüitas calientes se sentían tan felices como nosotros cuando éramos pequeños (hoy ya bastante viejos, recordamos que entonces no planchaban las playas con motoniveladoras). De aquí a deducir que el clima era más cálido hay una pequeña acreditación errada debida a la ignorancia que la mecánica de fluidos sostiene respecto de estos sistemas termodinámicos de salidas tributarias, ya sea a cuerpos de aguas dulces o saladas.

ii) La TEP en Diamante.

La TEP habría comenzado, en la región de Diamante, como un lento ascenso del mar, del que sólo se registra un delgado nivel con fragmentos de ostras y muy escasos microfósiles. Sobre este, se depositó un potente nivel de arenas gruesas a medianas, con pelitas intercaladas, características de un ambiente de transición. Frenguelli (1920), explica las intercalaciones de niveles arenosos en la Formación Paraná como producto de varios ciclos transgresivo-regresivos, mientras que Stappenbeck (1926) interpreta que fueron producidos por la progradación de un sistema deltaico sobre el ambiente costero; el hallazgo de fragmentos de madera y de intercalaciones de delgados bancos de pelitas oscuras apoyaría la interpretación de Stappenbeck (op. cit.)

Aceñolaza y Aceñolaza (1999), por otro lado, consideraron que estos niveles arenosos fueron depositados en un ambiente de dunas costeras. De todos modos, cualquiera de las dos interpretaciones indicaría muy leves desplazamientos de la línea de costa, ya sea por ligeros movimientos eustáticos, o por progradación de los sistemas costeros.

Luego, se depositaron uno o dos niveles de arenas con abundante micro y megafauna marina, equivalentes a los aflorantes en las costas de Diamante y posiblemente en todo el SO de Entre Ríos. En la parte superior se habría alcanzado el momento de mayor inundación, según se deduce de la composición y diversidad de la microfauna. La sedimentación marina, o de transición, concluye con la depositación de un potente banco de pelitas verdes, ocasionalmente laminadas, con cristales de yeso muy bien desarrollados y concreciones calcáreas, y de un banco de arenas muy cementadas, con estructura granodecreciente.

Cuadro 3. Géneros de foraminíferos y ostrácodos conocidos en diferentes regiones. Foraminiferos Ostracodos Cuenca del Salado 41 ? SO de Entre Rios 25 39 Santa Fe 16 24 Cordoba y Sgo. Del Estero 9 13 Corrientes, Chaco y Formosa 3 4 Tucuman y Catamarca 6 3 Bolivia 1 2 4 0

Este conjunto señala la definitiva regresión del mar. Por último se depositó un nuevo nivel de pelitas rojas masivas, con concreciones calcáreas, de origen indudablemente continental.

En resumen, la Formación Paraná en la zona de Diamante, se depositó como resultado de una ingresión marina muy somera, regulada por la progradación de los ambientes costeros. Hacia la parte superior de la Formación Paraná, el mar alcanzó su máximo ascenso y expansión, tras lo cual se retiró y se restableció la sedimentación netamente continental. Si consideramos a la Fm. Paraná como el conjunto de los depósitos marinos y de ambientes de transición, de tonalidades verdosas y amarillentas, claramente diferenciados de los depósitos rojizos de origen continental, posee una potencia de unos 60 metros, de los cuales sólo afloran unos 20-25 metros.

Recordar que "solo afloran 20 a 25 metros" no es poca cosa". Para empezar no está mal. Ya le agregarán algunos metros más.

iii) La TEP al norte de la cuenca del Salado.

Los depósitos de la TEP desde el norte de la cuenca del Salado, hasta sus manifestaciones más septentrionales conocidas, en el sur de Bolivia, poseen características bastante uniformes, sobre la base de sus caracteres litológicos y micropaleontológicos. Están formados, en todos los casos, por pelitas verdes masivas y areniscas verdes a amarillentas con un mayor o un menor contenido de fósiles marinos, y frecuentes niveles ricos en yeso. En la mayoría de los perfiles se reconocen intercalaciones, de origen continental, de areniscas fluviales amarillas a grises, o de pelitas rojizas con yeso y concreciones calcáreas.

Además, en casi todas las localidades, los depósitos marinos suprayacen y subyacen a depósitos de pelitas rojizas. Los microfósiles marinos suelen encontrarse solamente en las areniscas verdes o amarillas con megafauna, siendo raros y muy mal preservados en las pelitas verdes. Las microfaunas son propias de ambientes marinos muy someros, generalmente hiposalinos. Los foraminíferos corresponden a la zona informal o hemerozona de P. tuberculatum (Malumián, 1970), con un marcado empobrecimiento en la diversidad y un notable incremento en la proporción de A. parkinsoniana, hacia el interior continental. La temperatura del mar fue algo superior a la actual en los mares adyacentes, según los estudios de ostrácodos (Rossi de García, 1966; Zabert y Herbst, 1977; Zabert, 1978).

Las faunas de foraminíferos son muy similares a las actuales de la plataforma argentina, excepto principalmente, por P. tuberculatum, especie extinta, y por D. bulbosa, actualmente restringida al norte del Brasil. La distribución actual de esta última especie apoyaría las conclusiones paleoclimáticas obtenidas de los ostrácodos.

El mar ingresó desde el norte de la provincia de Buenos Aires, para luego extenderse hacia el centro y norte del país, y llegar hasta por lo menos, el sur de Bolivia y Paraguay (Figura 1), como indican el empobrecimiento de las microfaunas hacia el interior del continente (Cuadro 3) y la desaparición de las especies de salinidad normal, a partir de la provincia de Santa Fe. El límite oriental de la transgresión se ubicó al oeste del Uruguay y al SO de la provincia de Entre Ríos; el límite occidental está menos delimitado.

Ihering (1927), sobre la base de la notoria similitud entre las malacofaunas del mar Caribe y de la TEP, postuló la migración de algunos géneros de moluscos de aguas tropicales, desde el Caribe hacia la región del Plata, a través de un mar que habría cruzado el interior de América del Sur, de norte a sur, por la parte occidental del continente, y al que llamó la «Manga del Tethys» (Figura 3). Numerosos autores que estudiaron la TEP desde diferentes disciplinas, apoyaron la hipótesis de Ihering (Boltovskoy, 1958 y 1979, Boltovskoy y Lena, 1971 y 1974, Closs, 1962, del Río, 1990, y Pérez y Ramos, 1996, entre otros).

La distribución de los microfósiles de la TEP indica claramente que la migración de las faunas no se pudo producir a través de un mar intracontinental, (Cuadros 1 y 3), ya que el número de géneros disminuye rápidamente hacia el interior continental, conociéndose en Bolivia solamente un género de foraminífero, y dos géneros de ostrácodos de agua dulce. Por otro lado, hasta la fecha, no se hallaron las típicas faunas de moluscos afines a las del Caribe y del sur de Entre Ríos, más allá de la provincia de Santa Fe. Es mucho más probable que las migraciones se hayan efectuado a través de la plataforma continental oriental de América del Sur, según fuera sugerido por Malumián (1970) y Sprechmann (1978).

Conclusiones

Se coincide con todos los trabajos micropaleontológicos previos, sobre las características paleoambientales y paleoecológicas de la TEP en la cuenca Chaco-Paranense y noroeste Argentino. En términos generales fue un mar somero, hiposalino, y con una temperatura igual a algo superior a la actual de los mares adyacentes. No se hallaron elementos bioestratigráficos que permitan una datación más precisa de la TEP, por lo que se considera que se produjo en el período Mioceno medio-tardío.

La Formación Paraná, en la zona de Diamante, fue depositada por un mar somero, con intercalaciones de sedimentos de un ambiente de transición, probablemente deltaico, y no como producto de varios ciclos transgresivo-regresivos. La composición taxonómica de los microfósiles del subsuelo de la provincia de Entre Ríos, es muy similar a la conocida de afloramientos, excepto por algunos géneros y especies nuevas para la región. Sobre la base de la variación vertical de las microfaunas, se identificaron dos o tres períodos de inundación.

El espesor de la Formación Paraná en la zona de Diamante es de unos 60 metros, considerando las facies marinas y transicionales. Los foraminíferos depositados por la TEP en la cuenca Chaco-Paranense y el noroeste Argentino, pertenecen a la zona informal o hemerozona de P. tuberculatum, con un marcado empobrecimiento de la diversidad hacia el interior continental, producto de la disminución de la profundidad y salinidad del mar. Sólo en cortos períodos se alcanzaron salinidades cercanas a las normales, en las provincias de Santa Fe y Entre Ríos.

Sobre la base de la distribución geográfica de los microfósiles y moluscos se descarta su migración, desde el mar Caribe, a través del hipotético brazo marino intracontinental, conocido como la «Manga del Tethys»; la migración se habría efectuado a través de la plataforma continental oriental de América del Sur.

Una mirada a los gráficos anteriores tal vez les asista otras miradas. ¡Cuánto hubiera agradecido Ihering tener estas herramientas que regala floodmap.net! ¡Cuántos zapatos se habría ahorrado!

 

http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0004-48222010000400004

Nuevo ordenamiento estratigráfico de las secuencias marinas del sector continental de la Bahía Samborombón

Enrique E. Fucks1, Enrique J. Schnack2 y Marina L. Aguirre3

Resumen

Este estudio refleja las características geológicas-geomorfológicas de dos eventos transgresivo-regresivos acontecidos en el Pleistoceno tardío y Holoceno en el sector terminal de las cuencas de drenaje de los ríos Salado y Samborombón, este de la Provincia de Buenos Aires. Las variaciones del nivel del mar y un ambiente de costa baja, limitada hacia el norte y oeste por sectores positivos, han generado depósitos con unidades sedimentarias claramente individualizadas, proporcionando los elementos necesarios para establecer la evolución estratigráfica y geomorfológica del sector. Si bien esta región ha sido estudiada desde diversas disciplinas, la amplia y confusa nomenclatura existente determina la necesidad de denominar, agrupar y redefinir el conjunto de las unidades litológicas involucradas, a fin de establecer un marco estratigráfico y su relación con la evolución geomorfológica del área.

En este sentido, a la ingresión del Pleistoceno tardío se la denomina Formación Puente de Pascua y a todos los depósitos de la ingresión postglacial se los involucra dentro de la Formación Canal de las Escobas, en la que se incluyen cuatro miembros: Destacamento Río Salado, Canal 18, Cerro de la Gloria y Canal 15. Esta nueva organización estratigráfica incluye criterios sedimentológicos y paleoecológicos y su asociación con la evolución geomorfológica de la región, discriminando ambientes de planicie de marea, lagunas costeras y cordones litorales.

Palabras clave: Transgresiones marinas; Evolución geomorfológica; Bahía Samborombón; Unidades litoestratigráficas.

INTRODUCCIÓN

Las secuencias sedimentarias y los rasgos geomórficos generados por las variaciones eustáticas del nivel del mar en el ámbito continental de la bahía Samborombón, este de la Provincia de Buenos Aires, han sido analizadas y consideradas desde los comienzos de los estudios estratigráficos y paleontológicos de la región pampeana.

Si bien Ameghino (1881), Doering (1882) y Frenguelli (1946, 1950, 1957) realizan menciones generales de las diferentes unidades marino-litorales de la costa bonaerense, una contribución que aporta información específica del área corresponde a Cappannini (1949), quien integra dentro de su trabajo regional, esencialmente pedológico, al Querandinense a todos los sedimentos marinos cuaternarios observados en el área y que, en función de los conocimientos actuales, corresponden a dos ingresiones independientes.

Tricart (1973) observa tres ingresiones marinas en el tramo inferior del río Salado, denominándolas Querandinense, Platense y Dunkerkiano, ubicándolas en el Pleistoceno medio, Pleistoceno superior y Holoceno respectivamente. 

Fidalgo et al. (1973 a, b) realizan el primer estudio litoestratigráfico con mapeo geológico de detalle, reconociendo tres ingresiones marinas que fueron agrupadas en las formaciones Pascua, Destacamento Río Salado y Las Escobas. La primera, intercalada a modo de cuña en la Formación Pampiano (limos loessoides) está compuesta por sedimentos arenosos, con alta concentración de valvas de moluscos fuertemente cementadas y de edad pleistocena superior. La segunda, compuesta por "arenas a arenas limosas, de color negro a gris oscuro", también de edad pleistocena superior, y la Formación Las Escobas, compuesta por los Miembros Canal 18 y Cerro de la Gloria, integrada por "sedimentos arenosos que alternan con lentes y estratos limosos y arcillosos..." y "sedimentos conchiles con matriz arenosa que forman los conocidos cordones..." de edad holocena.

Posteriormente, la Formación Destacamento Río Salado es reinterpretada por Fidalgo (1979) como originada en lagunas costeras relacionadas con la ingresión postglacial. Las observaciones realizadas para la elaboración de estos trabajos se basaron en gran medida en perforaciones manuales, lo que evidentemente impidió la clara observación y descripción de las texturas y estructuras sedimentarias y de las discontinuidades, elementos claves para la interpretación paleoambiental. Esto motivó descripciones que en algunos casos no responden estrictamente a las características litológicas de las unidades definidas.

Más recientemente, los depósitos posteriores al Último Máximo Glacial fueron separados en dos cortejos sedimentarios trangresivos y de mar alto (Violante et al. 1992, Violante y Parker 2000, Violante et al. 2001).

Codignotto y Aguirre (1993) realizan un trabajo geomorfológico y paleoecológico donde identifican ambientes de alta energía representados por islas de barrera y espigas y de baja energía por marismas y planicies de marea.

Si bien en la evolución del tramo final de la depresión del Salado ha quedado establecida la asociación directa con las ingresiones marinas cuaternarias (además de las ya citadas, Parker et al. 1990, Aguirre 1993, Aguirre y Whatley 1995, Aguirre y Fucks 2004; Colado et al. 1995, Cortelezzi 1993, Isla et al. 2000, Schnack et al. 2005, Fucks et al. 2006, 2007, 2008), la falta de mención en muchos de estos trabajos sobre el tipo de unidades utilizadas, la profusa denominación y su categoría, hacen necesario realizar un reordenamiento estratigráfico, ampliando las características litológicas y biogénicas (principalmente malacológicas), apoyadas con datos cronológicos absolutos

METODOLOGÍA Y ÁREA DE TRABAJO

El área de trabajo abarca aproximadamente 2.500 km2. Se utilizaron como base imágenes satelitales, fotografías aéreas a escala 1:20.000 y mapas topográficos a escala 1.50.000 y 1:100.000.

Debido a que en la zona de trabajo las exiguas pendientes regionales (0,02 %) constituyen la característica central, las márgenes de los ríos Salado y Samborombón, los canales artificiales (canal 15, canal de las Escobas, canal Linch) y las canteras presentan los afloramientos más apropiados para la realización de las observaciones. A lo largo de éstos, en las diferentes unidades identificadas se realizaron las caracterizaciones texturales, estructurales, de discontinuidades y fosilíferas, tanto para su definición como para la obtención de cronologías absolutas, obteniéndose para éstas conchillas en posición de vida o con las valvas articuladas. A estas observaciones, se les deben sumar las efectuadas a través de perforaciones manuales a fin de constatar la presencia de las unidades estratigráficas definidas en lugares intermedios a los afloramientos.

Los cambios introducidos a las denominaciones de las dos formaciones marinas involucradas (Formaciones Pascua y Las Escobas) se basan en que presentan el topónimo incompleto (art. 18.1, Código Argentino de Estratigrafía 1992), ya que en el primero el elemento artificial es el puente y en el segundo, el canal, por lo que la denominación correcta sería: Formación Puente de Pascua y Formación Canal de Las Escobas. En relación al cambio de rango de la Formación Destacamento Río Salado a Miembro Destacamento Río Salado de la Formación Canal de las Escobas, se fundamenta dado que la misma constituye una litofacies del mismo episodio transgresivo.

GEOLOGÍA REGIONAL

La cuenca del Salado ha sido definida como una depresión aulacógena, generada en el Mesozoico a partir de un punto triple durante la apertura del océano Atlántico (Introcaso y Ramos 1984). A partir del Jurásico tardío, la etapa extensional inicial y la de margen pasivo posterior, junto a una serie de ciclos transgresivos-regresivos posibilitaron la sedimentación de un importante paquete sedimentario que en su sector central alcanza los 7000 m de espesor (Cingolani 2005).

Durante el Pleistoceno, se produjeron eventos climáticos que llevaron a fluctuaciones marcadas del nivel del mar con los consecuentes ciclos transgresivo-regresivos (Tricart 1973, Fidalgo et al. 1973a, Cortelezzi 1993, Isla et al. 2000, Schnack et al. 2005, Fucks et al. 2006, 2007, 2008, entre otros), que en el área de estudio originaron depósitos litorales de alta y baja energía. A partir del Último Máximo Glacial (18-20 ka), cuando el mar se habría ubicado a 100- 120 m por debajo de su nivel actual (Fray y Ewing 1963, Guildersonet al. 2000), comenzó un ascenso eustático a una velocidad aproximada de 1 cm/año hasta alcanzar una altura de 3-4 m sobre el nivel medio actual. A partir del máximo transgresivo (5,5-6 ka) el mar comenzó su descenso hasta su posición actual (Cavallotto 1995, Isla y Espinosa 1998, Spagnuolo 2005).

Este último ciclo transgresivo-regresivo ha propiciado la formación de una serie de litofacies y rasgos del paisaje con características específicas, tanto desde el punto de vista litológico como paleontológico, permitiendo interpretar condiciones paleoambientales generales del área durante diferentes momentos del Pleistoceno tardío y Holoceno.

GEOLOGÍA LOCAL

En el sector de estudio, además de las unidades estratigráficas asociadas con las ingresiones cuaternarias estudiadas, pueden observarse otras unidades (fluviales y eólicas)representadas en mayor o menor grado, con rasgos geomorfológicos específicos (Figs. 1 y 2).

En el sector continental de la bahía Samborombón se observan cómo las unidades marinas se apoyan sobre los sedimentos de la Formación Pampeano (González Bonorino 1965), aunque también es frecuente la presencia de formas positivas constituidas por depósitos loéssicos más jóvenes (Formación La Postrera) y médanos (Formación La Petrona). Áreas deprimidas y márgenes de cursos se encuentran ocupados por facies fluviales y lacustres asignadas al aluvio (Fidalgo et al. 1973 a, b, Colado et al. 1995).

FORMACIÓN PUENTE DE PASCUA (Transgresión del Pleistoceno tardío)

Esta unidad se encuentra distribuida en forma saltuaria a lo largo de gran parte del litoral bonaerense (Isla Martín García, Pilar, San Fernando, Barrancas de Belgrano, Parque Pereyra Iraola, Tolosa, Cañada de Arregui, Magdalena, Punta Piedras, Pipinas, Puente de Pascua, Laguna Sotelo, Mar del Plata, Centinela del Mar, Quequén Grande, Claromecó, Bahía Blanca, San Blas (Schnack et al. 2005). En el área de estudio se reconoce en Punta Piedras, Pipinas y Puente de Pascua, presentando esta localidad los afloramientos más completos (Figs 1 y 3). Se correlacionaría con el Belgranense (Ameghino 1889) y correspondería al Ultimo Máximo Interglacial (MIS 5e) aunque la falta de edades absolutas condiciona esta aseveración. En otras localidades del litoral bonaerense se han obtenido las edades que figuran en el cuadro 1.

Confiesan los “especialistas” desconocer las facies ingresivas pleistocénicas previas al máximo ingresivo marino (125.000)­, en costa y plataforma, por ello, borradas de la escena geológica local.

En adición señalan que "los procesos transgresivos-regresivos borran todo lo que tienen en el sustrato sobre el cual ocurren; por eso las facies basales de las transgresiones muchas veces están borradas. Por eso el Belgranense local supra yace al Ensenadense. En Mar de Ajó se confunde la formación pozo 10 por debajo del Holoceno, de sedimento pardo a pardo rojizo con el Bonerense del pampiano continental, confusión que puede llevar a errores estratigráficos".

"La zona costera es una zona de transición donde las facies marinas y las continentales están en gradación de una a otra"

"Por eso la geología de las áreas costeras debe verse en conjunto, estudiarse las sucesiones de facies y relaciones entre unidades adyacentes, más que las unidades litoestratigráficas".

El muy antiguo cordón pleistocénico de Pipinas supera los 30 Km de longitud y hoy conserva promedios de 12 m de altura con máximos de 19 m a pesar de que sus crestas cuspidadas se perdieron hace cienmil años.

La referencia a sus orígenes como Belgranense en los límites finales de la ingresión de hace 125.000 años, tampoco reconoce niveles de ingresión superiores a los 6 mts. Para bordar este cordón el mar debió alcanzar un nivel próximo a los 25 m.

Las unidades adyacentes se nos descubren en secuencias de 8 a 9 Kms hacia el ONO hasta bien más allá de las barrancas de Belgrano

La incógnita de esta ingresión está pendiente, pero nada tienen que ver con las holocénicas de mucho más baja energía, aunque reiteradas y pacientes.

Todavía resta acordar que los cordones miocénicos, pliocénicos, pleistocénicos y holocénicos bordados en interminables sucesiones no necesitaban de variaciones del mar para expresarse, tanto en ingresiones como regresiones, con olas y sin ellas, con vientos o sin ellos.. Simplemente se renovaban y así sumaban, cada vez que el anterior veía colmatado su seno.

Las secuencias, las longitudes y las alturas son testimonio directo de sus energías, siempre expresadas debajo de la superficie de mar que en la interfaz las cubría.

Cultivar esta mirada al origen y función de los cordones es la tarea previa más elemental que ignora la ciencia: geología, sedimentología, dinámica costera, que siempre ha mirado estos temas con ojo mecánico, saboreando manzanas.

 

Aunque cargando con los mismos déficits de los anteriores, siguen dos excelentes trabjos

http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0004-48222013000100009

Paleolimnología de la Laguna del Monte, San Miguel del Monte, provincia de Buenos Aires .  Nauris V. Dangavs1 y Leonardo R. Pierrard2

1 IGS-CISAUA, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP. La Plata. nauris@igs.edu.ar
2 Pan American Energy, Comodoro Rivadavia. 

RESUMEN

Se caracterizó la fisiografía, régimen hidrológico, tipificación y origen de la laguna. La geología aflorante está definida por cuatro unidades litoestratigráficas y dos pedoestratigráficas, que abarcan del Pleistoceno temprano al tardío y del Holoceno tardío al tardío-tardío.

La más antigua, la F. Ensenada, constituye el sustrato regional, sobre el cual se disponen las unidades eólicas F. Buenos Aires, F. La Postrera III y IV y los Geosuelos Sin Nombre y Puesto Berrondo.

En los sedimentos de relleno de la laguna se reconocieron siete unidades litoestratigráficas, cinco subácueas y dos eólicas. Las subácueas corresponden a la F. Luján, Miembros La Chumbiada, Lobos, Río Salado y Monte (Pleistoceno tardío al Holoceno tardío) y el aluvio actual. Los depósitos eólicos en la cubeta lagunar representan a la F. La Postrera I y IV (Pleistoceno tardío y Holoceno tardío-tardío, respectivamente).

La excavación de la cubeta se inició en el "Bonaerense", la posterior alternancia climática seco- húmedo facilitó la evolución. Las etapas secas se caracterizaron por deflación, generación de sabkhas, precipitación de sales y depósitos eólicos. En las húmedas predominó el relleno y la pedogénesis. Así, el conjunto de depósitos posteriores a la F. Ensenada está representado por cinco episodios de clima seco, que abarcan del Glacial Temprano a la Pequeña Edad de Hielo y cinco húmedos, con acumulaciones lénticas desde el Miembro La Chumbiada al aluvio actual y los suelos sincrónicos S4, S1 y S0 (faltan el S2 y S3).

Palabras clave. Cuaternario; Pampa; Ambiente léntico; Estratigrafía; Paleoclimas.

INTRODUCCIÓN

Los estudios geológicos de ambientes acuáticos de la región pampeana aún son escasos, quizás debido a la limitación impuesta a la observación por la insuperable barrera de la superficie del agua. Sin embargo, la caracterización de sus depósitos de relleno se convierte en valiosa herramienta para el estudio del Cuaternario, dado que los receptáculos (cubetas) que alojan las aguas interiores constituyen ambientes de sedimentación, en cuyos depósitos queda el registro o "memoria" de los cuerpos de agua, donde la cubierta sedimentaria conforma el límite del ecosistema acuático y en profundidad, en el decir de Bradley (1963), el sedimento pasa de "sujeto limnológico" a "sujeto geológico".

Así como advierten estas elementales diferencias de aprecios, ya es hora que estos "sujetos geológicos" adviertan los aprecios termodinámicos que hoy están excluidos de los estrechos campos de visión cartesianos newtonianos, que les explicarían las dinámicas de los procesos sedimentarios con riquezas mayores a las del viento, las olas oblicuas y las floculaciones termohalinas. Con ingresiones marinas o sin ellas, las fuentes originarias de los sedimentos son de origen continental y no marino. Las precipitaciones, por capa límite térmica o por delicadas propinas dejadas en los fondos donde el sistema convectivo rebota y guarda memoria de sus tránsitos.

El hecho que se adviertan bien visibles en sus interfaces, tal el caso de los cordones litorales, no es para quedar recluidos en la visión mecánica de las olas y los vientos. Así es como confunden dunas con cordones. Así confunden sus bordes cuspidados con depósitos eólicos de La Postrera. Esto no se resuelve listando foraminíferos, sino cultivando mirada a sistemas termodinámicos naturales abiertos; mirando dinámicas y no meros depósitos; mirando el sol y no manzanas.

Reitero, el acceso a sistemas termodinámicos naturales abiertos y de aquí inferir dinámicas no se resuelve mirando depósitos. Los cordones litorales se forman tanto en cuerpos tributarios de aguas dulces como saladas. Por ello, hablar de ingresiones o regresiones marinas no equivale a ver interrumpidas esas interfaces y correspondientes interminables transiciones.

Es natural que en 2,5 millones de años o en 25.000 años la pulcritud morfológica de los cordones litorales reconozca alteraciones. Sin embargo, la imagen satelital aún hoy nos permite diferenciar esa pulcritud para no confundirla, incluso con las más prolijas dunas.

En la reconstrucción paleoambiental, las evidencias de los acontecimientos ligados al paisaje lagunar no sólo se hallan en los depósitos colmatantes, sino también en la sucesión aflorante en las escarpas de erosión (barrancas) que los rodean. De esta manera, al combinar la información de ambas fuentes, se han podido establecer los sucesivos acontecimientos de sus historias geológicas, las que se inician con la excavación de las depresiones que podrán contener ambientes acuáticos durante las etapas climáticas húmedas.

La laguna del Monte se halla a la vera de la ciudad de San Miguel del Monte, cabecera del partido de Monte. El área de estudio se encuentra en la región NE de la provincia de Buenos Aires, y las coordenadas geográficas del centro lagunar son: 35° 27' 30" S. y 58° 48' 15" O. (Figs. 1 y 2). En este ambiente léntico han quedado registrados los acontecimientos climáticos, geomorfológicos y geológicos del Pleistoceno tardío y Holoceno, los que serán descriptos en tres etapas. En la primera se establece el marco ambiental y la geología de los terrenos cuaternarios aflorantes en las escarpas de erosión de la laguna; la segunda es de carácter paleolimnológica, donde se incluyen todos los depósitos alojados en la cubeta lagunar, de los cuales, el denominado "Piso Aimarano" de Doering (1884) se redefine en terminología estratigráfica formal y finalmente en la tercera, ambos aspectos considerados se reúnen en la propuesta de síntesis interpretativa de la evolución paleoclimática y paleoambiental. Cabe destacar que la reinterpretación actual difiere sustancialmente de la realizada años atrás por uno de los autores (Dangavs 1973), debido a la mayor densidad de perforaciones y muestreos, así como por la suma de conocimientos geológicos acerca del Cuaternario de la región pampeana, de los que aún se carecía en esa época.

ANTECEDENTES

No obstante el interés social y ecológico de este biótopo, posee escasos antecedentes referidos al medio físico. Al respecto, la primera mención de la laguna data de 1796 (Azara 1837), seguida por la descripción realizada en 1822 por el Coronel García (García 1836). Posteriormente fue citada en varios trabajos del siglo XIX y comienzos del XX. Más recientemente, Guarrera (1962) realizó aportes a su limnología y Dangavs (1973) a la geología superficial y geolimnología de la laguna.

MARCO AMBIENTAL

El distrito de Monte abarca tres cuencas fluviales menores tributarias de la cuenca mayor del río Salado. Hacia el oeste se halla la cuenca del arroyo Saladillo Rodríguez, al este la del arroyo El Siasgo y al centro la del arroyo Totoral-lagunas Encadenadas. Esta última se caracteriza por numerosos ambientes lénticos, siendo el grupo principal el sistema fluvio-lacustre en rosario de las "Lagunas Encadenadas de Monte", cuyo primer eslabón está representado por la laguna del Monte (Figs. 1 y 2).

La cuenca forma parte de una extensa llanura de acumulación de sedimentos mayormente limosos. El relieve es suave y la pendiente regional muy escasa en dirección general SSE. La pendiente local puede alcanzar valores entre 2,4% y 3,5%, en las lomadas eólicas (montículos) de la porción austral de la cuenca, en terrenos de las estancias Santa Rosa del Monte, Cerrillo del Medio y Los Cerrillos. En el resto de la región las lomas son escasas y de poco desarrollo.

La cuenca se caracteriza por 18 ambientes lénticos principales y un sinnúmero de pequeños cuerpos de agua. En estado hidrológico normal, seis de los principales se integran en el sistema de las " Lagunas Encadenadas de Monte", conformado de N a S por las lagunas del Monte, de las Perdices, Santa Rosa, San Jorge, Maipo y Cerrillo del Medio (Fig. 1). Durante las crecientes del río Salado se integra al grupo el bajo de Los Cerrillos, en cuyo transcurso constituye una laguna periódica de 4.300 ha, denominada laguna Los Cerrillos (Dangavs et al. 2003 y Dangavs 2005a), cuyo lecho forma parte del curso del río Salado.

Desde el punto de vista hidrográfico la cuenca posee un eje de drenaje principal de rumbo N-S y 71,2 km de largo, que desemboca en sucesivos ambientes léntico/lóticos enlazados hasta llegar al río Salado. Las nacientes del sistema se sitúan en Cañuelas en cota 33,75 m y la desembocadura en cota 12,82 m, lo que representa un desnivel total de 20,93 m y una pendiente de 0,029%. Al norte el eje de drenaje está representado por arroyo Totoral, el que a 37 km de sus nacientes desemboca en el extremo norte de la laguna del Monte, en el sector denominado Boca del Totoral y de allí las aguas del sistema fluyen a lo largo de 34 km a través del resto de las lagunas mencionadas, salvo Maipo, la que no se halla en el eje de escurrimiento, sino que desagua en la laguna San Jorge (Fig. 1). El efluente del sistema es el arroyo Los Cerrillos, curso semipermanente de 3,5 km, que nace en el extremo sudoeste de la laguna Cerrillo del Medio y desemboca durante las crecientes del río Salado en la laguna Los Cerrillos". En estiaje del río la laguna desaparece y el arroyo extiende su curso 2 km, por el lecho seco del bajo de Los Cerrillos hasta desembocar en el río Salado (Fig. 1).

La laguna del Monte está formada por dos sectores; el cuerpo mayor o principal al sudoeste y el menor o Boca del Totoral al noreste (Fig. 2), los que en su origen constituían ambientes separados por un umbral, el que finalmente fue erosionado. Ambos sectores están separados por un estrecho, que es atravesado por un puente con terraplén. A su vez, el cuerpo principal está separado de la laguna de las Perdices por otro estrecho, situado en su extremo SO, donde existe una estructura hidráulica con puente que embalsa la laguna hasta la cota de 19,26 metros. La superficie lagunar en cota de 19,50 metros es de 6,86 km2, el volumen 12,12 hm3, la profundidad máxima 2,30 m y la profundidad media 1,77 metros. Debido a la colmatación, el perfil actual de ambos sectores es en palangana, lo que determina relieve de fondo chato y escasa profundidad. Sin embargo, ambas depresiones originariamente eran mucho más profundas, con perfil primitivo en U, asimilables al Wanne (Penck 1894), con 9 a 10 m en el cuerpo principal y 7,3 m en Boca del Totoral (cf. Figs. 4 a 6).

 

El cuerpo principal de la laguna (5,97 km2) es subredondeado, con costas escarpadas en todo su perímetro y altitudes entre 0,80 y 3,70 m, respecto a la cota de laguna 19,50 metros. Un aspecto importante a destacar es que hay tramos ribereños de la costa N, NE y S donde la escarpa se aparta de la costa actual, dando la impresión de ser una costa baja anegable. El sector denominado Boca del Totoral (0,89 km2) es de forma irregular, alargado en dirección N-S, con costas de escarpas bajas en el sector occidental, algo mayores al SE y anegables y sin límites definidos en el sector NE, tal que durante las crecientes el agua es retenida por los terraplenes de las rutas 215 y 41 (Fig. 2).

La laguna es alimentada principalmente por el agua libre subterránea y en menor cuantía por el escurrimiento superficial. Respecto al agua freática el sistema es efluente-influente. En los períodos de balance hídrico positivo (precipitación > evapotranspiración), los aportes superficiales y freáticos son abundantes y el espejo lagunar se mantiene constante o asciende.

Durante las crecientes máximas y las inundaciones rebalsa, salvo en la costa oriental (años 1900, 1913/14/15, 1919, 1925, 1933, 1940, 1967, 1978, 1980, 1985, 1988, 1993, 1998 y 2001). En los años de balance negativo (precipitación < evapotranspiración) se produce el lento descenso de nivel en coincidencia con el descenso freático y excepcionalmente puede llegar a secarse. Al respecto, la laguna estuvo seca en 1893 y 1910, además experimentó grandes descensos entre 1897 y 1899, 1904 a 1909, 1916 a 1918, 1942, 1954, 1956/57, 1971/72, 2004/06 y 2010.

El agua de la laguna es bien oxigenada, límpida, inodora y de coloración amarillenta, salvo en Boca del Totoral donde se vuelve negra y anóxica. En primavera/verano suele contener abundante fitoplancton que le confiere apariencia verdosa. A nivel normal es dulce y en estiaje algo salobre. En ambas situaciones corresponde a agua oligohalina, con una salinidad media en residuo sólido entre 320 y 2.224 mg.L-1. El pH es neutro a fuertemente alcalino (9,4); la alcalinidad total varía entre 147 y 511 mg.L-1 y la dureza total corresponde a agua leve a moderadamente dura. A nivel normal el bicarbonato y el sodio son los iones dominantes, seguidos por el cloruro. Los restantes iones son minoritarios a nivel normal y relativamente importantes durante las bajantes

Por sus características hidrológicas corresponde al concepto de "lago playo", por el tipo de aportes hídricos es una laguna freática y por su régimen hídrico laguna casi permanente (Dangavs 2005a). La analogía rigurosa de este ambiente léntico es con los lagos polimícticos y los lagos de tercer orden de la clasificación norteamericana (Hutchinson 1957), dado que carecen de estratificación térmica y química permanente, debido a su escasa profundidad.

MARCO GEOLOGICO

La laguna se encuentra emplazada en terrenos cuaternarios, cuyas exposiciones se restringen a sus escarpas de erosión, zanjones y otras excavaciones En condiciones hidrológicas normales afloran depósitos asignables a siete unidades estratigráficas (cinco litoestratigráficas y dos pedoestratigráficas), excluido el suelo actual en desarrollo (Cuadro 1 y Figs. 3 a 6). A continuación se detalla dicha sucesión de base a techo.

La Formación Ensenada (Riggi et al. 1986) es la unidad aflorante más antigua de la región y la roca de base del paisaje actual, cuya sección cuspidal asoma en la porción basal de las escarpas de la costa este y sur y, forma una superficie erosiva ondulada (Figs. 3 y 5).

En el resto del perímetro se encuentra cubierta por un tablestacado. La unidad está conformada por limolitas arenosas y conglomerados intraformacionales de rodados y matriz pelítica. Estas sedimentitas son castañas (10 YR 5/3) a castaño oscuras (7,5YR 4/4), macizas a bien estratificadas, leve a bien consolidadas y cementadas en muchos tramos por carbonato de calcio (tosca) en forma de septos verticales, subverticales y vetas horizontales, aunque no faltan tampoco los muñecos de tosca. En el área de la laguna, salvo fragmentos de conchillas indeterminables, no se han hallado otros restos fósiles. Su espesor en la zona alcanza 60 m, de acuerdo con los datos de la perforación realizada en 1915 en Monte, cuyo perfil detallado fue descripto por Artaza (1943). Las dataciones paleomagnéticas de la Formación Ensenada la ubican en el Pleistoceno temprano a medio, que se corresponde con la Edad Matuyama tardía (>0,73 Ma); cf. Nabel y Valencio (1981), Valencio y Orgeira (1983), Bobbio et al. (1986) y Bidegain et al. (2005).

En discontinuidad erosiva se sitúa un depósito loéssico que culmina en la mayoría de sus perfiles en un paleosuelo truncado, compuesto por los horizontes Btkb y BCkb (3Btkb y 3BCkb en Fig. 3). El espesor del conjunto no supera 1,20 m, de los cuales, 0,60 m corresponden al sedimento basal, 0,35 m al horizonte BCkb y 0,25 m al Btkb (Figs. 3 a 6). El sedimento loéssico es homogéneo, castaño amarillento claro (10YR 6/4), friable a levemente consolidado, de textura limo-arenosa, estructura migajosa y abundante bioturbación de raíces y tubos de insectos. El carbonato de calcio se halla diseminado en su masa en forma de polvo y concreciones (muñecos de tosca). El horizonte BCkb del paleosuelo es castaño oscuro (10 YR 4/3), textura fango-arenosa a limoarenosa (suelo franco limoso) y estructura en bloques subangulares gruesos. El horizonte Btkb es de color castaño grisáceo muy oscuro (10YR 3/2), textura fango-arenosa (suelo arcilloso) y estructura prismática compuesta, regular, fuerte. En el entorno lagunar, la unidad carece de fósiles, salvo en el paleosuelo, donde son frecuentes los restos vegetales carbonosos, fragmentos de huesos, semillas y fitolitos.

Este depósito se correlaciona con la Formación Buenos Aires (Riggi et al. 1986) y el paleosuelo de su porción cuspidal con el Geosuelo Sin Nombre (Tonni y Fidalgo 1978), cuya pedogénesis se produjo en la etapa húmeda subsiguiente. La mayoría de los autores que se han ocupado del "Bonaerense" o sus equivalentes, lo refieren al Pleistoceno tardío (Fidalgo et al. 1975). A su vez, las dataciones paleomagnéticas le asignan Edad Brunhes, con una antigüedad < 0,73 Ma (Valencio y Orgeira 1983; Bobbioet al. 1986 y Bidegain et al. 2005). Zárate (2005), señala que no obstante que la cronología del Ensenadense/Bonaerense es inferida básicamente a partir del análisis magnetoestratigráfico, hasta ahora, el reconocimiento, la identificación litológica y la determinación de los límites de este intervalo estratigráfico son aspectos aún debatibles.

En los sectores más elevados de la costa oriental, en discontinuidad erosiva sobre la Formación Buenos Aires, se halla un depósito eólico muy erosionado constituido por limos arenosos castaños muy claros (10 YR 6/3) de aspecto loéssico y estructura finamente migajosa, friables en húmedo a levemente consolidados en seco y sin carbonatos, que en algunos tramos conserva en la parte cuspidal un paleosuelo truncado (horizonte 2BCb en Fig. 3). Este remanente erosivo no sobrepasa 0,70 m de espesor, de los cuales 0,40 m corresponden al sedimento basal (horizonte Cb) y 0,30 m al horizonte BCb de un suelo castaño (10YR 5/3) de textura limo-arenosa (suelo franco) y estructura en bloques alargados moderados con apariencia de disyunción columnar. En la unidad los bioclastos son muy raros, representados por fragmentos de conchillas redepositadas y fitolitos. Esta unidad se asigna a la Formación La Postrera III del Holoceno medio a tardío (Dangavs 2005b), correlacionable con la Formación La Postrera II de Fidalgo (1990) y el Cordobense de Castellanos (1918) y Frenguelli (1957). Su paleosuelo cuspidal representa al Geosuelo Puesto Berrondo (Fidalgo et al. 1973), cuya pedogénesis fue sincrónica con la etapa húmeda del Holoceno tardío.

El depósito que corona las escarpas de la laguna se apoya en discontinuidad erosiva sobre las Formaciones Buenos Aires o La Postrera III (Figs. 3 a 6) y está constituido por sedimentos eólicos edafizados de hasta 0,38 m de espesor, representado por un horizonte A castaño grisáceo oscuro a muy oscuro en seco (10YR 3/3 a 3/1), de textura limo-arenosa (suelo franco limoso), estructura granular a bloques subangulares pequeños y débiles, consistencia ligeramente dura y sin reacción calcárea. En los sectores de escarpas más bajas aflora con rasgos de hidromorfísmo e incluso se destaca su presencia en el relleno lagunar, debajo del aluvio. Este depósito eólico corresponde a la última etapa seca en la región, representada por la Formación La Postrera IV del Holoceno tardío-tardío (Dangavs 2005b), correlacionable con la Formación La Postrera III de Fidalgo (1990).

 

Unidad 1 (Formación Luján, Miembro La Chumbiada)

El primer depósito de relleno alcanza 1,85 m de espesor en Boca del Totoral y hasta 2,70 m en el cuerpo principal. Estos sedimentos son castaño claros (10YR 6/3 y 7,5YR 6/4) y de textura limo-arenosa, macizos y homogéneos, hasta estratificados en láminas muy finas.

Este depósito representa un paleoambiente dulciacuícola de carácter fluvio-lacustre que se correlaciona con la Formación Luján, Miembro La Chumbiada (Dillon y Rabassa 1985) del Pleistoceno tardío, equivalente a la parte inferior del Miembro Guerrero de la Formación Luján (Fidalgo et al. 1973). La presencia de cristales de yeso indica que el paleoambiente en sus postrimerías se transformó en un sabkha, relacionado con la etapa seca posterior, en cuyo transcurso, además del yeso, se acumuló el depósito eólico suprayacente.

 

Unidad 2 (Formación La Postrera I)

En el sector oriental del cuerpo principal (Fig. 4), en discontinuidad erosiva sobre el Miembro La Chumbiada se ubica un depósito eólico intracuencal de 1,9 a 2 m de espesor, de hasta 400 m de ancho y unos 2 km de largo, constituido por seudo arenas limosas y seudo limos arenosos. Estos sedimentos de aspecto castaño rojizo (7,5YR 6/2 = gris rosado) son friables a levemente consolidados, macizos, formados esencialmente por pellets de arcilla, floculados en partículas de tamaño arena y limo grueso, que se acumularon en las denominadas "dunas de arcilla" (Bowler 1973; Dangavs 1979). La marcada presencia de estas unidades mecánicas incrementa el contenido de arena y modifica la composición textural (en muestras tratadas sin dispersantes).

Esta duna de arcilla intracuencal fue acumulada durante la etapa de aridez que ocupa el prolongado hiatus estratigráfico entre el primero y segundo paleoambiente léntico, cuyos materiales provienen de la deflación del Miembro La Chumbiada. El evento climático seco transformó al ambiente acuático en un sabkha interior, dando lugar a la salinización, formación de pellets, precipitación de yeso intrasedimentario y acciones eólicas. Esta unidad representa a la Formación La Postrera I del Pleistoceno tardío (Dangavs 2005b), sin correlato con esquemas de otros autores. Incluso, por su apariencia loéssica y posición estratigráfica, los depósitos extracuencales de la unidad suelen ser confundidos con la Formación Buenos Aires; no obstante se la distingue por su color algo rojizo, presencia de pellets de arcilla, yeso clástico, abundancia de minerales pesados y bioclastos redepositadas, todos los cuales no se hallan en el loess Bonaerense.

 

Unidad 3 (Formación Luján, Miembro Lobos)

Suprayacen a las unidades anteriores hasta 2 m de sedimentos en el cuerpo principal y 1,40 m en Boca del Totoral, constituidos por limos arenosos gris oliva claros (5Y 6/2). En general son macizos, pero pueden presentar bandeado de estratificación laminar. La consistencia de estos materiales es friable en húmedo y duros en seco.

El depósito representa las acumulaciones de un paleoambiente acuático dulciacuícola, que en sus postrimerías se transformó en lago salado, donde precipitó yeso y aparecieron elementos faunísticos de abolengo marino de origen atalásico. Esta unidad se corresponde con la Formación Luján, Miembro Lobos del Pleistoceno tardíotardío (Dangavs y Blasi 2003), correlacionable con la sección cuspidal del Miembro Guerrero de la Formación Luján (Fidalgo et al. 1973).

 

Unidad 4 (Formación Luján, Miembro Río Salado)

Sobre la unidad anterior, se dispone un depósito clástico y carbonático de hasta 2 m de espesor en el cuerpo principal y 0,80 m en Boca del Totoral. Estos sedimentos son gris claros (10YR 7/2), macizos o con incipiente estratificación laminar, friables a levemente endurecidos, livianos y porosos o compactos y extremadamente duros en la parte central y N del cuerpo principal, donde constituye una costra calcárea. En el paleoambiente se han reconocido cuatro tipos texturales distribuidos en ambas subfacies depositacionales. La subfacies marginal está constituida por arenas limosas y limos arenosos y la central por limos y fangos arenosos.

Esta unidad representa un paleoambiente dulciacuícola lacustre que en sus postrimerías se transformó en palustre calcáreo, que se correlaciona con la Formación Luján, Miembro Río Salado del Holoceno temprano a medio de Fidalgo et al. (1973), el Platense (Doering 1882 y Ameghino 1889) y el Platense fluvial (Frenguelli 1957).

 

Unidad 5 (Formación Luján, Miembro Monte)

Apoyada sobre la Formación Ensenada en la zona del estrechamiento que articula el cuerpo principal con Boca del Totoral y en el resto del paleoambiente sobre el Miembro Río Salado, se encuentra un remanente erosivo de 0,4 a 0,6 m de espesor de un depósito paleolímnico discontinuo en el cuerpo principal y continuo en Boca del Totoral, constituido por sedimentos gris oscuros (10YR 5/1) a gris claros (10 YR 6/1), los que en el sector periférico (subfacies marginal) son limos arenosos y en el sector central (subfacies central) fangos arenosos y fangos. Los limos arenosos son macizos, friables a levemente endurecidos en húmedo, duros en seco, con frecuente bioturbación de poros y canales de raíces.

Este depósito colmatante constituye la unidad estratigráfica holocena más reciente del registro paleolimnológico no sólo de la laguna, sino de todas las cuencas de la llanura bonaerense, que se corresponde con el "Piso Aimarano" de Doering (1884), la que en los ambientes actuales no es aflorante; en cambio, en las paleocubetas erosionados por los cursos actuales, se halla expuesta en las escarpas de erosión.

En las "Encadenadas de Monte" se encuentra en los lechos de todas las lagunas del sistema. El "Piso Aimarano" fue propuesto por Doering (1884) para caracterizar depósitos aluviales de cuencas fluviales y lacustres de las llanuras argentinas, principalmente de la región pampeana, acumulados con posterioridad al "Piso Platense" y cuyos restos faunísticos son idénticos a los de las especies vivientes. Ameghino (1884 y 1889) considera al "Piso Aimará" (sic) prehistórico, constituido por sedimentos aluviales anteriores a la ocupación española, con restos faunísticos de especies análogas a las existentes.

A su vez, esta característica paleontológica permitió a Ameghino (1889) separar el "Piso Aimará" del "Piso Platense". Autores posteriores se ocuparon del "Aimarano, Aimará o Aimarense" con criterios dispares. Para Frenguelli (1957) representan depósitos terrestres, para Tapia (1935) constituye la parte basal de los aluviones modernos y Castellanos (1962) refiere el "Aymarense" (sic) como "los depósitos compactos de arcillas, fangos y limos grises a negros que superponen al loess Cordobense".

Posteriormente este "piso" es mencionado solamente a título ilustrativo en sucesivos cuadros estratigráficos de varios autores, en relación a los trabajos de Doering y Ameghino. Resulta así que actualmente este depósito es ignorado o incluido en otras unidades estratigráficas. Sin embargo, su presencia en los sedimentos de relleno de cubetas y paleocubetas es manifiesta, documentada en el río Luján por Ameghino en 1884 y recientemente por Dangavs (2005a), Dangavs y Mormeneo (2006), Dangavs y Reynaldi (2008) y Dangavs (2009b y c y 2010).

Salvo las menciones señaladas, las evidencias acerca de su existencia hasta ahora son escasas, quizás en parte, por estar generalmente constituidos por remanentes erosivos de escasa potencia y gran semejanza litológica con el infrayacente Miembro Río Salado o con el suprayacente Aluvio, lo que pudiera haber dado lugar a su inclusión en el techo del primero o en la base del segundo.

Sin embargo, el Aimarano se diferencia del Miembro Río Salado por el color más oscuro, ausencia de carbonatos autígenos, exiguo contenido en vidrio volcánico y de frústulos de diatomeas; por otra parte, separarlo del aluvio resulta sencillo en aquellos ambientes donde entre ambas unidades se interpone el depósito eólico de la Formación La Postrera IV (Dangavs 2005b), tal como sucede en la laguna del Monte. Pero en donde no existe dicho depósito la diferenciación es más sutil y se recurre a la litología. El aluvio es de colores más oscuros, menor consistencia, mayor variedad textural, estructura maciza, abundancia de restos vegetales, lentes de conchillas de gasterópodos, que representan niveles de desecación, ausencia de algas charáceas y hasta tres niveles de ceniza volcánica.

Siendo evidente la separación de este nivel estratigráfico, respecto del superior y el inferior, y de acuerdo con la normativa del Código Argentino de Estratigrafía (CAE 1992), se redefine con rango de miembro la unidad litoestratigráfica de ambientes fluvio-lacustres de la región pampeana, denominada Piso Aimarano por Doering (1884). A tal efecto se propone la denominación de Miembro Monte para esta nueva unidad formal, la que pasa a integrar la Formación Luján de Fidalgo et al. (1973), completándose así el cuadro estratigráfico del registro paleolimnológico de los depósitos aluviales de cubetas de lagunas actuales o extintas por colmatación de la cuenca del río Salado.

La localidad tipo considerada es la laguna del Monte y el área tipo el sistema fluvio-lacustre de las "Lagunas Encadenadas de Monte". El único dato acerca de la edad de la unidad, proviene de la datación radiocarbónica convencional LP-2216 (LATYR) en conchillas de Heleobia parchappii alojadas en este depósito. Dichos restos datan de 980 ± 70 años AP, hecho que permite situar el Miembro Monte de la Formación Luján en el Holoceno tardío.

 

Unidad 6 (Formación La Postrera IV)

En discontinuidad erosiva sobre el Miembro Monte y debajo de la cubierta aluvial aparece un depósito eólico de 0,40 m de espesor en el cuerpo principal y de 0,58 m en Boca del Totoral. Estos sedimentos son limos arenosos gris castaño claros (10YR 6/2) a castaño grisáceo oscuros (10 YR 4/2), la estructura es en agregados de bloques subangulares regulares, con abundante bioturbación por raíces y consistencia friable a levemente consolidados.

La composición de la arena mediana consiste en agregados arcillosos grises, tosquillas rodadas, óxidos de Fe, cuarzo y plagioclasa. En la arena fina a limo grueso la composición es volcaniclástica. Los bioclastos son muy escasos, representados por fragmentos de huesos de pequeños mamíferos, restos carbonosos, semillas, tejidos vegetales y fitolitos.

Estos sedimentos eólicos representan la última etapa seca en la región, durante la cual se desecó la laguna y se acumularon en forma sincrónica los limos arenosos eólicos que coronan las escarpas de la laguna y en cuyo seno se desarrollan los suelos actuales. Este depósito corresponde a la Formación La Postrera IV del Holoceno tardío-tardío (Dangavs 2005b), correlacionable con la Formación La Postrera III de Fidalgo (1990).

 

Unidad 7 (aluvio reciente)

Las acumulaciones más recientes del lecho lagunar están representadas por 0,50 m de depósitos en el cuerpo principal y hasta 0,97 m en la Boca del Totoral.

Estos sedimentos representan los depósitos de acumulación más reciente, que se asignan al aluvio actual, cuya edad radiocarbónica apenas supera los 200 años (LP-1945, LATYR, edad: moderno). La datación fue realizada sobre restos óseos deBos taurus alojados en Boca del Totoral a 0,5 m de profundidad.

 

Discusión de la Evolución Paleoclimática y Paleoambiental

Se parte de las siguientes premisas: 1.- La mayoría de las depresiones de la región pampeana son esencialmente eólicas, excavadas a lo largo de paleovalles o fuera de ellos a partir de hondonadas primitivas (Tricart 1973; Dangavs 2005a).

2.- La característica principal de estas depresiones es su forma en cubeta, con paredes casi verticales, fondo plano y profundidades entre 4 y 12 m, que les confieren perfiles en Pfanne o Wanne, respectivamente (Penck 1894).

3.- El origen de las cubetas de deflación está estrechamente vinculado con zonas áridas o semiáridas y vientos fuertes (Reeves 1968; Cooke et al. 1993). Esta característica climática aconteció en la región pampeana en sucesivas etapas a partir del Pleistoceno tardío, imprimiendo al paisaje de gran parte de la región rasgos desérticos, tales como el relieve medanoso del Mar de Arena Pampeano (Iriondo y Kröhling 1995), las múltiples zonas con dunas parabólicas, en horquilla, de crestas transversales, etc. y las incontables mega, meso y microcubetas que se esparcen por casi toda la provincia, las que en el clima húmedo actual contienen ambientes lénticos en sus diversas categorías límnicas.

4.- Estas depresiones poco profundas de zonas áridas fueron denominadas pans por Goudie y Wells (1995), cuya distribución es controlada mayormente por la disponibilidad de superficies susceptibles a la erosión, desarrollándose también en medios particulares tales como las cuencas paleolacustres, paleocauces, interdunas, etc. Para dichos autores, un carácter distintivo de los pans es la presencia en sus bordes de sotavento de dunas de arcilla. Respecto al origen señalan que varios procesos se combinan para generarlos, siendo los principales la acción combinada de la deflación y la meteorización salina.

5.- Para Tricart (1973), las lagunas pampásicas son formas complejas que se han desarrollado bajo la influencia de las oscilaciones climáticas cuaternarias, cuyos rasgos geomorfológicos no se pueden entender si no se toma en cuenta su evolución en base a dichas oscilaciones.

6.- En nuestro interpretación, el origen de las cubetas primitivas y su evolución en la región pampeana responde a la acción combinada de varios procesos geomórficos, siendo los principales la deflación, la pelletización, la erosión fluvio-lacustre, los fenómenos coluviales y el lavado y retroceso de pendientes. Todos estos procesos han actuado en áreas sin drenaje y/o paleovalles susceptibles a la acción eólica, donde la posterior alternancia de climas secos y húmedos facilitó la deflación durante etapas de mayor aridez. En estas circunstancias repetitivas de deflación- acumulación se ampliaron y modelaron dichos recipientes, hasta transformarse en las cubetas que contienen lagunas o han desaparecido por colmatación.

La laguna del Monte tiene origen semejante al explicitado, alojada en dos cubetas de edades sincrónicas, cuya deflación se inició en el Pleistoceno tardío a partir de un paleovalle formado durante el Ensenadense, donde se concentraron los procesos que determinaron la excavación y el modelado, el que continúa hasta el presente. Por otra parte, las evidencias geológicas indican que desde del último período glaciario, la cuenca del río Salado se ha caracterizado por una sucesión climática alternante seco-húmedo que rige hasta el presente (Dangavs 2005b; Iriondo y Kröhling 2007). Dichas evidencias se encuentran en los depósitos de las lagunas y en los afloramientos de sus periferias.

De esta manera, sobre la base de los conceptos de biostasia y rexistasia de Erhart (1956), Dangavs (2005b) estableció para la cuenca del río Salado la existencia cinco etapas secas (ES5-ES1) y otras tantas húmedas (EH5-EH1) posensenadenses (Cuadro 3). Las etapas secas o de rexistasia se caracterizaron por deflación, formación de cubetas y/o rejuvenecimiento de las más antiguas, presencia de lagos salados donde precipitaron sales, principalmente yeso, pelletización por efecto salino (Tricart 1954) y acumulación de depósitos eólicos.

El término "lago salado" incluye los conceptos de playa, saltpan, sabhka interior y otros utilizados para caracterizar las áreas desérticas sin drenaje que mantienen en forma temporaria espejos de agua salada sin conexión con el mar (Shaw y Thomas 1997). En las etapas húmedas o de biostasia las cubetas se transformaron en ambientes dulciacuícolas, donde predominaron los procesos de modelado y aluvionamiento y en los afloramientos la pedogénesis.

Todos estos fenómenos climáticos se relacionan con el Ciclo Climático Glacial-Interglacial y sus fases climáticas menores propuestas por Fairbridge (1972), así como con las Épocas Pluviales e Interpluviales de la Pampa Deprimida (Tricart 1973). Al respecto, cabe señalar que, el esquema de Tricart es inverso al propuesto por Frenguelli (1957); es decir, para Tricart las Épocas Glaciales corresponden a los Interpluviales (secas) y las Épocas Interglaciales a los Pluviales (húmedas). Hasta ahora las evidencias geológicas en la cuenca del río Salado confirman el esquema propuesto por Tricart.

La interpretación que se presenta está fundada en las etapas climáticas alternantes seco-húmedo de la región pampeana (Cuadro 3), basadas en la sucesión de los depósitos colmatantes de lechos y en los afloramientos en los episodios pedogenéticos (S4 a S0) y las fases eólicas de dunas/loess (D5 y D4-L4 a D1-L1) establecidas por Iriondo y Kröhling (1995, 1996 y 2007). Las edades consideradas están referidas a dataciones paleomagnéticas: Nabel y Valencio (1981), Valencio y Orgeira (1983). Bobbio et al. (1986) y Bidegain et al. (2005); radiocarbónicas: Carbonari et al. (1992), Figini et al. (1995 y 1998), Tonni et al.(2003), Prieto et al. (2004) y Toledo (2005).

Así, la historia geológica del paisaje lagunar se inicia en el Pleistoceno temprano a medio con los depósitos subsuperficiales de la Formación Ensenada (Riggi et al.1986), equivalente al Ensenadense de la literatura geológica argentina. Esta unidad no sólo constituye la roca de base del paisaje actual y el sustrato de las cubetas lagunares, sino que su distribución abarca gran parte de la región pampeana, en la cual, según Frenguelli (1957), el Pleistoceno medio se caracterizó por clima húmedo, procesos fluviales y formación de valles, mientras que en el Pleistoceno tardío se produjo una larga etapa de aridez (ES5), con intensas acciones eólicas, deflación generalizada, excavación de cubetas, calcificación, salinización y acumulación del loess de la Formación Buenos Aires (Riggi et al. 1986). Los limos eólicos fueron aportados, en gran parte, por los vientos del sector S-SO, pero también provienen de la deflación local, la que excavó las cubetas de las futuras lagunas y su edad sería coincidente con el desarrollo del "sistema eólico pampeano", durante el cual prevaleció clima frío y extremadamente seco en las llanuras argentinas (Iriondo y Kröhling 1995).

A la etapa de aridez Bonaerense siguió un período de estabilidad en clima cálido y húmedo (EH5), con acumulación en el lecho lagunar del primer depósito del registro paleolimnológico, representado por la Formación Luján, Miembro La Chumbiada, del Pleistoceno tardío (Dillon y Rabassa 1985). Además, en esta etapa de biostasia se concretó la pedogénesis del loess de la Formación Buenos Aires, representado por el Geosuelo Sin Nombre (Tonni y Fidalgo 1978). Iriondo (1999) e Iriondo y Kröhling (2007) refieren este estadio al período climático cálido y húmedo de la etapa pedogénica S4. En el arroyo Tapalqué, Carbonari et al. (1992) y Figini et al. (1995) establecieron edades 14C de la sección cuspidal del Miembro La Chumbiada entre 26 y 28 ka AP. Sobre la base de dichas evidencias cronológicas es factible considerar que la edad mínima del inicio de la depositación del Miembro La Chumbiada superaría ampliamente los 30 ka AP y por ende la edad de las cubetas que lo contienen se podrían correlacionar con las acciones eólicas de deflación - acumulación del Bonaerense, hecho que avalaría la Edad Bonaerense de las principales cubetas lagunares de la cuenca del río Salado.

Al episodio húmedo anterior siguió uno frío y seco (ES4). Este evento climático afectó a la laguna, transformándola en un ambiente afín a un sabkha interior, con precipitación de yeso, pelletización y acción eólica. Los pellets de arcilla se originaron por deflación del Miembro La Chumbiada y se acumularon a sotavento del viento dominante en el sector oriental de la cubeta, constituyendo una duna de arcilla intracuencal. Este primer episodio climático seco posbonaerense, representado también en otros ambientes de la cuenca del río Salado como depósitos eólicos intracuencales o aflorantes (Dangavs 2005b; 2009 a, b y c, 2010; Dangavs y Blasi 1994 y 2002; Dangavs y Reynaldi 2008) se correlaciona con la Formación La Postrera I del Pleistoceno tardío (Dangavs 2005b). Según Iriondo y Kröhling (1995) e Iriondo (1999) el nivel estratigráfico equivalente representa la fase climática D4-L4, que se corresponde con el último Máximo-Glacial.

En la siguiente etapa húmeda (EH4) se acumuló el segundo depósito paleolímnico, correlacionable con el Miembro Lobos de la Formación Luján del Pleistoceno tardío-tardío (Dangavs y Blasi 2003), cuyos bioclastos son dulciacuícolas y de abolengo marino de origen atalásico en el tercio superior del depósito que representan al ambiente de agua salada que se instauró durante la etapa de clima más seco inmediato posterior (ver el párrafo siguiente). Esta unidad equivale a la sección superior del Piso Lujanense de Ameghino (1889). Para Iriondo y Kröhling (1995) e Iriondo (1999) este evento climático cálido y húmedo se corresponde con la etapa pedogénica S3. Las dataciones 14C de la unidad en el arroyo Tapalqué (Carbonariet al. 1992; Figini et al. 1995 y Tonni et al. 2003) sitúan la base de este nivel estratigráfico entre 21 y 17 ka AP y el techo en 12/ 11 ka AP. De la etapa climática seca subsiguiente (ES3) no han quedado registros directos en el lecho lagunar o su periferia, tan sólo remanentes de yeso, pellets de arcilla y restos de organismos de abolengo marino de origen atalásico que medraron en la sabkha y/o el lago salado en que se había transformado el ambiente dulciacuícola de la etapa húmeda EH4. La manifestación más clara de este segundo episodio seco posbonaerense se halla en el sur de la cuenca como una duna de arcilla yesífera (Dangavs y Reynaldi 2008). El depósito eólico mencionado corresponde a la Formación La Postrera II del Pleistoceno tardío-tardío (Dangavs 2005b). Según Iriondo (1999) e Iriondo y Kröhling (2007) esta etapa climática podría asignarse a la fase seca y fría D3-L3 del Pleistoceno final.

A continuación se instauró un nuevo ciclo húmedo (EH3), durante el cual se acumuló el tercer depósito paleolímnico, representado por los sedimentos del ambiente dulciacuícola lagunar a palustre calcáreo de la Formación Luján, Miembro Río Salado (Fidalgo et al. 1973) del Holoceno temprano a medio. Asimismo, en esta etapa se produjo la pedogénesis de los sedimentos de la Formación La Postrera II (Dangavs 2005b), representada por el Geosuelo Puesto Callejón Viejo (Fidalgo et al. 1973), el que no se encuentra en el perímetro lagunar, sino en el sector sur de la cuenca lagunar (Dangavs y Reynaldi 2008). Para Iriondo y Kröhling (1995 y 2007), esta etapa climática cálida y húmeda representa el Hypsithermal y la pedogénica S2. Los autores que han datado la base del Miembro Río Salado (Figini et al. 1995; Prieto et al. 2004 y Toledo 2005) la ubican entre 11,1 y 7,2 ka AP; en cambio en el techo de la unidad, Prieto et al. (2004) datan el paleosuelo suprayacente entre 3,5 y 2,9 ka AP y Toledo (2005) la facies carbonática en que culmina la sedimentación "platense" en 3,3 ka AP.

A partir del Holoceno medio se produjeron nuevos episodios climáticos alternantes, dos secos (ES2 y ES1) y dos húmedos (EH2 y EH1), siendo el último el más breve, el que representa al clima actual. El primero fue seco (ES2), con precipitación en los lechos de carbonatos, que transformaron el ambiente lacustre en un pantano calcáreo, eliminación del umbral que separaba ambas cubetas, deflación parcial de los depósitos del Miembro Río Salado y acumulación de los sedimentos eólicos de la Formación La Postrera III del Holoceno medio a tardío (Dangavs 2005b). Para Iriondo (1999) e Iriondo y Kröhling (2007) esta etapa climática se corresponde con la fase D2-L2 de clima subtropical seco estacional. Las evidencias acerca de la etapa húmeda EH2 (Holoceno tardío) están en el lecho lagunar como el último depósito paleolímnico de la misma y en las escarpas como un paleosuelo. En los sedimentos del lecho está representada por el Piso Aimarano de Doering (1884), redefinida como Miembro Monte, que se incorpora a la Formación Luján de Fidalgo et al. (1973). Su inclusión en dicha formación se basa en el criterio de que todos los paleoambientes acuáticos en cubetas y paleocubetas de las cuencas pampeanas son miembros de la misma formación, separados por discontinuidades erosivas. Aparte, en los interfluvios, en forma sincrónica se produjo la pedogénesis S1, afectando a la Formación La Postrera III (Dangavs 2005b), con desarrollo del Geosuelo Puesto Berrondo (Fidalgo et al. 1973). En el área de influencia de las ingresiones marinas esta pedogénesis también afectó a otras unidades no eólicas de mayor edad (cf. Zárate et al. 2000 y Prieto et al. 2004). Según Iriondo (1999) e Iriondo y Kröhling (2007), esta etapa climática cálida y húmeda se corresponde con el Máximo Medieval. La única datación 14C en conchillas de H. parchappii de la unidad ha brindado una edad de 980 ± 70 años AP.

Según Figini et al. (1985), al datar gasterópodos de agua dulce se debería tener en cuenta el efecto de reservorio, el cual podría invalidar el fechado. Sin embargo, el único estudio con estos especímenes vivientes fue realizado en la laguna Sauce Grande, donde no se encontró efecto reservorio alguno (Fontana 2007). Dicha autora considera que esto se debe al equilibrio isotópico entre las aguas continentales y las meteóricas, situación que podríamos hacer extensiva a la laguna del Monte. Otro hecho a destacar es que con posterioridad a la acumulación del Miembro Monte se produjeron los dos últimos episodios climáticos alternantes de la región, en cuyo transcurso se depositaron sedimentos eólicos y se están acumulando los del ambiente actual. En consecuencia, el lapso implicado hasta nuestros días es compatible con la edad establecida por el fechado 14C considerado.

La última etapa seca (ES1) o Pequeña Edad de Hielo fue relativamente breve y de menor intensidad que la anterior, con desecación, deflación, rejuvenecimiento de cubetas, generación de decenas de miles de nuevas microcubetas y la acumulación de los sedimentos eólicos más recientes. En la cuenca del río Salado estos depósitos se presentan mayormente formando la cubierta sedimentaria de los interfluvios, en cuyo seno se desarrollan los suelos actuales, también se hallan en lechos de ambientes acuáticos, cubiertos por el aluvio reciente.

En la laguna el episodio se caracterizó por deflación del Miembro Monte y depositación del sedimento eólico tanto en el lecho como en el interfluvio. Estos depósitos se asignan a la Formación La Postrera IV del Holoceno tardío-tardío (Dangavs 2005b), que se correlacionan con la fase climática D1-L1 de enfriamiento y aridización, denominada "Pequeña Edad de Hielo". La última etapa se ubica en el clima húmedo actual (EH1), caracterizada por el funcionamiento de los ambientes acuáticos de la región pampeana, cuyos depósitos constituyen el aluvio reciente, cuya edad apenas supera los 200 años. Asimismo, este régimen es el que posibilita la pedogénesis (S0) de los paleosuelos exhumados y de los suelos actuales.

CONCLUSIONES

Desde el punto de vista geológico la laguna del Monte es una cuenca de sedimentación y además un reservorio natural de los recursos hídricos y bióticos, alimentada principalmente por el agua libre subterránea y supeditada al ciclo hidrológico de la región. Su carácter de casi permanente indica cierto equilibrio natural tendiente a la preservación del recurso, aunque su capacidad de reservorio resulta escasa debido a la colmatación.

El origen de las cubetas y la existencia del contenido se encuentran ligados a los acontecimientos geológicos y climáticos posensenadenses que actuaron sobre el valle fluvial primitivo hasta transformarlo en las cubetas, parcialmente colmatadas, que contienen la laguna actual. El origen de las cubetas es esencialmente eólico y anterior al primer depósito colmatante; en cambio, el modelado responde a la acción combinada de varios procesos (eólicos, fluviales y lacustres). La posterior alternancia climática del Pleistoceno tardío al presente, determinó el funcionamiento de sucesivos ambientes acuáticos y terrestres eólicos, en estos últimos, algunos con intervalos de lagos salados, donde precipitaron sales y por efecto salino se generaron pellets de arcilla.

La sucesión de los acontecimientos geológicos en la cuenca del río Salado se halla registrada en los sedimentos colmatantes y en las escarpas de erosión de las periferias lagunares, los que reflejan los cambios climáticos que han sucedido en la región desde el Pleistoceno tardío. En ese lapso, sobre el sustrato de la Formación Ensenada se produjeron cinco episodios de clima seco (ES5-ES1) que abarcan desde el loess Bonaerense hasta la Pequeña Edad de Hielo y otros tantos de clima húmedo (EH5-EH1) posbonaerenses, que incluye al húmedo actual.

Los episodios de clima seco quedaron materializados en depósitos eólicos extra e intracuencales, representadas por las Formaciones Buenos Aires y La Postrera I a IV, de las cuales está ausente en la laguna la Formación La Postrera II.

Según Iriondo y Kröhling (1995) los episodios secos se corresponden con las fases eólicas de dunas/ loess D5-L5 a D1-L1. Así, la Formación Buenos Aires representaría el D5-L5, la Formación La Postrera I al D4-L4 (Máximo Glacial), La Postrera II al D3-L3 (Pleistoceno final), La Postrera III al D2-L2 y La Postrera IV al D1-L1 (Pequeña Edad de Hielo).

Por otra parte, el registro de los episodios húmedos en la cuenca del Salado (EH5- EH1) consiste en cinco depósitos colmatantes (cuatro de paleoambientes acuáticos y los de la laguna actual), cuatro paleosuelos (S4-S1) y el suelo actual (S0). En la laguna del Monte se hallan representados los cinco depósitos colmatantes y en la periferia lagunar los paleosuelos referidos a las etapas pedogénicas S4 y S1 y el SO del suelo actual. Todo este conjunto lito y pedoestratigráfico se corresponde con las siguientes unidades de edad decreciente: Formación Luján, Miembro La Chumbiada y el Geosuelo Sin Nombre, que representan el EH5 y la etapa pedogénica S4; Formación Luján, Miembro Lobos el EH4; Formación Luján, Miembro Río Salado el EH3 o Hypsithermal; Formación Luján, Miembro Monte y Geosuelo Puesto Berrondo, que representan al EH2 o Máximo Medieval y el S1 y finalmente, el Aluvio reciente y el suelo actual al EH1 y el S0.

Las unidades pedoestratigráficas ausentes en la laguna corresponden a las etapas pedogénicas S3 (Geosuelo La Horqueta) y S2 (Geosuelo Puesto Callejón Viejo).

Recibido: 14 de julio, 2011
Aceptado: 16 de Agosto, 2012

Tanto este trabajo como el que sigue reconocen la honestidad y atenta mirada de sus autores. Sin embargo, no por ello me ahorro de hacerles las mismas observaciones que a los anteriores. Cuando adviertan -por dar un ejemplo-, que las formaciones eólicas de La Postrera, son propias de interfaces marinas y los sedimentos de origen serrano: Ríos V, IV y III con sus respectivos y disminuyentes compromisos cordilleranos, no les quedará otra alternativa que recordar esta expresión. FJA

 

http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0004-48222002000300010

Los depositos de yeso intrasedimentario del arroyo El Siasgo, partidos de Monte y General Paz, provincia de Buenos Aires

N. V. Dangavs, A. M .Blasi

Facultad de Ciencias Naturales y Museo. U.N.L.P. y Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires. Instituto de Geomorfología y Suelos y CISAUA. Calle 3 nro 584, (1900) La Plata.  E-mail: igs@ museo.fcnym.unlp.edu.ar

RESUMEN. El arroyo El Siasgo es un afluente del río Salado, situado en la región NE de la provincia de Buenos Aires. En su cuenca inferior, su curso recorta una gran depresión, remanente de una antigua cuenca de deflación colmatada, donde se desarrollaron, desde el Pleistoceno superior, diversos ambientes sedimentarios, principalmente acuáticos. Actualmente, se desarrolla, en esta depresión, un ambiente léntico temporario de 2.750 ha, dividido en dos cuerpos mediante un estrechamiento de la cubeta de 2 km de largo y 0,7 km de ancho. Al norte del estrechamiento se sitúa el cuerpo menor, denominado "La Cañada" y hacia el sur el mayor o "laguna del Siasgo".

En los sedimentos clásticos hospedantes de este paleoambiente léntico múltiple aparece una importante acumulación de yeso intrasedimentario en distintos niveles estratigráficos (Formaciones Lobos, Luján y La Postrera I), cristalizado principalmente en tamaño arena, con diversidad de hábitos, texturas, fábricas y estructuras. Los sedimentos hospedantes del yeso son esencialmente fangos, cuya textura original se encuentra modificada por la presencia del mineral epigénico en fangos y limos arenosos e incluso en arenas fangosas.

Este depósito yesífero abarca una superficie de 25,6 km2, con un espesor medio de 2,15 m en el subambiente "del Siasgo" y de 0,91 m en "La Cañada". El volumen de sedimentos con yeso alcanza a 48 hm3 y la ley mineral mínima es 53,5% en la "laguna del Siasgo", con un total de 53.623.000 de toneladas de yeso impuro, mientras que en "La Cañada, con una ley media de 20,1 %, solamente alcanza a 1.361.000 toneladas de yeso impuro. Cabe señalar, que la baja ley del mineral en "La Cañada" descarta su aprovechamiento como recurso económico, mientras que el yeso presente en el subambiente "del Siasgo" es de alta potencialidad para su explotación, incluso en su valor mínimo.

Estos yesos son el producto de la interacción de aguas superficiales y subterráneas, durante etapas de mayor aridez, sincrónicos con los episodios eólicos del Holoceno temprano y medio. Las determinaciones isotópicas de d34S en yesos de este ambiente, permitieron establecer que estos sulfatos fueron precipitados en una cuenca cerrada (sabkha continental).

Palabras clave: Evaporita continental. Yeso intrasedimentario. Paleolimnología. Provincia de Buenos Aires. Cuenca del río Salado.

Introducción

El objeto del trabajo es dar a conocer la existencia, características, cuantificación y génesis de un importante depósito yesífero intrasedimentario, presente en varios niveles estratigráficos de los sedimentos de relleno de una antigua cubeta lacustre, prácticamente colmatada, que funciona como un cuerpo léntico temporario, recortado por el curso del arroyo El Siasgo. 
Este arroyo recorta en su tramo inferior una extensa depresión de fondo chato, de 13 km de largo y de hasta 3 km de ancho. Debido al relleno sedimentario, el relieve de fondo de la misma no excede actualmente los 2 m, salvo en el cauce del arroyo, donde se exhonda 0,6 m más. El perfil primitivo de esta gran cubeta, asimilable a una bañera de hasta 10 m de profundidad, ahora se asemeja a la de una chata palangana. 

Esta gran depresión se encuentra en la región nordeste de la provincia de Buenos Aires, en los partidos de Monte y General Paz (Fig. 1), inmediatamente al norte del río Salado y al oeste de la ruta provincial 29. Su extremo sur dista 6 km de la localidad de General Belgrano (Fig. 2).

Desde el siglo XVIII, la misma ha recibido denominaciones diversas, acordes al estado hidrológico del momento (García 1985), i.e. : bañado, cañada y laguna del Siasgo. En la cartografía del Instituto Geográfico Militar, la porción sur de esta depresión se designa como "laguna del Siasgo", mientras que su sector norte no posee topónimo cartográfico, pero el sitio es conocido en la región como "La Cañada". 

El conjunto constituye un ambiente léntico/lótico de 2750 ha, con un cuerpo mayor o principal de 2135 ha, el que conforma la "laguna del Siasgo", al que hemos denominado "subambiente del Siasgo" y el menor, de 615 ha, el "subambiente La Cañada", situado al norte del anterior. Ambos subambientes están separados por un estrechamiento de la depresión, de 2 km de largo y 0,7 km de ancho, que representa el tramo fluvial del sistema, salvo en crecientes, donde las aguas de ambos subambientes se integran en un cuerpo único. Para facilitar los cálculos, hemos establecido como límite entre ambos subambientes la zona del puente sobre el arroyo El Siasgo, donde pasa el camino de tierra que une las rutas 29 y 41 (Fig. 2).

 

Antecedentes

Las menciones acerca de cristales de yeso en la cuenca del río Salado son numerosas y datan de comienzos del siglo XX. Sin embargo, el primer estudio que abordó el tema se debió a Teruggi et al. (1974), quienes describieron el yeso contenido en el médano fósil de la laguna Las Barrancas de Chascomús, constituido por arenas limosas yesíferas, donde el yeso se encuentra en pequeños cristales discoidales y en menor proporción cristales intercrecidos en forma de microrrosetas. 
Cabe destacar que la existencia de yeso discoidal es conocida en el sudeste de la provincia de Buenos Aires desde la década del 60, donde se lo explota comercialmente para la industria del cemento (Angelelli et al. 1973). 

Por otra parte, distintas evidencias de campo en la cuenca del Salado, observadas desde los 70' por uno de los autores (ND), permitieron establecer una estrecha relación entre las manifestaciones yesiferas y los registros sedimentarios de paleoambientes límnicos, pertenecientes a cuerpos de agua, tanto de funcionamiento actual, como extinguidos. En este sentido, el primer aporte referido a yeso intrasedimentario en depósitos paleolénticos de la cuenca del río Salado, fue realizado por Dangavs y Blasi (1992a). Estos autores cuantificaron la masa mineral alojada en el relleno sedimentario de la cubeta lagunar Lobos y efectuaron consideraciones acerca del origen del depósito yesífero. Otros ejemplos de notables acumulaciones evaporíticas en la cuenca fueron establecidos también por Dangavs et al. (1998) en la laguna Esquivel, por Dangavs (2001) en el arroyo Poronguitos y por Dangavs y Blasi (en prensa) en la Cañada del Toro.

Rasgos fisiográficos

La región se caracteriza por ser una planicie de acumulación limosa, con una cubierta predominantemente eólica. El relieve es suave y la pendiente muy escasa en dirección SSE (0,03%), aunque localmente puede alcanzar valores muy superiores en las lomas de la costa oriental de la "laguna del Siasgo". 
El arroyo El Siasgo y sus afluentes conforman una cuenca de 650 km2 , tributaria de la margen izquierda del río Salado. La desembocadura del sistema se halla en el extremo sudoriental del subambiente "laguna del Siasgo", donde, mediante una angosta y profunda escotadura, de unos 300 m de largo, desagua en el río Salado (Fig. 3).

El arroyo El Siasgo nace en las proximidades de Gobernador Udaondo y alcanza 35 km de longitud. Es un curso temporario en sus nacientes y permanente, por tramos, en su curso medio e inferior. En su curso medio recibe las aguas de los arroyos Lanzaco y Taqueño, ingresa al sistema léntico/lótico "La Cañada-laguna del Siasgo" por el extremo norte del mismo y recorre la depresión en toda su extensión, desembocando en el río Salado en proximidades de la ruta 29. El fondo de esta depresión constituye el valle encajonado del curso inferior de este arroyo. 

El subambiente "laguna del Siasgo" está alojado en una cubeta alargada en sentido N-S, rellenada por sedimentos del Pleistoceno alto y Holoceno. Su contorno es arriñonado en la parte central y subtriangular con forma de ojo de cerradura en el sector sur. Este último, antiguamente constituía un ambiente separado, que por erosión de su umbral septentrional, fue incorporado al complejo actual, mientras que la parte norte del cuerpo principal desaguaba hacia el primitivo río Salado más al norte, en el Rincón Grande. La cubeta del subambiente La Cañada es triangular, alargada en dirección O-E y rellenada por sedimentos semejantes en textura, origen y edad que el otro subambiente.

 En casi todo el perímetro de ambos subambientes las costas son altas y barrancosas. Al oeste las mismas alcanzan 4,5 m de altura, recortadas en la planicie general de la región. Al este, la línea de costa de la "laguna del Siasgo" está determinada por lomadas de 8 a 10 m de altura, las que se elevan 4 a 6 m sobre el llano circundante en forma de montículos, que representan antiguos médanos de loess. En La Cañada estos montículos son algo más bajos, de hasta 4 m de altura. En algunos sectores de la costa sur y en el extremo norte de la "laguna del Siasgo", donde se encuentra la comunicación con La Cañada, las costas son bajas e inundables, llegando en algunos sitios a formar una amplia planicie aluvial que acompaña el curso del arroyo El Siasgo. 

Los parámetros morfométricos del cuerpo principal de la depresión o "laguna del Siasgo", considerados en la cota 12,5 msnm, corespondiente al borde del depósito de playa más externo y medidos entre el puente que cruza la angostura al norte y la desembocadura en el río Salado al sur (Figs. 2 y 3), señalan una longitud máxima de 9650 m (NO-SE), ancho máximo de 2950 m (SO-NE), ancho medio de 2230 m y una profundidad máxima de 2,5 metros. Dicha profundidad en cota 12,5 m es potencial, dado que nomalmente la cubeta se halla seca. Sin embargo, dicho valor puede ser ampliamente superado en las crecientes, donde se han registrado profundidades de hasta 6 metros. Por otra parte, los parámetros morfométricos del subambiente La Cañada son los siguientes: longitud máxima total 4100 m (E-O), ancho máximo 1940 m (N-S), ancho medio 1505 m y una superficie de 615 ha en la cota 13,7 metros.

 Desde el punto de vista limnológico, este ambiente posee características hidrológicas de laguna temporaria de ciclo aleatorio. Durante las crecidas del río Salado se convierte en un inmenso receptáculo afín a una laguna de desborde (Ringuelet, 1962), mientras que en estiaje, por carecer de umbral de cierre, desagota toda el agua, debido a que su lecho actual se encuentra a un nivel superior al del río Salado.

Marco geológico

La "laguna" está emplazada en terrenos continentales del Cuaternario. Para su breve descripción y ordenamiento estratigráfico, habremos de indicar la sucesión presente en las barrancas y en el relleno del lecho lagunar (Fig. 4).

En las barrancas se han reconocido cuatro unidades estratigráficas de abajo-arriba: La más antigua, en la cual se encuentra excavada la cubeta lagunar, responde de acuerdo a sus características litológicas y posición estratigráfica a la Fm. Ensenada de Riggi et al. (1986), del Pleistoceno medio. La misma aflora en algunos sectores de la porción basal de las barrancas y está constituida por limolitas arenosas y limos loessoides castaño rojizos oscuros, leve a bien consolidados y cementados por carbonato de calcio, macizos o estratificados. Las muestras de perforación del lecho lagunar suelen ser portadoras de cristales de yeso. 

Encima, en discordancia erosiva, se disponen más de dos metros de sedimentos asignables a la Fm. Buenos Aires (Riggi et al. 1986) de edad pleistocena tardía, los que afloran en las barrancas de la costa oriental y occidental de la "laguna del Siasgo". En la costa oriental, Burmeister (1863) halló en estos depósitos caparazones de Glyptodon sp. y Ameghino (1910), en terrenos de la estancia "La Georgina", además de Glyptodon sp., menciona restos de Sclerocalyptus sp. y Eustatus sp. Los sedimentos de esta unidad constituyen un horizonte loéssico castaño amarillento, friable a levemente endurecido, de textura limo arenosa y estructura migajosa, con carbonato de calcio diseminado en su masa, en forma de concreciones de tosca. En la parte cuspidal es frecuente hallar remanentes de un paleosuelo truncado (Suelo Sin Nombre, sensu Fidalgo et al. 1973). 

La tercera unidad se encuentra ligada al paisaje actual. La componen depósitos mantiformes y montículos de origen eólico, que por su posición estratigráfica son asignables a la Formación La Postrera II de Fidalgo (1990) de edad holocena temprana. Estas acumulaciones están representadas por un loess típico sin toscas, de color castaño muy claro, que alcanza potencias de 5 a 6 m en las lomas y se adelgaza hacia las depresiones hasta desaparecer, sepultado por sedimentos de ambientes acuáticos de la Fm. Luján (Miembro Río Salado) y del Aluvio actual, así como por sedimentos loéssicos más recientes y la cubierta de suelos. En sedimentos de esta unidad, a una profundidad de 1,8 m, Ameghino (1910) halló un esqueleto humano que denominó: Homo caputinclinatus. 

Los depósitos más recientes de las barrancas están representadas por acumulaciones poco significativas de sedimentos loéssicos del Holoceno tardío, que recubren los afloramientos de mayor edad. Este loess es de textura limo arenosa, friable y color castaño oscuro. Estos sedimentos corresponden a la Formación La Postrera III (Fidalgo1990). En ellos se han desarrollado los suelos actuales, los que también abarcan a la unidad anteriormente mencionada. 

En el lecho lacustre se reconocen seis unidades estratigráficas, que serán descriptas muy someramente de abajo hacia arriba. Cabe destacar que cuatro de ellas son portadores de yeso (las unidades 5,6,7 y 8 de la Fig. 4). 

El lecho primitivo de la cubeta está labrado en sedimentos de la Fm. Ensenada (Riggi et al. 1986), sobre los cuales se depositaron los sedimentos asignables al Miembro Guerrero de la Fm. Luján (Fidalgo et al. 1973), equivalentes al Lujanense rojo de Ameghino(1884). Estos depósitos son de naturaleza arenosa a limo arenosa y de color rojizo, los que en la parte central del ambiente pasan a sedimentos pelíticos negros de hasta 1,8 m de potencia. En todo este depósito es común la presencia intrasedimentaria de yeso. Entre los restos de organismos de esta unidad se hallan huesos de pequeños mamíferos, conchillas de moluscos indeterminables, así como de Littoridina ameghinoi, L. parchappei y Tropicorbis sp., valvas de ostrácodos lisos y oogonios de charófitas. Este contenido paleontológico se corresponde con un paleoambiente palustre. (no 5 en el perfil de la Fig. 4). 

En el borde interior de la cubeta de la costa oriental, encima de las acumulaciones anteriores, se encuentra un pequeño depósito intracuencal de origen eólico, constituido por una duna de arcilla, con más de 2 m de potencia y unos 2 km de largo (no6 en Fig.4). El mismo está formado por yeso y pellets de arcilla amarillento verdosos, floculados en partículas de tamaño arena y limo que fueron acumulados en lúnulas (Dangavs 1979), durante un episodio de aridez, que se podría situar en el Pleistoceno tardío y correlacionar tentativamente con la Fm. La Postrera I (Fidalgo 1990). Este episodio es análogo al observado por Dangavset al. (1990) en la cubeta de la laguna Lobos. 

Suprayacen a la unidad anterior sedimentos de edad pleistocena tardía, asignables a la Fm. Lobos (Dangavs y Blasi 1992b), equivalentes en parte al "Lujanense verde" de Ameghino (1884). Estos depósitos sobrepasan los 2 m de espesor y están constituidos por limolitas y fangolitas grises claras oliváceas y yeso intrasedimentario (no 7 en la Fig.4). 

Los restos de organismos de la unidad representan una mezcla de formas de agua dulce y mixohalinas, reconociéndose conchillas de Littoridina parchappei, L. australis, L. conexa, Biomphalaria peregrina, Succinea meridionalis y Tropicorbis sp.; se encuentran además valvas de ostrácodos lisos y con esculturas, gametangios femeninos y tubos calcáreos de algas charáceas, diatomeas, espículas de espongiarios y cónchulas de foraminíferos.

Se han reconocido las siguientes especies de foraminíferos: Rotalia beccarii parkinsoniana (96%)Elphidium discoidale (3%) Discorbis peruvianus(1%). Cabe señalar que esta tanatocenosis de abolengo marino no representa a ninguna ingresión marina, sino que su origen es atalásico (Cann y De Deckker 1981). 

Encima de la Fm. Lobos se encuentran depósitos grises asignables a la Fm. Luján (Miembro Río Salado) de Fidalgo et al. (1973), equivalentes al "Platense" de Ameghino (1884), los que sobrepasan 2 m de potencia y ocupan todo el lecho de la cubeta. Estos sedimentos están representados por fangos calcáreos margosos y limos arenosos con muy abundantes restos de organismos acuáticos y lentes de cenizas volcánicas, de hasta 0,05 m de potencia (no8 en la Fig.4). En la porción media e inferior de este depósito abundan los cristales de yeso epigénico.

Los restos de la flora y fauna de estos sedimentos son análogos a los de las lagunas actuales de la región, i.e. oogonios de algas charáceas, frústulos de diatomeas, escamas y vértebras de peces, valvas de ostrácodos y abundantes restos de moluscos de agua dulce, donde se reconocen conchillas de Littoridina parchappei, Biomphalaria peregrina, Succinea meridionales, Lymneasp., Tropicorbis sp., Scolodonta semperi y cáscaras de Ampullaria canaliculata

En algunos sectores de la cubeta, sobre todo en el sudoriental, encima de los sedimentos del Miembro Río Salado de la Fm. Luján aparece un loess de 0,55 m de potencia. La presencia de esta eolianita es indicativa de un prolongado estadio de desecación del ambiente, que se podría situar en una época muy reciente. Este depósito eólico, por su posición estratigráfica se correlaciona con el loess edafizado que corona las barrancas de la laguna (no4 en la Fig.4) y se asigna a la Fm. La Postrera III del Holoceno tardío (Fidalgo 1990). 

Los sedimentos lagunares superiores integran la última unidad litoestratigráfica y corresponden a las acumulaciones más recientes o "Aluvio" (no9 en la Fig.4). Se trata de depósitos clásticos y bioclásticos gris-castaño claros, que ocupan todo el lecho lacustre y alcanzan una potencia de hasta 0,6 metros. La textura de estos materiales varía de pelitas a arenas, con abundantes niveles bioclásticos, cuyas acumulaciones representan sucesivas etapas de desecación total del ambiente, que dejan en superficie capas de varios centímetros de conchillas, principalmente de Littoridina parchappei. En general los restos de la flora y fauna de estos sedimentos es análoga a la del ambiente lacustre dulciacuícola infrayacente. 

Es de señalar que la porción media y superior de las barrancas a lo largo de la costa oriental del Siasgo y de la Cañada están labradas en antiguos médanos de loess, asignables a la Fm. La Postrera II de Fidalgo (1990), mientras que las de la costa occidental en sedimentos de las Formaciones Ensenada y/o Buenos Aires (sensu Riggi et al. 1986). Las lomadas alargadas de la costa oriental alcanzan su máxima altura en la cota 22, 8 m en la denominada "Loma de Espinosa" al noroeste del puente de ruta 29 sobre el río Salado. Por tramos dicha loma alargada adquiere una forma más aplanada, mesetiforme, que bajo su cubierta de suelos pasa gradualmente a un sedimento eólico. El color dominante de este material es el castaño claro y se presenta suelto hacia arriba, en tanto hacia la parte inferior se vuelve más compacto. 

En el aspecto sedimentológico, los materiales que afloran en las barrancas son de textura limo arenosa y de composición volcaniclástica, en la que se destaca el vidrio volcánico. El sedimento de las playas es afín al de las barrancas y está constituido por limos arenosos pardos, retrabajados por acción hídrica. Su composición mineralógica es también análoga, excepto por su contenido en restos de organismos de agua dulce del ambiente actual. 

El sedimento del lecho lagunar, en su porción superior, está formado por materiales sumamente friables de color verdoso a gris, retrabajados a partir de los mantos eólicos de la región. Estos son limos arenosos cuya mineralogía es similar a la de los sedimentos de la costa, salvo por la presencia de gran cantidad de conchillas, que en algunos tramos forman pequeños bancos de 0,05 m de potencia conformados por restos de todos los organismos de agua dulce que viven en la "laguna", donde predominan las conchillas de Littoridina parchappei, Biomphalaria peregrina y valvas abiertas y cerradas de ostrácodos. 

En profundidad los sedimentos cambian de textura, mineralogía y contenido en restos orgánicos. Así, entre 0,5 a 1,0 m de profundidad, hasta 3,5 m en las zonas periféricas y 6 m en la zona central, el sedimento se vuelve arenoso (arenas limosas), en cuya composición mineralógica predominan los cristales de yeso, acompañados por restos de carbonatos biogénicos, clastos de arcilla en forma de pellets y minerales volcaniclásticos. El contenido paleontológico de este sedimento indica un cambio ambiental, desde condiciones de agua dulce a un medio de aguas salobres mixohalinas. Así en la parte superior predominan moluscos, ostrácodos, diatomeas y algas charáceas de agua dulce, que en profundidad se mezclan con restos de fauna de ambiente eurihalino, representada por conchillas de Littoridina autralis, L. conexa y cónchulas de foraminíferos, principalmente de los géneros: Rotalia sp., Elphidium sp. Discorbis sp. 

A los 6 m de profundidad el sedimento cambia de coloración, del amarillento verdoso a castaño en la periferia y negro hacia el centro. La textura se vuelve más gruesa en la parte externa y más fina en la interna. Las variaciones de facies y el contenido de restos de organismos dulciacuícolas del Miembro Guerrero, indican el funcionamiento de un primitivo paleoambiente léntico de edad lujanense que ocupó la cubeta labrada en sedimentos continentales atribuibles a la Fm. Ensenada (Riggi et al. 1986).

Origen de la cubeta

Se podría asignar origen eólico a la cubeta lagunar (cubeta de deflación), en base a la presencia de montículos de limos eólicos (médanos de loess) que la bordean por su costa oriental. Estos montículos corresponden a tres ciclos de erosión-acumulación, siendo el más antiguo del Pleistoceno tardío (Fm. Buenos Aires) y los más recientes del Holoceno temprano (Fm. La Postrera II) y tardío (Fm. La Postrera III).

Con respecto al tiempo de origen, cabe señalar que la cubeta está labrada en sedimentos del Pleistoceno medio de la Fm. Ensenada. Sobre ese lecho primitivo se encuentran depósitos rojizos, que constituyen la parte inferior del Miembro Guerrero de la Fm. Luján de Fidalgo et al. (1973), datados en otras localidades de la cuenca en 28.000 años AP (Figini et al. 1996). Si admitimos dicha edad para la parte inferior del Miembro Guerrero, entonces, la cubeta podría ser sincrónica con los episodios de deflación-acumulación que dieron lugar a la acumulación de la Fm. Buenos Aires y su edad mínima sería mayor a los 28.000 años AP. Posteriormente, la cubeta fue reactivada y/o ampliada por los episodios eólicos del Holoceno, que acumularon las Formaciones La Postrera II y III de Fidalgo (1990).

racterísticas, cuantificación y génesis de un importante depósito yesífero intrasedimentario, presente en varios niveles estratigráficos de los sedimentos de relleno de una antigua cubeta lacustre, prácticamente colmatada, que funciona como un cuerpo léntico temporario, recortado por el curso del arroyo El Siasgo. 

Este arroyo recorta en su tramo inferior una extensa depresión de fondo chato, de 13 km de largo y de hasta 3 km de ancho. Debido al relleno sedimentario, el relieve de fondo de la misma no excede actualmente los 2 m, salvo en el cauce del arroyo, donde se exhonda 0,6 m más. El perfil primitivo de esta gran cubeta, asimilable a una bañera de hasta 10 m de profundidad, ahora se asemeja a la de una chata palangana. 

Esta gran depresión se encuentra en la región nordeste de la provincia de Buenos Aires, en los partidos de Monte y General Paz (Fig. 1), inmediatamente al norte del río Salado y al oeste de la ruta provincial 29. Su extremo sur dista 6 km de la localidad de General Belgrano (Fig. 2).

Desde el siglo XVIII, la misma ha recibido denominaciones diversas, acordes al estado hidrológico del momento (García 1985), i.e. : bañado, cañada y laguna del Siasgo. En la cartografía del Instituto Geográfico Militar, la porción sur de esta depresión se designa como "laguna del Siasgo", mientras que su sector norte no posee topónimo cartográfico, pero el sitio es conocido en la región como "La Cañada".

 El conjunto constituye un ambiente léntico/lótico de 2750 ha, con un cuerpo mayor o principal de 2135 ha, el que conforma la "laguna del Siasgo", al que hemos denominado "subambiente del Siasgo" y el menor, de 615 ha, el "subambiente La Cañada", situado al norte del anterior. Ambos subambientes están separados por un estrechamiento de la depresión, de 2 km de largo y 0,7 km de ancho, que representa el tramo fluvial del sistema, salvo en crecientes, donde las aguas de ambos subambientes se integran en un cuerpo único. Para facilitar los cálculos, hemos establecido como límite entre ambos subambientes la zona del puente sobre el arroyo El Siasgo, donde pasa el camino de tierra que une las rutas 29 y 41 (Fig. 2).

Antecedentes

Las menciones acerca de cristales de yeso en la cuenca del río Salado son numerosas y datan de comienzos del siglo XX. Sin embargo, el primer estudio que abordó el tema se debió a Teruggi et al. (1974), quienes describieron el yeso contenido en el médano fósil de la laguna Las Barrancas de Chascomús, constituido por arenas limosas yesíferas, donde el yeso se encuentra en pequeños cristales discoidales y en menor proporción cristales intercrecidos en forma de microrrosetas. 

Cabe destacar que la existencia de yeso discoidal es conocida en el sudeste de la provincia de Buenos Aires desde la década del 60, donde se lo explota comercialmente para la industria del cemento (Angelelli et al. 1973). 

Por otra parte, distintas evidencias de campo en la cuenca del Salado, observadas desde los 70' por uno de los autores (ND), permitieron establecer una estrecha relación entre las manifestaciones yesiferas y los registros sedimentarios de paleoambientes límnicos, pertenecientes a cuerpos de agua, tanto de funcionamiento actual, como extinguidos. En este sentido, el primer aporte referido a yeso intrasedimentario en depósitos paleolénticos de la cuenca del río Salado, fue realizado por Dangavs y Blasi (1992a).

Estos autores cuantificaron la masa mineral alojada en el relleno sedimentario de la cubeta lagunar Lobos y efectuaron consideraciones acerca del origen del depósito yesífero. Otros ejemplos de notables acumulaciones evaporíticas en la cuenca fueron establecidos también por Dangavs et al. (1998) en la laguna Esquivel, por Dangavs (2001) en el arroyo Poronguitos y por Dangavs y Blasi (en prensa) en la Cañada del Toro.

Rasgos fisiográficos

La región se caracteriza por ser una planicie de acumulación limosa, con una cubierta predominantemente eólica. El relieve es suave y la pendiente muy escasa en dirección SSE (0,03%), aunque localmente puede alcanzar valores muy superiores en las lomas de la costa oriental de la "laguna del Siasgo". 
El arroyo El Siasgo y sus afluentes conforman una cuenca de 650 km2 , tributaria de la margen izquierda del río Salado. La desembocadura del sistema se halla en el extremo sudoriental del subambiente "laguna del Siasgo", donde, mediante una angosta y profunda escotadura, de unos 300 m de largo, desagua en el río Salado (Fig. 3).

El arroyo El Siasgo nace en las proximidades de Gobernador Udaondo y alcanza 35 km de longitud. Es un curso temporario en sus nacientes y permanente, por tramos, en su curso medio e inferior. En su curso medio recibe las aguas de los arroyos Lanzaco y Taqueño, ingresa al sistema léntico/lótico "La Cañada-laguna del Siasgo" por el extremo norte del mismo y recorre la depresión en toda su extensión, desembocando en el río Salado en proximidades de la ruta 29. El fondo de esta depresión constituye el valle encajonado del curso inferior de este arroyo. 

El subambiente "laguna del Siasgo" está alojado en una cubeta alargada en sentido N-S, rellenada por sedimentos del Pleistoceno alto y Holoceno. Su contorno es arriñonado en la parte central y subtriangular con forma de ojo de cerradura en el sector sur. Este último, antiguamente constituía un ambiente separado, que por erosión de su umbral septentrional, fue incorporado al complejo actual, mientras que la parte norte del cuerpo principal desaguaba hacia el primitivo río Salado más al norte, en el Rincón Grande. La cubeta del subambiente La Cañada es triangular, alargada en dirección O-E y rellenada por sedimentos semejantes en textura, origen y edad que el otro subambiente. 

En casi todo el perímetro de ambos subambientes las costas son altas y barrancosas. Al oeste las mismas alcanzan 4,5 m de altura, recortadas en la planicie general de la región. Al este, la línea de costa de la "laguna del Siasgo" está determinada por lomadas de 8 a 10 m de altura, las que se elevan 4 a 6 m sobre el llano circundante en forma de montículos, que representan antiguos médanos de loess. En La Cañada estos montículos son algo más bajos, de hasta 4 m de altura. En algunos sectores de la costa sur y en el extremo norte de la "laguna del Siasgo", donde se encuentra la comunicación con La Cañada, las costas son bajas e inundables, llegando en algunos sitios a formar una amplia planicie aluvial que acompaña el curso del arroyo El Siasgo. 

Los parámetros morfométricos del cuerpo principal de la depresión o "laguna del Siasgo", considerados en la cota 12,5 msnm, corespondiente al borde del depósito de playa más externo y medidos entre el puente que cruza la angostura al norte y la desembocadura en el río Salado al sur (Figs. 2 y 3), señalan una longitud máxima de 9650 m (NO-SE), ancho máximo de 2950 m (SO-NE), ancho medio de 2230 m y una profundidad máxima de 2,5 metros. Dicha profundidad en cota 12,5 m es potencial, dado que nomalmente la cubeta se halla seca. Sin embargo, dicho valor puede ser ampliamente superado en las crecientes, donde se han registrado profundidades de hasta 6 metros. Por otra parte, los parámetros morfométricos del subambiente La Cañada son los siguientes: longitud máxima total 4100 m (E-O), ancho máximo 1940 m (N-S), ancho medio 1505 m y una superficie de 615 ha en la cota 13,7 metros. 

Desde el punto de vista limnológico, este ambiente posee características hidrológicas de laguna temporaria de ciclo aleatorio. Durante las crecidas del río Salado se convierte en un inmenso receptáculo afín a una laguna de desborde (Ringuelet, 1962), mientras que en estiaje, por carecer de umbral de cierre, desagota toda el agua, debido a que su lecho actual se encuentra a un nivel superior al del río Salado.

Marco geológico

La "laguna" está emplazada en terrenos continentales del Cuaternario. Para su breve descripción y ordenamiento estratigráfico, habremos de indicar la sucesión presente en las barrancas y en el relleno del lecho lagunar (Fig. 4).

En las barrancas se han reconocido cuatro unidades estratigráficas de abajo-arriba: La más antigua, en la cual se encuentra excavada la cubeta lagunar, responde de acuerdo a sus características litológicas y posición estratigráfica a la Fm. Ensenada de Riggi et al. (1986), del Pleistoceno medio. La misma aflora en algunos sectores de la porción basal de las barrancas y está constituida por limolitas arenosas y limos loessoides castaño rojizos oscuros, leve a bien consolidados y cementados por carbonato de calcio, macizos o estratificados. Las muestras de perforación del lecho lagunar suelen ser portadoras de cristales de yeso. 

Encima, en discordancia erosiva, se disponen más de dos metros de sedimentos asignables a la Fm. Buenos Aires (Riggi et al. 1986) de edad pleistocena tardía, los que afloran en las barrancas de la costa oriental y occidental de la "laguna del Siasgo". En la costa oriental, Burmeister (1863) halló en estos depósitos caparazones de Glyptodon sp. y Ameghino (1910), en terrenos de la estancia "La Georgina", además de Glyptodon sp., menciona restos de Sclerocalyptus sp. y Eustatus sp. Los sedimentos de esta unidad constituyen un horizonte loéssico castaño amarillento, friable a levemente endurecido, de textura limo arenosa y estructura migajosa, con carbonato de calcio diseminado en su masa, en forma de concreciones de tosca. En la parte cuspidal es frecuente hallar remanentes de un paleosuelo truncado (Suelo Sin Nombre, sensu Fidalgo et al. 1973). 

La tercera unidad se encuentra ligada al paisaje actual. La componen depósitos mantiformes y montículos de origen eólico, que por su posición estratigráfica son asignables a la Formación La Postrera II de Fidalgo (1990) de edad holocena temprana. Estas acumulaciones están representadas por un loess típico sin toscas, de color castaño muy claro, que alcanza potencias de 5 a 6 m en las lomas y se adelgaza hacia las depresiones hasta desaparecer, sepultado por sedimentos de ambientes acuáticos de la Fm. Luján (Miembro Río Salado) y del Aluvio actual, así como por sedimentos loéssicos más recientes y la cubierta de suelos. En sedimentos de esta unidad, a una profundidad de 1,8 m, Ameghino (1910) halló un esqueleto humano que denominó: Homo caputinclinatus.  Antecedente del homo caputcartesiano.

Los depósitos más recientes de las barrancas están representadas por acumulaciones poco significativas de sedimentos loéssicos del Holoceno tardío, que recubren los afloramientos de mayor edad. Este loess es de textura limo arenosa, friable y color castaño oscuro. Estos sedimentos corresponden a la Formación La Postrera III (Fidalgo1990). En ellos se han desarrollado los suelos actuales, los que también abarcan a la unidad anteriormente mencionada. 

En el lecho lacustre se reconocen seis unidades estratigráficas, que serán descriptas muy someramente de abajo hacia arriba. Cabe destacar que cuatro de ellas son portadores de yeso (las unidades 5,6,7 y 8 de laFig. 4). 

El lecho primitivo de la cubeta está labrado en sedimentos de la Fm. Ensenada (Riggi et al. 1986), sobre los cuales se depositaron los sedimentos asignables al Miembro Guerrero de la Fm. Luján (Fidalgo et al. 1973), equivalentes al Lujanense rojo de Ameghino(1884). Estos depósitos son de naturaleza arenosa a limo arenosa y de color rojizo, los que en la parte central del ambiente pasan a sedimentos pelíticos negros de hasta 1,8 m de potencia. En todo este depósito es común la presencia intrasedimentaria de yeso. Entre los restos de organismos de esta unidad se hallan huesos de pequeños mamíferos, conchillas de moluscos indeterminables, así como de Littoridina ameghinoi, L. parchappei y Tropicorbis sp., valvas de ostrácodos lisos y oogonios de charófitas. Este contenido paleontológico se corresponde con un paleoambiente palustre. (no 5 en el perfil de la Fig. 4). 

En el borde interior de la cubeta de la costa oriental, encima de las acumulaciones anteriores, se encuentra un pequeño depósito intracuencal de origen eólico, constituido por una duna de arcilla, con más de 2 m de potencia y unos 2 km de largo (no6 en Fig.4). El mismo está formado por yeso y pellets de arcilla amarillento verdosos, floculados en partículas de tamaño arena y limo que fueron acumulados en lúnulas (Dangavs 1979), durante un episodio de aridez, que se podría situar en el Pleistoceno tardío y correlacionar tentativamente con la Fm. La Postrera I (Fidalgo 1990). Este episodio es análogo al observado por Dangavset al. (1990) en la cubeta de la laguna Lobos. 

Suprayacen a la unidad anterior sedimentos de edad pleistocena tardía, asignables a la Fm. Lobos (Dangavs y Blasi 1992b), equivalentes en parte al "Lujanense verde" de Ameghino (1884). Estos depósitos sobrepasan los 2 m de espesor y están constituidos por limolitas y fangolitas grises claras oliváceas y yeso intrasedimentario (no 7 en la Fig.4). Los restos de organismos de la unidad representan una mezcla de formas de agua dulce y mixohalinas, reconociéndose conchillas de Littoridina parchappei, L. australis, L. conexa, Biomphalaria peregrina, Succinea meridionalis y Tropicorbis sp.; se encuentran además valvas de ostrácodos lisos y con esculturas, gametangios femeninos y tubos calcáreos de algas charáceas, diatomeas, espículas de espongiarios y cónchulas de foraminíferos. Se han reconocido las siguientes especies de foraminíferos: Rotalia beccarii parkinsoniana (96%)Elphidium discoidale (3%) Discorbis peruvianus(1%). Cabe señalar que esta tanatocenosis de abolengo marino no representa a ninguna ingresión marina, sino que su origen es atalásico (Cann y De Deckker 1981). 

Encima de la Fm. Lobos se encuentran depósitos grises asignables a la Fm. Luján (Miembro Río Salado) de Fidalgo et al. (1973), equivalentes al "Platense" de Ameghino (1884), los que sobrepasan 2 m de potencia y ocupan todo el lecho de la cubeta. Estos sedimentos están representados por fangos calcáreos margosos y limos arenosos con muy abundantes restos de organismos acuáticos y lentes de cenizas volcánicas, de hasta 0,05 m de potencia (no8 en la Fig.4). En la porción media e inferior de este depósito abundan los cristales de yeso epigénico. Los restos de la flora y fauna de estos sedimentos son análogos a los de las lagunas actuales de la región, i.e. oogonios de algas charáceas, frústulos de diatomeas, escamas y vértebras de peces, valvas de ostrácodos y abundantes restos de moluscos de agua dulce, donde se reconocen conchillas de Littoridina parchappei, Biomphalaria peregrina, Succinea meridionales, Lymneasp., Tropicorbis sp., Scolodonta semperi y cáscaras de Ampullaria canaliculata

En algunos sectores de la cubeta, sobre todo en el sudoriental, encima de los sedimentos del Miembro Río Salado de la Fm. Luján aparece un loess de 0,55 m de potencia. La presencia de esta eolianita es indicativa de un prolongado estadio de desecación del ambiente, que se podría situar en una época muy reciente. Este depósito eólico, por su posición estratigráfica se correlaciona con el loess edafizado que corona las barrancas de la laguna (no4 en la Fig.4) y se asigna a la Fm. La Postrera III del Holoceno tardío (Fidalgo 1990). 

Los sedimentos lagunares superiores integran la última unidad litoestratigráfica y corresponden a las acumulaciones más recientes o "Aluvio" (no9 en la Fig.4). Se trata de depósitos clásticos y bioclásticos gris-castaño claros, que ocupan todo el lecho lacustre y alcanzan una potencia de hasta 0,6 metros. La textura de estos materiales varía de pelitas a arenas, con abundantes niveles bioclásticos, cuyas acumulaciones representan sucesivas etapas de desecación total del ambiente, que dejan en superficie capas de varios centímetros de conchillas, principalmente de Littoridina parchappei. En general los restos de la flora y fauna de estos sedimentos es análoga a la del ambiente lacustre dulciacuícola infrayacente. 

Es de señalar que la porción media y superior de las barrancas a lo largo de la costa oriental del Siasgo y de la Cañada están labradas en antiguos médanos de loess, asignables a la Fm. La Postrera II de Fidalgo (1990), mientras que las de la costa occidental en sedimentos de las Formaciones Ensenada y/o Buenos Aires (sensu Riggi et al. 1986). Las lomadas alargadas de la costa oriental alcanzan su máxima altura en la cota 22, 8 m en la denominada "Loma de Espinosa" al noroeste del puente de ruta 29 sobre el río Salado. Por tramos dicha loma alargada adquiere una forma más aplanada, mesetiforme, que bajo su cubierta de suelos pasa gradualmente a un sedimento eólico. El color dominante de este material es el castaño claro y se presenta suelto hacia arriba, en tanto hacia la parte inferior se vuelve más compacto. 

En el aspecto sedimentológico, los materiales que afloran en las barrancas son de textura limo arenosa y de composición volcaniclástica, en la que se destaca el vidrio volcánico. El sedimento de las playas es afín al de las barrancas y está constituido por limos arenosos pardos, retrabajados por acción hídrica. Su composición mineralógica es también análoga, excepto por su contenido en restos de organismos de agua dulce del ambiente actual. 

El sedimento del lecho lagunar, en su porción superior, está formado por materiales sumamente friables de color verdoso a gris, retrabajados a partir de los mantos eólicos de la región. Estos son limos arenosos cuya mineralogía es similar a la de los sedimentos de la costa, salvo por la presencia de gran cantidad de conchillas, que en algunos tramos forman pequeños bancos de 0,05 m de potencia conformados por restos de todos los organismos de agua dulce que viven en la "laguna", donde predominan las conchillas deLittoridina parchappei, Biomphalaria peregrina y valvas abiertas y cerradas de ostrácodos. 

En profundidad los sedimentos cambian de textura, mineralogía y contenido en restos orgánicos. Así, entre 0,5 a 1,0 m de profundidad, hasta 3,5 m en las zonas periféricas y 6 m en la zona central, el sedimento se vuelve arenoso (arenas limosas), en cuya composición mineralógica predominan los cristales de yeso, acompañados por restos de carbonatos biogénicos, clastos de arcilla en forma de pellets y minerales volcaniclásticos. El contenido paleontológico de este sedimento indica un cambio ambiental, desde condiciones de agua dulce a un medio de aguas salobres mixohalinas. Así en la parte superior predominan moluscos, ostrácodos, diatomeas y algas charáceas de agua dulce, que en profundidad se mezclan con restos de fauna de ambiente eurihalino, representada por conchillas de Littoridina autralis, L. conexa ycónchulas de foraminíferos, principalmente de los géneros: Rotalia sp., Elphidium sp. Discorbis sp. 

A los 6 m de profundidad el sedimento cambia de coloración, del amarillento verdoso a castaño en la periferia y negro hacia el centro. La textura se vuelve más gruesa en la parte externa y más fina en la interna. Las variaciones de facies y el contenido de restos de organismos dulciacuícolas del Miembro Guerrero, indican el funcionamiento de un primitivo paleoambiente léntico de edad lujanense que ocupó la cubeta labrada en sedimentos continentales atribuibles a la Fm. Ensenada (Riggi et al. 1986).

Origen de la cubeta

Se podría asignar origen eólico a la cubeta lagunar (cubeta de deflación), en base a la presencia de montículos de limos eólicos (médanos de loess) que la bordean por su costa oriental. Estos montículos corresponden a tres ciclos de erosión-acumulación, siendo el más antiguo del Pleistoceno tardío (Fm. Buenos Aires) y los más recientes del Holoceno temprano (Fm. La Postrera II) y tardío (Fm. La Postrera III).

Con respecto al tiempo de origen, cabe señalar que la cubeta está labrada en sedimentos del Pleistoceno medio de la Fm. Ensenada. Sobre ese lecho primitivo se encuentran depósitos rojizos, que constituyen la parte inferior del Miembro Guerrero de la Fm. Luján de Fidalgo et al. (1973), datados en otras localidades de la cuenca en 28.000 años AP (Figini et al. 1996). Si admitimos dicha edad para la parte inferior del Miembro Guerrero, entonces, la cubeta podría ser sincrónica con los episodios de deflación-acumulación que dieron lugar a la acumulación de la Fm. Buenos Aires y su edad mínima sería mayor a los 28.000 años AP. Posteriormente, la cubeta fue reactivada y/o ampliada por los episodios eólicos del Holoceno, que acumularon las Formaciones La Postrera II y III de Fidalgo (1990).

Llegado el día que aprecien ver cordones litorales en lugar de dunas, sobrevendrá la hora de ver las cotas del mar a otras alturas. El problema de cosmovisión mecánica no es local, sino planetario newtoniano con todos los condimentos cartesianos que estimo van llegando a su ocaso.

 

En la imagen que sigue aparecen al Sur del sistema del Río Tercero y en baja resolución de imagen, las áreas de captación de advecciones de los sedimentos serranos que no quedaron comprometidos con los mismos servicios que los sedimentos del Río Cuarto prestaba a los del Río Quinto que quedaban libres de esos mismos compromisos suscitadores de advecciones de los flujos cordilleranos que salían al brazo de Thetys a la altura de latitud 35º S, mudando paulatinamente a latitud 38º S a medida que el suave plegamiento al Sur de las sierras de San Luis iba en aumento. Todos estos enlaces son fruto del delicado gradiente térmico de ligera menor temperatura que determina estos viajes extraordinarios de los sedimentos y sus dulces vehículos, desde los pedemontes hasta los abismos oceánicos.

En ligera mayor escala de imagen las áreas de servicios advectivos del Río Cuarto respecto de los flujos al SO

En la imagen que sigue, en mayor escala y con eje en latitud 35º S: a la izquierda de la imagen las áreas de atracción de los gradientes térmicos del Río Cuarto respecto de los del Río Quinto; y a la derecha, los servicios advectivos del Río Quinto respecto de los sedimentos y flujos cordilleranos al SO que arrancaban en latitud 35º S y fueron mudando al 38ª S

En la imagen siguiente las áreas de estos mismos compromisos ligeramente más al Sur de la anterior, con los registros superficiales de los transportes de sedimentos cordilleranos que arrancan de las rías en latitud 35º S y longitud 65º 40' O para dar lugar a la formación de la mayor parte de los suelos pampeanos. Todos estos procesos vinieron orientados por el gradiente de ligera menor temperatura que les ofrecieron sucesivamente los sedimentos y flujos de los Ríos V, IV y III, a lo largo de no menos de 2,5 millones de años.

La más tardía y reciente propina que le alcanzaron al Río Quinto por los servicios prestados a los sedimentos y flujos cordilleranos, son estas áreas deflacionadas que mal hacen en llamar "cuenca" para alimentar ilusiones newtonianas.

Salida tardía del Salado a la bahía

Reunión en deflaciones con el Samborombón

 

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http://www.alestuariodelplata.com.ar/marchiquita4.html

 

Agradezco a mis Queridas Musas: a Alflora Montiel Vivero por el ánimo e inspiración para mirar estos temas

y a Estela Livingston su expresión . Francisco Javier de Amorrortu, 17 de Enero del 2017