geologia de superficie - geomorfologia

747RELATORIO DEL XIX CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO - CÓRDOBA, 2014

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

1CICTERRA (UNC - CONICET).2CIGEA (UNC-CNEA).

3Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Av. Vélez Sarsfield 1611 (X5016GCA),

Córdoba, Argentina. [email protected].

5FICH-UNL, Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas, Universidad Nacional del Litoral, Ciudad Universitaria (CC 217-3000),

Santa Fe, Argentina. [email protected]. de Geología. Facultad de Ciencias Exactas, Físico-Químicas y Naturales. Universidad Nacional de Río Cuarto (UNRC). Ruta 36, Km 601

(5800) Río Cuarto, Córdoba, Argentina. [email protected]

RESUMENLa Provincia de Córdoba está localizada en la región central de Argentina (entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’O y65°50’O) y su territorio, que exhibe un variado conjunto de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos,abarca parte de dos regiones geomorfológicas de primer orden: Sierras Pampeanas y Llanura Chacopampeana. La zonamontañosa de la provincia es parte del extremo sudoriental de la provincia geomorfológica de Sierras Pampeanas y com-prende cinco unidades mayores: Sierra Norte-Ambargasta, Sierras Chicas-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones,Sierras de Pocho-Guasapampa y Valles estructurales; incluyendo la gran cuenca intermontana del Bolsón de las SalinasGrandes y Ambargasta. Las sierras son el resultado de una prolongada y compleja evolución geomorfológica caracterizadapor la alternancia de extensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a los agentes de meteorización, eventosde alzamiento tectónico y exhumación, con la subsecuente activación de los procesos de erosión; no obstante en lassierras aún se pueden reconocer remanentes de geoformas precenozoicas. Las planicies de Córdoba son parte del sectorsudoccidental de la gran provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana, e incluyen cuatro ambientes mayores:Depresión tectónica de la laguna de Mar Chiquita, Planicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y Am-bientes pedemontanos. Se caracterizan por la presencia de morfologías vinculadas, principalmente, a la sedimentacióncenozoica con predominio de depósitos de sistemas fluviales y aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loés-sicos. Los sistemas fluviales, en especial sus partes distales, han sido modificados por acción eólica durante los períodosglaciales. En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región ha sufrido una secuencia de episodios áridos y húmedosque condicionaron la dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos morfológicos que destacan a la llanura.El paisaje actual resulta fundamentalmente de la influencia del período húmedo del Estadio Isotópico de Oxígeno (EIO)3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de llanura, se formaron los grandes lagos de Mar Chiquita y SalinasGrandes; y de la actividad eólica durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–11 ka) y del Holoceno tardío(3,5–1,4 ka), con la generación de un manto de loess (Ultimo Máximo Glacial, 24–18 ka) que suavizó las formas menoresdel paisaje (elementos fluviales y eólicos), el desarrollo de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabólicas)y la generación de numerosas cubetas de deflación, la mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas.

Palabras clave: Geomorfología, sierras, paleosuperficies, salinas, laguna, planicies, abanicos aluviales, campos de dunas,loess, Mesozoico, Cenozoico, Provincia de Córdoba.

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

GEOMORFOLOGÍA

Geología de Supericie

748 ASOCIACIÓN GEOLÓGICA ARGENTINA

INTRODUCCIÓN

La provincia exhibe en su territorio un variado conjunto

de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos,

que permiten reconocer los cambios tectónicos, ambientales

y climáticos registrados en el pasado, especialmente durante

el Cuaternario. El capítulo comprende el análisis de las for-

mas de relieve y los paisajes cuaternarios y pre-cuaternarios,

incluyendo geoformas muy antiguas, relictas y exhumadas,

así como los aspectos evolutivos de los cambios ocurridos en

el paisaje y en el ambiente. Como resultado se presenta un

ordenamiento y redefinición de unidades geomorfológicas y

un mapeo geomorfológico a nivel regional (Figs. 1 y 2).

El análisis de la geomorfología de la provincia se realizó

a nivel de regiones geomorfológicas y sistemas geomorfo-

lógicos (grandes unidades geomorfológicas), teniendo en

cuenta que éstas son la base fundamental de la clasificación

geomorfológica a escala regional (Carignano 1997a). Enten-

diendo a la primera como un área caracterizada por un estilo

condicionado por la recurrencia de caracteres tectónicos, li-

tológicos y eventos morfogenéticos endógenos y exógenos,

con una dinámica controlada por las condiciones climáticas

(por ejemplo, Sierras Chicas, Bolsón de Las Salinas Grandes,

etc.) y a los segundos como una zona caracterizada por un

conjunto relativamente homogéneo de geoformas, resultan-

tes de procesos morfogenéticos y morfodinámicos condi-

cionados por la geodinámica externa que presentan interac-

ciones sistémicas o relaciones funcionales. Se considera que

una unidad abarca un área caracterizada por uno o más tipos

de elementos geomorfológicos que se repiten regularmente,

pudiendo ser mono o poligenética y mono o policíclica. El

elemento corresponde a las geoformas unitarias con identi-

dad morfogenética propia, sin consideraciones de su grado

de conservación y funcionalidad (Carignano 1997a); este

nivel identifica los componentes básicos del paisaje que se

describen aquí.

Con este trabajo se pretende ordenar, sobre una base co-

herente e integrada, la diversa información existente en la li-

teratura sobre la geomorfología de la provincia (a diferentes

escalas de trabajo), a fin de generar un marco sólido para fu-

turas investigaciones geológicas multidisciplinarias en am-

bientes claves de la provincia, aportar información integrada

aplicable a planes de uso, manejo y conservación del paisaje

provincial, además de constituir un marco para futuras re-

construcciones paleoambientales.

Gran parte de la Provincia de Córdoba está afectada por

problemas de erosión, inundaciones, sedimentación, colap-

sos de suelos, etc., que constituyen amenazas para las perso-

nas, recursos naturales y obras de infraestructura. Ya existen

situaciones irreversibles derivadas del manejo inadecuado

del territorio y muchos sectores están en franco deterioro

por esta misma causa. Esto es consecuencia directa del poco

conocimiento que hay sobre la dinámica y evolución geo-

morfológica en cada región. Las modificaciones que se pro-

ducen en el ambiente no consideran estos aspectos y causan,

por lo tanto, profundas alteraciones en el equilibrio exis-

tente, desencadenando o acelerando procesos que derivan

en una rápida degradación del terreno. Es en este contexto

donde se pretende contribuir con esta sistematización, pues

el conocimiento geomorfológico de una región es funda-

mental, ya que permite definir, con precisión, cuál es el es-

tado del ambiente y cómo evolucionará. Los rasgos morfo-

dinámicos son una extraordinaria fuente de información,

pues la morfología de una comarca está en función de com-

plejas relaciones existentes entre formas, procesos, materia-

les y clima (Rice 1983).

En este sentido, el análisis y la clasificación de las geofor-

mas y su génesis son primordiales en los estudios de evalua-

ción y planificación territorial, pues la evaluación del terri-

torio implica el proceso de valoración de las aptitudes de la

tierra para un uso determinado. Por ello, en la medida que

se conozca mejor la evolución de una región en el transcurso

de este tiempo geológico, mejor preparación se tendrá para

evaluar y hacer un uso racional de los recursos.

Antecedentes de estudios geomorfológicos en la

Provincia de Córdoba

La historia de los estudios geomorfológicos de la Argen-

tina en general, y de la Provincia de Córdoba en particular,

se remonta a la llegada de los primeros colonizadores espa-

The aeolian activity during dry phases of the Late Pleistocene (ca. 30–11 ka) and of the Late Holocene (3.5 to 1.4 ka) arerespectively related to the generation of a loess mantle (Last Glacial Maximum, 24–18 ka) that masked minor landforms(fluvial and aeolian elements), the development of dune fields (mostly linear and parabolic dunes), and also the generationof numerous deflation hollows, most of them currently occupied by shallow lakes.

Keywords: Geomorphology, ranges, paleosurfaces, saline, lake, plains, alluvial fan, dune field, loess, Mesozoic, Cenozoic,Province of Córdoba.

Carignano et al.: Geomorfología


ñoles. Con el establecimiento de la Compañía de Jesús se ini-

cia la tarea historiográfica y cartográfica (que incluía obser-

vaciones geomorfológicas) que se ha denominado la “Cró-

nica Jesuítica” habiéndose instituido en Córdoba el cargo de

cronista (Zuretti 1956), que tenía la responsabilidad de ad-

ministrar los archivos, bibliotecas y documentos (oficiales y

particulares) y la de realizar las crónicas (relatos historio-

gráficos). Son varios los sacerdotes que llevaron adelante es-

tudios geográficos, que llegan hasta nuestros días a través de

las nombradas “crónicas”; entre ellos se puede destacar la

tarea del padre Pedro Lozano (1697-1756), historiador, geó-

grafo y naturalista, cuyos obras principales son la “Descrip-

ción chorográfica del terreno, ríos, árboles, animales de las di-

latadísimas provincias del Gran Chaco y Gualamba” (1733) y

la “Historia de la Provincia del Paraguay” (1754). La obra de

este sacerdote constituye la síntesis geográfica más impor-

tante de la región central del país escrita durante la Colonia

(hasta la aparición de la obra de Martín de Moussy en 1860).

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



Figura 2: Ver epígrafe en la página siguiente.

El padre José de Guevara (1719-1767) continuó la crónica,

entre las cuales se destaca la “Historia del Paraguay, Río de la

Plata y Tucumán”, mientras que el padre Tomás Falkner, re-

corrió extensas zonas de nuestro territorio poniendo de ma-

nifiesto su capacidad de observador, explorador, geógrafo,

cartógrafo, botánico y paleontólogo. Por su parte, el padre

Sánchez Labrador (1714-1789) que fue la figura máxima de

la Geografía argentina durante la Colonia, en su extensa

publicación “El Paraguay Natural Ilustrado” describe proli-

jamente los habitantes y sus costumbres, condiciones de las

tierras y de las aguas, climas, bosques, flora y fauna (Aznárez

1982).

Un tema que merece un tratamiento especial es la obra

cartográfica llevada adelante por los padres jesuitas. Las no-

ticias geográficas, relevadas en los innumerables viajes rea-

lizados por estos incansables exploradores, eran remitidas en

mapas y cartas que, aunque en ocasiones imprecisas, son de

un valor científico incalculable. La recopilación cartográfica

efectuada por el Padre Guillermo Furlong (1936), ha dado a

conocer ciento once mapas de estas regiones confeccionados

por los jesuitas entre 1615 y 1790.

Los primeros trabajos que abordaron específicamente la

Geografía Física y la Geología fueron los correspondientes a

las observaciones de investigaciones efectuadas por grandes

científicos exploradores que pasaron por esta parte del con-

tinente. Entre ellos se pueden mencionar a Alexander von

Humboldt (1769-1859), por su viaje a la América Equinoc-

cial (1799-1804), a Alcide d’Orbigny (1802-1857), que reco-

rrió América del Sur, principalmente la Argentina, desde

1826 hasta 1834 y a Charles Darwin (1809-1882) que exploró

Sudamérica desde 1831 hasta 1836. Puede considerarse a la

obra de d’Orbigny como el primer intento de una Geografía

Física del territorio Argentino. En su trabajo titulado “Voyage

dans l’Amrique méridionale (le Brésil, l’Uruguay, la Républi-

que Argentine, la Patagonie, Chili, Bolivia, Perou), executé

pendant les années 1826-1833” (7 tomos editados en París

en 1843-47) realiza una descripción geográfica abordando

temas geológicos y paleontológicos (tomo III, Correa Mora-

les 1947). Los citados autores, al igual que el capitán Félix de

Azara y el botánico Aimé Bonpland, efectuaron magistrales

descripciones que inauguraban el conocimiento geográfico

del país.

Toda la información de las expediciones científicas die-

ron el marco para que Martín de Moussy escribiera la pri-

mera Geografía completa del territorio nacional, que tituló

“Description Géographique et estatistique de la Confédéra-

tion Argentine” (1860), inspirado seguramente en la Geogra-

fía elaborada anteriormente por Woodbine Parish (1839),

quien había dividido el país siguiendo criterios históricos

y administrativos: Provincias Litorales, Provincias Ribere-

ñas y Provincias Cuyanas (Correa Morales 1947). Martín

de Moussy intentó desprender su clasificación de todo ele-

mento político e histórico, para fundarlo exclusivamente

sobre aspectos físicos, especialmente topográficos, divi-

diendo el territorio nacional en cuatro grandes secciones:

Mesopotámica, Andina, Patagónica y Pampásica (Correa

Morales 1947).

En 1861 llega al país German Burmeister (1807-1892),

ilustre hombre de ciencia discípulo de Humboldt, quien fue

responsable de dar un impulso excepcional a las ciencias del

país; el mencionado científico recorrió los Estados del Plata

desde 1857 hasta 1860, cuyos resultados fueron publicados

en 1876 bajo el título “Description Physique de la Républi-

que Argentine”, lo que constituyó el segundo intento de una

Geografía del territorio argentino. Basado en los trabajos

anteriores, considera las siguientes regiones: llanuras, cordi-

llera, regiones montañosas y mesopotamia. A su vez deter-

mina subregiones y, en esta subdivisión, separa por primera

vez el Sistema Serrano Central (Sierras de Córdoba) como un

grupo geomorfológico aislado integrado por cadenas meri-

dianas paralelas de escasa elevación (Correa Morales 1947).

Enrique A. S. Delachaux (1908) publicó “Las regiones físicas



Figura 2: Modelo digital del terreno de la Provincia de Córdoba realizado mediante combinación de índice de humedad (wetness index), factor longitud de

pendientes (LS factor) y sombreado analítico de tendencia de pendientes (analytical hillshading), para resaltar zonas deprimidas y concentración de drenajes

(tonos de azul y celeste) y el gradiente de la pendiente en sectores elevados (tonos de marrón y naranja). Límites entre unidades líneas grises. SN= Sierra

Norte-Ambargasta. SG= Sierras Grandes. SCo= Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierras de Pocho-Guasapampa. SaG= Salinas Grandes. SA= Ambar-

gasta. b1= Abanicos aluviales del piedemonte. b2= Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados. b3= Barreales y playas salinas. b4=

Lagunas salinas. b5= Elevaciones estructurales. b6= Depresión estructural con drenaje deficiente. MCh= laguna Mar Chiquita. pl= Planicie lacustre. ls=

Campos de dunas Las Saladas-Campo Mare. de= Planicie aluvial distal y delta del río Dulce. pd= Paleodelta del río Dulce. jm= Depresión de Jeanmaire.

PFEC= Planicie fluvioeólica central. ps= Paleoabanico aluvial del río Suquía. px= Paleoabanico aluvial del río Xanaes. pct= Paleoabanico aluvial del río Ctala-

mochita. pch= Paleoabanico aluvial del río Chocanchavara. pp= Paleoabanico aluvial del río Popopis. BSG= Bloque elevado de San Guillermo. pon= Piede-

monte oriental norte. ep= Elevación Pampeana. ag= Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. plc= Bajada Los Cóndores. plp= Bajada Las Peñas. alp= Abanico

aluvial del arroyo Las Peñas. at- Abanico aluvial del Arroyo Tegua. Ach- Alto estructural de Chaján. psc- Piedemonte oriental de la Sierra de Comechingones.

AL= Alto estructural de Levalle. pmj= Planicie loéssica de Marcos Juarez-Corral de Bustos. Csa= Depresión tectónica de la Cañada San Antonio. Dcs= Depresión

Curapaligue-Saladillo. Psd= Planicie sudoriental con campos de dunas. ppm= Planicie arenosa de Moldes y Malena. Dtm= Depresión del Tigre Muerto. Ddv=

Campo de dunas de Villa Valeria-Laguna Oscura. Aec= Alto El Cuero.

de la República Argentina”, obra que presenta los mayores

progresos del conocimiento geográfico del territorio argen-

tino. Este autor ubica a las Sierras de Córdoba dentro de la

Región Mediterránea o Central (Correa Morales 1947).

En este contexto nacional se publica la primera “Geo-

grafía de la Provincia de Córdoba”, por Río y Achával (1904-

1905), que consta de dos tomos y un atlas siendo, sin lugar a

dudas, uno de los principales aportes en los comienzos de la

Geomorfología de Córdoba. A estas descripciones geográfi-

cas se sumaron las importantes contribuciones de los geólo-

gos y geógrafos europeos que realizaban sus trabajos en la

Academia Nacional de Ciencias y en el Museo de Mineralo-

gía y Geología (Gay 1996).

Alfredo Stelzner (1843-1897), fue el primero en arribar

al país, exploró las regiones montañosas y sentó las bases del

conocimiento geológico nacional (Gay 1996), luego Luis

Brackebusch (1849-1906) continuó la obra comenzada por

Stelzner, y fue el responsable de la confección del primer

mapa minero-geológico de la República Argentina. Poste-

riormente, Guillermo Bodenbender (1857-1914) realizó una

gran obra científica destacándose el estudio estratigráfico

(con algunas observaciones geomorfológicas) de la cuenca

del Río Primero (1890). Stelzner, Brackebusch y Bodenben-

der son considerados los fundadores de la Geología de la Re-

pública Argentina.

Entre 1870 y 1873 William Morris Davis trabajó en el

Observatorio Nacional en Córdoba bajo la supervisión de

Benjamín A. Gould. Aunque, durante su permanencia en

Córdoba no publicó trabajos de índole geográfico o geo-

morfológico, seguramente el paisaje de las Sierras de Cór-

doba le aportó evidencias para su modelo sobre los “ciclos

de erosión” (1889), donde presenta un modelo deductivo y

teórico de la evolución del paisaje.

Desde la Academia Nacional de Ciencias surgieron los

primeros trabajos geomorfológicos específicos sobre las

Sierras de Córdoba. Wien (1882) realizó una descripción en

su trabajo “Die Sierra von Córdoba”; luego en 1911, Rovereto

publica “Studi di geomorfologia argentina: La Sierra de Cór-

doba”, que constituye el primer aporte específico al cono-

cimiento geomorfológico de este ambiente. Diez años des-

pués Oscar Schmieder presenta “Apuntes geomorfológicos de

la Sierra Grande de Córdoba” (1921) y Wolfgang Gross, en

su trabajo denominado: “Cuadro morfológico del Valle de Pu-

nilla” (1948), describe sistemas hidrográficos de las Sierras

de Córdoba y resume las teorías morfológicas más impor-

tantes y su significado para la interpretación orogénica de

las Sierras Pampeanas.

Roberto Beder (1853-1933) junto con Anselmo Wind-

hausen (1882-1932), continuaron la tarea de docencia e in-

vestigación de Schmieder. El primero, alumno de Víctor

Goldschmidt, llevó adelante importantes trabajos entre los

cuales se destaca La Sierra Norte de Córdoba (1932). An-

selmo Windhausen, quien contó entre sus profesores a Karl

von Zittel (1839-1904) y a Ferdinand von Richthofen (1833-

1905) entre otros, es recordado por su obra “Geología de la

Républica Argentina” (1929). Adolfo Döering, precursor de

las ideas de A. von Humboldt, describe las montañas de la

Provincia de Buenos Aires y establece la estratigrafía de los

alrededores de la ciudad de Córdoba, cuyos lineamientos

generales habían sido efectuados anteriormente por Flo-

rentino Ameghino (1885 y 1889).

Pablo Groeber llega en 1911 a la Sección Geología de la

Dirección General de Minas del Ministerio de Agricultura

de la Nación. En su condición de geólogo y geógrafo se po-

sicionó como el principal divulgador de las ideas de Walther

Penck en el ámbito local. Entre sus innumerables aportes

se destacan “Klimaschwankungen der jungsten geologische

Vergangenheit in Argentina” (1935), que trata los cambios cli-

máticos durante el pasado geológico más reciente de la Ar-

gentina, y “Esbozo de un mapa estructural de América del Sur”

(1946), en el cual señala las distintas estructuras en las dife-

rentes etapas de los movimientos andinos. Entre estas enti-

dades estructurales neocretácicas, terciarias y cuaternarias

hace referencia a las Sierras Pampeanas (Cioccale 1999b).

Joaquín Frenguelli (1946), en su trabajo “Las Grandes

unidades físicas del territorio Argentino”, establece las grandes

unidades geomorfológicas del país, las cuales prácticamente

no han sufrido modificaciones hasta el presente. El autor

designa a las Sierras de Córdoba y San Luis como el Grupo

Central de las Sierras Peripampásicas. Alfredo Castellanos

(1959), bajo el título de “Posibles desplazamientos morfológi-

cos en el pasado de las redes potamográficas en la llanura cor-

dobesa”, presenta un primer análisis de la evolución de las

redes fluviales durante el Neógeno. Los rasgos tectónicos

son analizados por primera vez por Pasotti y Castellanos

(1963) en: “El relieve de la llanura santafesino-cordobesa com-

prendida entre los 32° y 33°30´S y desde los 62°45´ W hasta

el río Paraná”, en base a observaciones geomorfológicas y

topográficas. Pasotti (1974) introduce la componente neo-

tectónica en el análisis estructural de la llanura. A partir de

mediados del siglo XX, la investigación geomorfológica en

Córdoba disminuye acentuadamente respecto a la realizada

a principios del siglo y se relega notoria y rápidamente de los

importantes avances producidos en el mundo. La publica-



ción de la “Geografía Física de Córdoba” editada por Vázquez

et al. (1979), cubrió un enorme vacío en la literatura geomor-

fológica de la Provincia de Córdoba (Capitanelli 1979a), in-

tegrando la información disponible hasta ese momento, aun-

que con una visión más fisiográfica que geomorfológica.

En los últimos cuarenta años son relativamente pocos

los autores que han llevado a cabo investigaciones estricta-

mente geomorfológicas en la Provincia de Córdoba y, entre

los trabajos más importantes, pueden citarse las siguientes

tesis doctorales: Sayago (1975), Beltramone (1996), Carig-

nano (1997a), Kröhling (1998), Cioccale (1999b), Herrero

(2000), Doffo (2007) y Degiovanni (2008). Otras tesis doc-

torales que, sin ser específicamente geomorfológicas, apor-

tan nuevos conocimientos en esta área son las de: Cantú

(1998), Sanabria (2000), Sacchi (2001), Blarasín (2003), Le-

comte (2006), Becker (2006), Sagripanti (2006), Brunetto

(2008a), Cabrera (2009) y Zanor (2009). También se destacan

las investigaciones relacionadas sobre la evolución de paisa-

jes antiguos en las Sierras de Córdoba donde Rabassa et al.

(1996), Carignano y Cioccale (1997), Carignano et al. (1999),

Rabassa et al. (2014) y Andreazzini y Degiovanni (2014) pro-

ponen la existencia de relieves relictos formados bajo dife-

rentes condiciones climáticas a partir del Mesozoico.

Antecedentes sobre el estudio de la evolución geomorfoló-

gica de las Sierras Pampeanas de Córdoba: Las cuasi plani-

cies que coronan gran parte de los cordones montañosos de

las Sierras Pampeanas han atraído la atención de casi todos

los geólogos y naturalistas europeos que trabajaron en la re-

gión a partir de mediados del siglo XIX. Pero, a pesar de ese

interés, se realizaron muy pocas investigaciones geomorfo-

lógicas orientadas a determinar su origen y evolución. Aque-

llas semiplanicies, que están distribuidas en forma escalo-

nada a diferentes alturas, fueron consideradas por unanimi-

dad como superficies de erosión, aunque sin especificar cla-

ramente su génesis, la cual quedaba implícita en el vago con-

cepto de denudación subaérea. La edad de estas superficies

generó la mayor discrepancia pues, aunque algunos investi-

gadores las consideraron diferentes y de distintas edades, la

mayoría creyó más acertado pensar en una sola superficie,

fragmentada y elevada diferencialmente por causas tectóni-

cas, pero sin coincidir en el intervalo de su desarrollo. El in-

suficiente registro sedimentario asociado con las superficies

y la gran dificultad para establecer su cronología, debido a

la escasez o ausencia de fósiles, la dispersión de los aflora-

mientos y la interferencia tectónica, favorecieron aquella

situación.

El modelo más aceptado por mucho tiempo se puede

sintetizar de la siguiente manera: todas las superficies semi-

planas que se observan en las cumbres o los flancos de las

Sierras Pampeanas corresponden a una peneplanicie (en el

sentido de Davis 1889, 1909) paleozoica superior-terciaria,

dislocada y, en gran medida, exhumada a partir de la eleva-

ción de las Sierras Pampeanas, causada por la deformación

andina del Mioceno-Plioceno.

Desde la reformulación del modelo geomorfológico de

las áreas cratónicas de la Argentina, impulsado por Raba-

ssa et al. (1995, 1996, 1997, 2010) y Carignano et al. (1999),

basado en la adaptación de las teorías de Penck (1924) y King

(1950, 1956, 1963), Carignano et al. (1999) demuestran que

no puede aceptarse la idea de una única superficie de erosión

pre-cenozoica y que las formas descriptas permiten plantear

un nuevo modelo de la geomorfología de la sierra donde los

elementos preandinos son los que han modelado el paisaje

desde, por lo menos, comienzos del Mesozoico.

Desarrollo de las ideas sobre la evolución de las paleosu-

perficies de las Sierras de Córdoba: Stelzner (1885), Brac-

kebusch (1879, 1880, 1891) y Bodenbender (1890, 1905, 1907,

1911) construyeron los primeros esquemas estratigráficos de

las Sierras Pampeanas y destacaron la llamativa regularidad

en las cumbres de sus montañas a las que, en algunos casos,

consideraron como altiplanicies (Carignano et al. 1999).

Cuando Bodenbender (1905, 1911) señaló que el levanta-

miento de las Sierras Pampeanas se produjo por los movi-

mientos Andinos en tiempos terciarios, sienta las bases de

la interpretación y correlación regional que se caracterizó,

principalmente, por la extrapolación de las observaciones

hechas en la cordillera y sierras vecinas hacia el resto del país

(Carignano et al. 1999). Esto condicionó, hasta el presente,

la interpretación geomorfológica de las Sierras Pampeanas.

Rovereto (1911) realizó el primer trabajo geomorfoló-

gico del país, dedicando un capítulo de su obra a las Sierras

de Córdoba, definiéndolas allí como “una gigantesca masa

residual de una montaña paleozoica”. Este autor, además,

consideró que las semiplanicies de las sierras corresponden

a cuatro diferentes superficies de erosión que denominó

“peneplanicies” (aunque no lo menciona, se puede entrever

la influencia de los conceptos de Davis); las tres primeras

desarrolladas durante el Paleozoico y la tercera durante el

Mesozoico (precretácica). Rovereto (1911) reconoció en las

Sierras de Córdoba un entrecruzamiento de los estilos es-

tructurales Andino y Uruguayano-Brasiliano, y destacó que

la historia geológica de estas sierras fue casi idéntica a la de



la región sudoeste del Brasil (Carignano et al. 1999). Asi-

mismo fue el primero en asignar edad cretácica a las secuen-

cias sedimentarias que afloran al este de las Sierras de Cór-

doba; ésta observación no fue considerada por sus pares,

por lo que perduró la idea de una edad permo-triásica (Bo-

denbender 1905, 1929; Pastore 1932; Bain Larrahona 1940),

hasta que se confirmara la edad cretácica mediante datacio-

nes radimétricas sobre basaltos (Gordillo y Lencinas 1967).

Las observaciones y deducciones de Rovereto prácticamente

fueron ignoradas por sus contemporáneos (Carignano et al.

1999), quienes continuaron con la costumbre de regionalizar

la geología andina. Así Gerth (1914, 1927), Rassmuss (1916),

Beder (1916) y Rimann (1926) reconocieron en distintas

zonas de las Sierras Pampeanas una sola superficie de ero-

sión formada entre el Paleozoico superior y el Cretácico

(predominando la edad permo-carbonífera). Gerth (1914)

propuso, además, que la mencionada superficie de erosión

permo-carbonífera estaría exhumada.

La segunda investigación netamente geomorfológica que

se conoce de la región, es la realizada por Schmieder (1921)

quien, influenciado por los trabajos de sus compatriotas, ra-

tificó la hipótesis de una sola superficie paleozoica desmem-

brada y ascendida durante los movimientos andinos (Ca-

rignano et al. 1999). A pesar de ello, este autor describió de-

talladamente los restos de la superficie, destacando la pre-

sencia de “inselbergs” en el remanente ubicado a mayor altura

(Pampa de Achala). En este trabajo se presentó el primer

mapa geomorfológico de la región, complementado por per-

files transversales, donde el autor cartografió los restos de la

superficie de acuerdo a su posición topográfica y caracterís-

ticas (las unidades coinciden notablemente con las descrip-

tas por Rovereto, 1911). Schmieder (1921) subrayó que él se

refería a la “superficie de erosión” en el sentido de la Rumpf-

fläche de los geólogos alemanes (término que no tiene sig-

nificación genética; Gross 1948) pero, en la versión caste-

llana del trabajo esa palabra fue reemplazada por “penepla-

nicie” con la expresa aclaración de que no corresponde al tér-

mino (ni al concepto genético) acuñado por Davis (1889,

1909). Posiblemente al carecer de una palabra castellana

adecuada para Rumpffläche, e influenciados por la literatura

americana, los traductores utilizaron equivocadamente el

término peneplanicie. Este grave error, que también se de-

tecta en los trabajos de Rimann (1926) y Gerth (1927), con-

dicionó la posterior interpretación de la literatura generada

por los geólogos alemanes y derivó en el desacuerdo sobre

el origen de las geoformas de las Sierras Pampeanas (Carig-

nano et al.1999).

En 1924 Walther Penck publicó su teoría sobre la evo-

lución y el modelado geomorfológico del relieve terrestre,

que fue concebida principalmente en la Argentina (Gross

1948) cuando este geólogo trabajó en la parte noroeste de las

Sierras Pampeanas (Penck 1914, 1920). A partir de las obser-

vaciones realizadas allí, Penck (1924) postula la existencia

de cuatro superficies de erosión generadas por el retroceso

paralelo de las pendientes, cada una con sus características

distintivas y edades diferentes, descartando la existencia de

una sola superficie de aplanamiento. Todas las deducciones

de este autor se fundan en una cuidadosa reconstrucción

geomorfológica apoyada en un exhaustivo control estrati-

gráfico y estructural.

El primer cuarto del Siglo XX se caracterizó por el desa-

rrollo de importantes teorías geológicas y geomorfológicas,

como las expuestas más arriba o como la hipótesis sobre la

conexión entre las Sierras Pampeanas, las Sierras de Buenos

Aires, el macizo Uruguayo-Brasilero y Sudáfrica (Frengue-

lli 1921), originada en los aportes de Bodenbender (1895,

1911), Walther (1912) y Keidel (1916, 1922) y que posterior-

mente fuera demostrada por Du Toit y Reed (1927). Con-

trariamente, en los siguientes años es notoria la carencia de

nuevas ideas geomorfológicas e, incluso, se produce un retro-

ceso en la investigación geomorfológica respecto a las épo-

cas anteriores (Carignano et al.1999). Así, cayeron en el olvi-

do los importantes conceptos de Rovereto y Penck, a pesar

de los esfuerzos realizados por Gross (1948) para reflotar las

ideas del último y dejar claramente establecido que la mayo-

ría de las superficies no son restos de una peneplanicie pale-

ozoica exhumada, como ya lo había demostrado Freiberg

(1932) en Brasil. De esta manera, se afirmó la creencia sobre

la existencia de una sola superficie de erosión, comúnmente

denominada peneplanicie, sin una clara concepción genética

producto de la mezcla entre la influencia de la literatura local

(generada por los geólogos alemanes) y el amplio predomi-

nio mundial de la concepción davisiana sobre la evolución

del relieve terrestre (Carignano et al. 1999). Un claro ejemplo

de esa situación se detecta en el trabajo de Schlagintweit

(1954), quién prefirió evitar las connotaciones del término

peneplanicie para referirse a la “semillanura original cohe-

rente” que observó en las Sierras de Córdoba, reconoció

“monadnocks” en los cerros que sobresalen de ella, destacó

el trabajo de Gross (1948) y recomendó la lectura de King

(1950).

De esa forma se generó el caos en la interpretación ge-

nética y temporal de las superficies que persiste hasta el pre-

sente (Carignano et al. 1999); el cual se resume en los traba-





jos de algunos autores que en la región primero describie-

ron pedimentos (González Díaz 1974) y, posteriormente

adhiriendo a los conceptos davisianos, concibieron a las su-

perficies de erosión como partes de una sola peneplanicie

regional paleozoica-terciaria, formada por un prolongado

ciclo fluvial (González Díaz 1981). Otros, consideraron a “la

primitiva planicie” como una peneplanicie formada por me-

teorización física y escurrimiento mantiforme bajo clima

semiárido, sin descartar un origen por meteorización quí-

mica bajo un clima tropical o subtropical. Jordan et al. (1989)

intentaron demostrar, mediante datos termocronométricos,

que la peneplanicie (en el sentido de Fairbridge y Finkl 1980)

es una superficie poligenética (pues la región pasó por una

variedad de climas y regímenes tectónicos) y diacrónica por

un intervalo de 400 Ma. Rabassa et al. (1995, 1996), Carig-

nano et al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014), realizan una

revisión de la geomorfología de las áreas cratónicas de la

Argentina basados en las teorías de Walther Penck (1924) y

Lester C. King (1950, 1956, 1963, 1967) sobre la evolución

del relieve como marco conceptual y la metodología desa-

rrollada por Partridge y Maud (1987) para el estudio de su-

perficies de erosión equivalentes ubicadas en Sudáfrica.

Ellos proponen un nuevo modelo que considera la existencia

de varias superficies, con relieves característicos, y edades

diferentes, mayormente generadas durante el Mesozoico

(Rabassa et al. 1995, 1996; Zárate et al. 1995).

MARCO GEOMORFOLÓGICO REGIONAL

La Provincia de Córdoba está localizada en la región

central de la Argentina, entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’

O y 65°50’O (Fig. 1). Sintéticamente se compone de dos re-

giones geomorfológicas de primer orden: la zona de monta-

ñas y las grandes llanuras (sensu Iriondo 1989a, 1990a y b).

La primera abarca la zona oriental de la provincia geomor-

fológica de Sierras Pampeanas y comprende cinco unidades

mayores (Fig. 2): Sierra Norte, Sierras Chicas-Las Peñas,

Sierras Grandes-Comechingones, Sierras de Pocho-Guasa-

pampa y Valles estructurales. Esta provincia comprende ade-

más las grandes cuencas intermontanas como el Bolsón de

las Salinas Grandes y de Ambargasta, correspondiente a una

extensa área elongada N-S y con relieve escaso. Las planicies

de la Provincia de Córdoba son parte del sector sudocciden-

tal de la gran provincia geomorfológica de la Llanura Cha-

copampeana, que a su vez se divide en tres grandes regiones

naturales a partir de sus características morfosedimentarias:

Chaco, Pampa Norte y Pampa Sur (Fig. 1), de acuerdo con

la clasificación de Iriondo (2010). Cuatro ambientes geo-

morfológicos mayores se diferencian en la llanura cordo-

besa (Fig. 2): Depresión de la Laguna de Mar Chiquita, Pla-

nicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y

Ambientes pedemontanos.

Provincia geomorfológica Sierras Pampeanas

Las Sierras Pampeanas se extienden en un amplio sector

del centro-oeste de la Argentina conformando el antepaís

andino central (Fig. 1). Esta región del cinturón andino es

conocida como antepaís fragmentado (“broken foreland” de

Jordan y Allmendinger 1986; Jordan 1995), ya que muestra

altos de basamento emergentes que desarrollan un patrón

morfológico limitando valles intermontanos (Dávila et al.

2005). Las Sierras Pampeanas de Córdoba se encuentran

ubicadas en la región distal del antepaís andino que se desa-

rrolla sobre la faja de subducción de bajo ángulo (Barazangi

e Isacks 1976; Jordan et al. 1983) entre los 27°–33° S. Su his-

toria de alzamiento cenozoico y exhumación habría sido

lenta y de escasa magnitud (Jordan et al. 1989, Carignano et

al. 1999, Dávila et al. 2005) y en ellas aún se pueden recono-

cer remanentes de geoformas precenozoicas (Carignano et

al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014; Rabassa, 2010). Esta re-

gión está formada casi enteramente por un conjunto de sie-

rras elongadas en sentido general N-S, limitadas por fallas

inversas de alto ángulo (> 50–60°; Costa 1996, 1999, 2000;

Costa y Vita-Finzi 1996), en algunos casos doble vergentes

(Cristallini et al. 2004), que exponen basamento ígneo-me-

tamórfico en su núcleo, y que comparten características tanto

morfoestructurales, como tectónicas y litoestratigráficas.

Ese núcleo de las sierras está constituido por un macizo ne-

oproterozoico-paleozoico inferior, fracturado y elevado en

diferentes bloques, que están separados por amplias depre-

siones intermontanas (González Bonorino 1950; Cuerda

1973; Gordillo y Lencinas 1979) las que conforman cuencas,

en su mayoría de edad neógena (Dávila et al. 2005).

Se pueden considerar como un macizo antiguo situado

entre dos grandes ambientes geológicos y geomorfológicos

contrapuestos: el macizo uruguayo-brasilero al oriente y el

sistema andino al occidente. Esta situación intermedia le

confiere características particulares donde conviven elemen-

tos del ambiente cratónico y elementos correspondientes a

estructuras modernas que responden a la dinámica andina

y condicionan el desarrollo de las cuencas o bolsones.

Las Sierras Pampeanas, desde el Paleozoico Superior tu-

vieron una prolongada y compleja evolución geomorfoló-

gica caracterizada principalmente por la alternancia de ex-

tensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a

los agentes de meteorización, y eventos de “actividad tectó-

nica”, con la subsecuente activación de los procesos de ero-

sión. El resultado es un paisaje de bloques de basamento ele-

vados y basculados tectónicamente que están truncados por

restos de antiguas superficies de aplanamiento y erosión que

tienen diferentes orígenes y edades pre-Miocenas (Carig-

nano et al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014); muchas veces co-

ronadas por remanentes de profundos perfiles de meteori-

zación (Rabassa et al. 1996, 2010, 2014; Carignano et al.

1999). Por ello sus principales características geomorfoló-

gicas están relacionadas con su origen fundamentalmente

estructural-denudacional (Meijerink 1988) dado el contexto

de elemento positivo que tuvo la región a lo largo de casi toda

su historia geológica donde, en consecuencia, los procesos

erosivos predominaron sobre los depositacionales; confor-

mando un complejo paisaje dominado por antiguas superfi-

cies de erosión paleozoicas, mesozoicas y paleógenas labra-

das sobre bloques de basamento (Rabassa et al. 1996, 2010,

2014; Carignano et al. 1999), que durante el Neógeno fueron

elevadas y basculadas tectónicamente, con la subsiguiente

erosión (González Bonorino 1950; Cuerda 1973; Gordillo y

Lencinas 1979).

Provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana

La llanura Chacopampeana es una extensa unidad geo-

morfológica mayor (en Córdoba comprende una superficie

de más de 100.000 km2) que se extiende desde Bolivia y Pa-

raguay hacia el sur, abarcando el centro-este de la Argentina

y limita al oeste con las Provincias Sierras Subandinas y Sie-

rras Pampeanas (Fig. 1), al sur de éstas continúa por debajo

de la cota de 250 m hasta el río Colorado, al sudeste limita

con las sierras de La Ventana y Tandil y al este con el litoral

Atlántico. Constituye una extensa cuenca distal del antepaís

andino, en especial de las Sierras Pampeanas y Subandinas

(Ramos 1999), cuya sedimentación cenozoica se destaca por

el predominio de depósitos distales de sistemas fluviales y

aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loéssicos,

siendo el lugar de tránsito de esos sedimentos hacia la plata-

forma y talud continental atlánticos (Chebli et al. 1999).

El Chaco argentino está constituido por unos pocos

mega-abanicos aluviales que nacen en las Sierras Subandi-

nas: los abanicos de los ríos Pilcomayo y Bermejo, corres-

pondientes a la cuenca del Paraná, y el mega-abanico del

Salado del Norte, del que son parte los sistemas del Saladillo

y del Dulce, pero que desaguan en la laguna Mar Chiquita

(Chebli et al. 1999; Iriondo 2010). El sector lindante con las

Sierras Pampeanas replica ese modelo en menor escala, re-

conociéndose cinco grandes abanicos aluviales generados

por los ríos mayores que drenan las Sierras Pampeanas

Orientales en dirección a la llanura (Suquía, Xanaes, Ctala-

mochita, Chocancharava y Popopis), y abanicos más peque-

ños asociados a cursos de menor jerarquía. Estos sistemas

fluviales, en especial sus partes distales, han sido modifica-

dos por acción eólica durante los períodos glaciales, lo que

favoreció la formación de las llanuras de loess (Ramos 1999).

La llanura pampeana está dominada por depósitos eóli-

cos pleistocenos y holocenos que conforman un potente

manto que cubre la mayor parte de su superficie. Estos de-

pósitos fueron agrupados por Iriondo (Iriondo 1990a, b y c,

1997) en una gran unidad geomorfológica denominada

Sistema Eólico Pampeano, que se compone de un núcleo de

sedimentos arenosos denominado Mar de Arena Pampeano

y de una extensa Faja Periférica Loéssica (Iriondo 1990a, b

y c; Iriondo y Kröhling, 1996), en transición lateral hacia so-

tavento en el patrón depositacional. El contacto entre ambos

se ubica en la zona donde convergen las provincias de Cór-

doba, Santa Fe y Buenos Aires con un rumbo aproximado

NNO-SSE, siguiendo el alineamiento de las ciudades de Río

Cuarto, Venado Tuerto y hasta Junín (Iriondo y Kröhling,

1995, 2007).

En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región su-

frió una secuencia de episodios áridos y húmedos (Cantú y

Degiovanni 1984, Carignano 1996, 1997a y b, 1999, Iriondo

1981, Iriondo y Kröhling 1996, 2007) que condicionaron la

dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos

morfológicos que destacan a esta llanura. El paisaje actual

resulta fundamentalmente de la influencia del período hú-

medo correspondiente al Estadio Isotópico de Oxígeno

(EIO) 3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de

llanura (Iriondo y Kröhling 2007), y de la actividad eólica

durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–1

ka) y del Holoceno tardío (3,5–1,4 ka), destacándose la ge-

neración de un manto de loess (Último Máximo Glacial -

UMG-, 24–18 ka) que suavizó las formas menores del paisaje

(elementos estructurales, fluviales y eólicos), el desarrollo

de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabó-

licas) y la generación de numerosas cubetas de deflación, la

mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas.

Desde el Plioceno, la región está controlada por defor-

maciones neotectónicas originadas en esfuerzos compresi-

vos (Brunetto e Iriondo 2007) que se han propagado incluso

hasta su borde atlántico (Chebli et al. 1999). Ello influye sig-

nificativamente en la configuración general del drenaje y en





la dinámica hidrogeológica a través de la formación de altos

estructurales (Lomas de Otumpa, Bloque de San Guillermo,

Alto de Levalle, etc.) y de depresiones tectónicas (Mar Chi-

quita, Curapaligüe-Saladillo, Tigre Muerto, etc.).

Gran parte de la Provincia de Córdoba abarca parte de la

Pampa y su geografía está caracterizada por la presencia de

tres grandes ambientes: al norte y noreste la Depresión de

Mar Chiquita, al centro la Planicie Fluvioeólica Central

(Carignano 1996, 1997a, 1999) formada por los extensos

abanicos aluviales de los ríos Suquía, Xanaes, Ctalamochita

y Chocancharava (Cantú y Degiovanni 1984; Ferpozzi 1988;

Carignano 1996, 1997a, 1999) y al sur y sudeste la Planicie

Eólica Arenosa del Sur (Carignano 1996, 1997a, 1999) que

constituye el extremo norte del Mar de Arena Pampeano

(Iriondo 1990a, b y c; Iriondo et al. 2011).

PRINCIPALES UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS DE

LA PROVINCIA

Las Sierras Pampeanas de Córdoba

La región serrana del territorio de Córdoba, que se ex-

tiende entre los 29°00’S y 33°30’S, y los 63°10’O y 65°30’O

(Fig. 2), forma parte del sudeste de las Sierras Pampeanas.

Conforma una unidad larga y estrecha de 430 km de longi-

tud y 130 km en su parte más ancha, abarcando una super-

ficie de 35.000 km2 (Mercado y Moore 1997). Está compuesta

por bloques de basamento fallados y basculados hacia el este,

presentando una morfología asimétrica con laderas orienta-

les tendidas y occidentales escarpadas (Gordillo y Lencinas

1979) cuyos extremos altitudinales van de los 550 a los 2.790

m s.n.m. (Capitanelli 1979a). Estos bloques están separados

por valles estructurales, cuyos ejemplos más sobresalientes

son los valles de Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre

para la depresión periférica de Capitanelli 1979a), Deán

Funes, Ischilín, Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla,

Los Reartes, Calamuchita, La Cruz, San Carlos, Guasapampa,

Pampa de Pocho, San Alberto y Conlara (Figs. 2 y 3).

Orográficamente las sierras de Córdoba pueden ser di-

vididas en cuatro cordones meridianos principales: Sierra

Norte-Ambargasta, Sierra Chica-Las Peñas, Sierras Gran-

des-Comechingones y Sierras de Pocho-Guasapampa (Figs.

2 y 3). Todos estos cordones serranos tienen la típica morfo-

logía asimétrica de las Sierras Pampeanas, presentando una

ladera occidental corta y abrupta, caracterizada por la es-

carpa de falla que representa al frente de levantamiento an-

dino de los bloques y una ladera oriental con mayor exten-

sión areal y menor gradiente topográfico (Fig. 3). Una excep-

ción a este esquema de basculación es el caso de las sierras

de La Higuerita y Nono donde la escarpa se ubica en la ver-

tiente oriental.

Las escarpas de fallas que limitan estos cordones serranos

se caracterizan por sus elevadas pendientes, los que tienen

origen en las fallas inversas que elevan a las sierras y presen-

tan las máximas alturas en la parte central, disminuyendo

progresivamente los resaltos hacia los extremos. En general

se encuentran disectadas por ríos y torrentes que generan en

su frente espolones y formas triangulares (similares a un fa-

cetado trapezoidal o triangular), con algunas acumulaciones

de pie de talud en las partes bajas. Se prefiere el calificativo

de “formas triangulares” para estas geoformas, ya que su

origen se aparta de las relaciones genéticas implícitas en el

desarrollo de una faceta triangular, esto es la coincidencia

aproximada de la geoforma con el o los planos de falla res-

ponsables del movimiento. Esta situación no es factible en el

caso de fallas inversas, por lo que la denominación de

“forma triangular” reviste un carácter estrictamente descrip-

tivo (Costa 1996).

En el flanco oriental (estructural) de estas sierras se en-

cuentran restos de superficies de erosión (Fig. 3), cuya posi-

ción queda evidenciada por la regular alineación en las cimas

de cerros y lomas que, por lo general, tienen una inclinación

al este de 8 a 12°. Estas superficies poseen una notoria uni-

formidad morfológica y generalmente se sitúan en las áreas

cumbrales de las sierras (Carignano et al. 1999; Cioccale

1999b); distinguiéndose por su morfología característica de

cuasi planicies (Fig. 3) muy condicionadas por el sustrato

rocoso (Carignano et al.1999; Cioccale 1999b; Degiovanni

y Andreazzini 2013; Andreazzini y Degiovanni 2014). Están

integradas por un mosaico de relieves que van desde plani-

cies onduladas (pampas) a colinas y lomas con laderas con-

vexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas, sepa-

radas por amplios valles de fondo plano. Estas paleosuper-

ficies, que se localizan a diferentes alturas sobre las laderas

orientales de los cordones serranos, están parcialmente cu-

biertas por coluvios y sedimentos cretácicos, terciarios o

cuaternarios, especialmente preservados en antiguos valles

labrados sobre las rocas del basamento. Las situadas a mayor

altura como Pampa de Achala, Pampa de San Luis y secto-

res cumbrales de la Sierra de Comechingones (1.700–2.200

m s.n.m.) prácticamente carecen de cubierta sedimentaria,

excepto unas aisladas y delgadas acumulaciones de materia-

les loessoides y coluviales con espesores promedio menores

a los 3 m. En Atum Pampa y Athos Pampa (1.000–1.100 m

s.n.m.), como asimismo en Pampa de Olaen (1.000–1.300 m



Figura 3: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Córdoba. SN= Sierra Norte. SG= Sierras Grandes. SCo= Sierra

de Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierra de Pocho. Gu= Sierra de Guasapampa. VP= Complejo Volcánico de Pocho. ep= Elevación Pampeana.

db= Dorsal de Las Bajadas. su= Faja fluvial del río Suquía (Primero). xa= Faja fluvial del río Xanaes (Segundo). ct= Faja fluvial del Río Ctalamochita (Tercero).

1) Inselbergs cretácicos de Sauce Puncu. 2) Paleovalle glacial carbonífero de Tasa Cuna. a) Valle de San Alberto. b) Valle de San Marcos Sierra. c) Valle de

Deán Funes. d) Valle del río Conlara. e) Valle de Charbonier. f) Valle de Punilla. g) Valle de Los Reartes. h) Valle de Calamuchita. i) Valle de La Cruz. j) Valle

de Quilpo. k) Valle de Guasapampa. l) Valle de San Carlos. m) Pampa de Pocho. n) Valle de Avellaneda. o) Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. @= Me-

gadeslizamiento del Cerro Uritorco. #= Megadeslizamiento del Valle de San Alberto. Perfil geológico-geomorfológico (Modificado de: Carignano et al. 1999).

s.n.m.), de Pocho (1.000–1.150 m s.n.m.), Superficie Cum-

bral de Sierra Chica (1.100–1250 m s.n.m.) y en Sierra Norte-

Ambargasta (600–900 m s.n.m.), se han acumulado sedi-

mentos neógenos de consideración (Capitanelli 1979a; Ca-

rignano y Úngaro 1988c; Manzur 1995; Carignano et al. 1999;

Tauber y Goya 2006; Córdoba et al. 2005; Tauber et al. 2008;

Krapovickas y Tauber 2012a,b; Andreazzini et al. 2012,

2014). La característica dominante de estos depósitos cum-

brales es que, aún con espesores diferentes, su disposición,

extensión y morfología están relacionadas a las formas del

basamento, que a su vez está fuertemente condicionada por

las estructuras. Se ha podido comprobar que la distribución

de los depósitos cumbrales no es homogénea, tanto en espe-

sor como en su disposición areal y altitudinal. La acumula-

ción se produce en aquellos sitios que cuentan con caracte-

rísticas particulares: áreas cumbrales relativamente planas a

cóncavas, limitadas por bordes elevados.

Las paleosuperficies de mayor altura corresponden a un

etchplain, originado principalmente por meteorización quí-

mica bajo condiciones ambientales posiblemente cálidas y

húmedas durante el intervalo Triásico tardío-Jurásico medio

(Carignano et al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010,

2014). Un etchplain es una paleosuperficie de aplanamiento

de gran extensión, asociada a zonas cratónicas, que no ma-

nifiesta relieves primarios de origen tectónico y corresponde

a un frente de meteorización regional desarrollado en con-

diciones tropicales o subtropicales, persistentes durante

mucho tiempo. El concepto fue introducido por Wayland

(1933) quien estudió superficies de erosión de este tipo en

Uganda.

Las paleosuperficies que se escalonan en torno al núcleo

de cada uno de los bloques mayores de las sierras (Fig. 3) son

el resultado de la acción de agentes de erosión relacionados

con climas semiáridos, fundamentalmente pedimentación,

y corresponden a un prolongado ciclo de denudación pro-

ducido durante el Jurásico tardío-Paleógeno (Carignano et

al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010, 2014).

Sierras Norte - Ambargasta: Es un cordón montañoso de

forma elongada en sentido NNE-SSO constituido por un

solo cuerpo de sierra, ubicado entre los 26°30’S - 30°40’S y

63°15’O - 65°25’O. Tiene una extensión aproximada de 6.550

km2 (165 km de longitud y 47 km de anchura media), una

altura máxima de 1.140 m s.n.m en su sector sudoeste, una

mínima de 350 m s.n.m. y una altura media inferior a los

900 m s.n.m., siendo la de menor altitud entre las Sierras

Pampeanas Orientales. Es un macizo muy regular en altitud

que presenta vastas áreas semiplanas en su parte superior

donde, aparentemente, el fallamiento cenozoico tiene es-

casa participación morfogenética. Una excepción es el ex-

tremo sur y sudoeste, donde se pueden reconocer serranías

con el típico perfil asimétrico (Sierras de Sauce Punco y Or-

cosuni), con abruptas escarpas de falla muy erosionadas

(Carignano y Cioccale 2008).

La sierra es un bloque de basamento aplanado de pen-

dientes muy bajas y forma ligeramente convexa (lomo de

ballena), que pierde altura paulatinamente hasta desapare-

cer bajo la cubierta sedimentaria cenozoica que lo rodea. Está

coronada por extensas planicies escalonadas, labradas sobre

rocas graníticas, que ocupan casi el 85 % de su extensión. Las

planicies están formadas por amplias lomas y colinas homo-

géneas de basamento, con cumbres aplanadas, ligeramente

convexas y laderas suavemente convexas; entre las que se ex-

tiende un sistema de amplios valles de escasa profundidad

y pendientes reducidas. Cumbres y fondos de valles mantie-

nen una marcada regularidad de alturas, lo que permite re-

construir la posición de diferentes superficies subhorizonta-

les, separadas por escarpes discretos, de escasa altura, muy

disectados, con pendientes exiguas y trazas sinuosas. Las

superficies de erosión tienen diferentes grados de disección,

ubicándose las menos erosionadas en el interior de la sierra


Perfiles topográficos y modelos digitales del terreno

muestran claramente cuatro niveles de superficies, ubicados

aproximadamente entre 900–800, 750–600, 650–550 y 500–

350 m s.n.m. y dispuestos en forma aproximadamente con-

céntrica al núcleo de la sierra con una simetría en la grada-

ción (Carignano y Cioccale 2008). La regularidad en la dis-

tribución de las superficies y el sucesivo escalonamiento

entre éstas indicaría, como se ha demostrado en Sudáfrica

(King 1949; Partridge y Maud 1987), Brasil (Bigarella y

Ab’Saber 1964; Ab´Saber 1969; Kröhling et al. 2014) y Aus-

tralia (Twidale 1968, 1982, 2007), un origen común para

cada nivel y edades de formación decrecientes desde el nivel

alto hacia el bajo. Esto se ha podido confirmar por la indu-

dable vinculación entre sedimentos y superficies (Carig-

nano y Cioccale 2008).

Areniscas y conglomerados carbonífero-pérmicos de la

Formación La Puerta y Co. Colorado, que permanecen como

relictos del relleno de un paleorrelieve carbonífero, son cor-

tados por la superficie más elevada y de menor extensión

(zona de Ea. La Lidia y Cerro Colorado), que se interpreta

como la más antigua. La segunda y tercera superficies (las

más extensas) en lugares como Sauce Punco, La Lidia, Ca-



miniaga, Estancia Pozo del Algarrobo, Simbol Huasi y Co.

Negro, aparecen cubiertas por brechas y fanglomerados cre-

tácicos (segundo nivel) o por conglomerados y areniscas

cretácicos (tercer nivel). Finalmente, la cuarta superficie, que

aparece sólo en el contorno externo de Sierra Norte, está cu-

bierta por la Formación Saguión (Mioceno) y un calcreta de

origen pedogenético muy potente (Mioceno tardío) que se

desarrolla exclusivamente sobre ésta y el basamento donde

está labrada dicha superficie.

En el primer y segundo nivel de superficies se han pre-

servado extensos remanentes de perfiles de meteorización,

en los que se observa la roca completamente transformada

en un regolito granítico (grus) que contiene grandes rocas

núcleos (corestones) in situ, y de los que emergen enormes

inselbergs con forma de domos. Esto permite interpretar que

esas superficies habrían sido originadas por un proceso de

meteorización regional con posterior remoción de la parte

superior del manto de meteorización resultante (Etchplain).

Estos perfiles de meteorización han sido observados ya-

ciendo bajo conglomerados cretácicos, por lo que se consi-

dera que habrían sido originados previamente al rifting cre-

tácico y, seguramente, con posterioridad al Pérmico, puesto

que areniscas de las formaciones La Puerta y Cerro Colorado,

en sus niveles superiores, presentan una importante silici-

ficación, consecuencia de la movilización de sílice de los per-

files de meteorización mencionados (Carignano y Cioccale

2008); al igual que el color rojo sobreimpuesto al gris blan-

quecino original de dichas formaciones, causado por impreg-

nación de la roca con fluidos ricos en óxidos de Fe (en mu-

chos sitios la roca tiene un moteado característico debido a

la circulación preferencial de estos fluidos por estructuras

sedimentarias).

Vínculos y relaciones de yacencia entre superficies y se-

dimentos asociados confirman que, al menos una parte im-

portante de ellas (los sectores más elevados de cada nivel),

no habrían sido cubiertas nunca y habrían permanecido ex-

puestas desde el momento de su formación. Estos paisajes

relícticos ocupan el sector centro-norte de la sierra desde

algo al sur de San Pedro hasta su extremo septentrional


En la sierra de Sauce Punco se identificaron geoformas

que, sin dudas, son exhumadas; observándose allí una ali-

neación de cerros cónicos (Fig. 3), completamente rodeados

por dos secuencias superpuestas de sedimentos cretácicos;

cubriendo una brecha de granitos locales el tercio inferior

de estos cerrillos; mientras que fanglomerados polimícti-

cos (constituidos por rocas exclusivas del sector norte de Sie-

rra Norte) e intercalados con areniscas, envuelven su parte

media y superior (Carignano y Cioccale 2008). Los cerrillos

tienen la típica forma de inselbergs aislados de un frente de

montaña en retroceso y están ubicados en la desemboca-

dura de un paleovalle que hacia su cabecera se integra con

las paleosuperficies 2ª y 3ª (sur de San Pedro). Estos paisajes

exhumados están vinculados al proceso de inversión tectó-

nica ocasionado por la orogenia andina sobre las estructuras

extensionales generadas durante el rifting cretácico, según

el modelo de Schmidt et al. (1995).

Sierra Norte sería un antiguo horst que habría permane-

cido elevado desde principios del Mesozoico (durante el cual

sufrió la tectónica distensiva cretácica) y que en el Cenozoico

fue afectado sólo en sus bordes por la tectónica compresiva

andina.

Sierras Grandes - Comechingones: El sector central de las

Sierras de Córdoba está constituido por un macizo monta-

ñoso de forma alargada en sentido submeridional consti-

tuido por un núcleo central (Sierra Grande o de Achala) que

se segmenta en varias sierras; recibiendo en el sur el nombre

de Sierra de Comechingones, mientras que hacia el norte

se diferencian dos ramas menores: Cumbres de Gaspar (al

oeste) y Cumbres del Perchel-Sierra de Cuniputu (al este).

Estas dos últimas flanquean el cuerpo principal de la sierra

que gradualmente pierde altura hacia el norte siendo cu-

bierta por los sedimentos del Bolsón de las Salinas Grandes.

El conjunto de Sierras Grandes-Comechingones está

ubicado entre los 30°40’S - 33°15’S y 64°25’O - 65°00’ O te-

niendo unos 280 km de longitud y 30–50 km de anchura,

con una altura máxima de 2.790 m s.n.m. (Cerro Champa-

quí), una mínima de 600 m s.n.m. y una altura media de

1.800 m s.n.m., siendo la de mayor altitud entre las Sierras

Pampeanas Orientales.

La Sierra Grande es una unidad morfoestructural muy

particular en el entorno de las Sierras de Córdoba: un macizo

limitado al oriente y occidente por un conjunto de fallas in-

versas buzantes hacia el oeste y este, respectivamente (Figs. 2

y 3), que en su zona central produce un escalonamiento, más

o menos simétrico, de bloques de basamento progresiva-

mente más elevados hacia el centro de la unidad (Carignano

et al 1999 y citas alli contenidas). Estos bloques tienen una

suave inclinación al este y están truncados por superficies

de erosión (pampa de Achala, pampa de San Luis, pampa de

Olaen, Potrero de Gero, etc.). Al igual que Sierra Norte-Am-

bargasta, esta unidad sería un antiguo horst que habría per-

manecido elevado desde principios del Mesozoico (durante



el cual sufrió la tectónica distensiva cretácica), y que en el

Cenozoico fue afectado por la tectónica compresiva andina,

la cual lo ascendió y basculó hasta su posición actual (Ra-

bassa et al. 1996; Carignano et al. 1999).

El fallamiento cenozoico aquí tiene importante partici-

pación morfogenética, lo que se aprecia en el vigoroso en-

tallamiento actual del sistema fluvial y en el típico perfil asi-

métrico de las serranías que componen sus extremos sur y

norte (Comechingones, Gaspar, Perchel y Cuniputu). No

obstante ello, la Sierra Grande es un bloque de basamento

aplanado, levemente inclinado al este, de bajas pendientes y

forma ligeramente arqueada, coronado por extensas plani-

cies escalonadas, labradas sobre rocas graníticas y metamór-

ficas, que ocupan casi el 75 % de su extensión.

Estas planicies están formadas por amplias lomas y coli-

nas homogéneas de basamento, con cumbres aplanadas, li-

geramente convexas y laderas suavemente convexas; entre

las que se extiende un sistema de amplios valles. Cumbres y

fondos de valles mantienen una marcada regularidad de al-

turas, lo que permite reconstruir la posición de diferentes

superficies subhorizontales, que están separadas por escarpes

discretos y de escasa altura. Estas escarpas tienen bajas pen-

dientes y trazas sinuosas, encontrándose muy disectadas y,

en la zona norte, contornean los cursos principales de la red

de drenaje (Fig. 3). En la zona central esas superficies están

limitadas al este y oeste por escarpes muy abruptos, que for-

man frentes de 300 a 500 m de resalto. Por mucho tiempo,

esos escarpes fueron considerados escarpas de fallas, aun

cuando no se tuviera evidencia directa de fallas asociadas

con ellas. Actualmente se considera que son escarpes com-

puestos (erosivos y de falla) producto de la sobreimposición

de eventos morfogenéticos mesozoicos y cenozoicos (Ca-

rignano et al. 1999). Los dos escarpes más prominentes des-

cienden gradualmente desde el centro hacia el norte y sur y

se conectan con los escarpes que bordean la sierra por sus

extremos. El escarpe superior se localiza altitudinalmente

entre los 1.700 y 2.000 m s.n.m., y el inferior entre los 1.500

y 1.300 m s.n.m. Estos se encuentran disectados por grandes

quebradas transversales, algunas de las cuales son cabeceras

de las cuencas de los ríos más importantes de la provincia

(Fig. 3).

Los modelos digitales de terreno y los perfiles topográ-

ficos muestran cuatro niveles de superficies de erosión, ubi-

cados aproximadamente entre 2.200–1.800 m s.n.m., 1.700–

1.500 m s.n.m., 1.300–950 m s.n.m. y 800–600 m s.n.m., or-

denados en forma aproximadamente concéntrica al núcleo

de la sierra, con una simetría en la gradación, ubicándose los

menos erosionados en el interior de la sierra (Carignano et

al. 1999).

Sobre la parte más elevada de la Sierra Grande (Pampa

de Achala y sectores periféricos), entre los 2.200 y 1.900 m

s.n.m., se localiza el primer nivel y más antiguo: una planicie

regional, combada hacia los bordes (Fig. 3), que en su inte-

rior tiene valles muy amplios de fondo plano y poca profun-

didad. Allí, es notorio el poco encajamiento de la red de dre-

naje en los órdenes bajos, respecto de los órdenes altos que

se encuentran a la salida de esos valles, y que han excavado

profundamente al granito. Los amplios interfluvios se pre-

sentan como lomas de formas regulares, redondeadas y bajas,

con vertientes suaves y ligeramente convexas, donde se ob-

serva el predominio de una morfología abochada (apila-

miento de rocas núcleo) con cerros residuales tipo bornhardt

y muchas oquedades ocasionadas por desintegración de una

superficie de roca meteorizada. Es llamativa la regularidad

topográfica en esta superficie cumbral del granito y la con-

tinuidad que tiene hacia las áreas metamórficas vecinas (Figs.

4a y 4b). Toda la morfología señalada indica que esta super-

ficie podría ser un etchplain al igual que las paleosuperficies

más altas de Sierra Norte-Ambargasta.

Bordeando el núcleo de la sierra Grande, siempre en

una posición topográfica más baja que la Pampa de Achala

y el macizo del cerro Los Gigantes (aproximadamente entre

1.700–1.500 y 1.300–950 m s.n.m.), se ubican dos superficies

de erosión más jóvenes que la anterior (Carignano et al.

1999), que se encuentran escalonadas a su vez entre sí (Fig.

3), estando separadas por escarpes bien definidos con los que

se relacionan mediante una superficie más o menos cóncava.

Estas superficies poseen una notoria uniformidad morfoló-

gica, caracterizada por cerros y lomas elongados, con lade-

ras convexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas.

En las zonas centro y sur tienen vertientes rectilíneas o lige-

ramente convexas; mientras que en el área centro-norte, las

laderas presentan una convexidad más evidente e inclina-

ciones algo menores. Esta gran regularidad de las superfi-

cies, con frecuencia, es interrumpida por elevaciones rocosas

(Figs. 4a y 4b) correspondientes a rocas acastilladas (tors,

koppies castles) y montes islas (inselbergs, monadnocks sensu

King 1953, 1956).

En algunos sitios de las superficies mencionadas prece-

dentemente, se han preservado restos de importantes perfiles

de meteorización (Carignano et al. 1999). Al sur de la sierra

de Comechingones se encuentra el batolito de Cerro Áspero,

que en su borde sur presenta un relieve negativo respecto de

su encajonante metamórfico (Fig. 4c). Esto habría sido pro-



ducido por erosión diferencial entre ambas rocas, pues la su-

perficie de este plutón presenta numerosas evidencias mor-

fológicas de ser la raíz de un frente de meteorización que pe-

netró más profundamente en el granito. Según Carignano et

al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014) estas superficies se-

rían pediplanicies -según los criterios establecidos por King

(1953)- que estarían separadas por escarpes generados por

erosión retrocedente hacia el interior del macizo montañoso

(retroceso por pedimentación), según las teorías de Penck

(1924) y King (1950, 1953, 1956). El origen de estos escarpes

retrocedentes estaría en las fallas normales generadas por el

rifting cretácico Renne et al. 1992. En algunos casos, dichos

escarpes están magnificados por la tectónica andina que

reactivó fallas ubicadas en su media ladera o generó nuevas

fracturas cerca de su base, ampliando el resalto original (Ca-

rignano et al. 1999). Un cuarto nivel de erosión más discreta

y de menor desarrollo se localiza en la periferia de la sierra

(entre 800–600 m s.n.m.).

Las características geomorfológicas descriptas preceden-

temente cambian un poco en la Sierra de Comechingones,

al sur de la latitud del cerro Champaquí. Esta sierra consti-

tuye el relieve más prominente en el sector sur del cordón

Sierra Grande-Comechingones y, a diferencia de la sierra

Grande, tiene un marcado perfil asimétrico, en el que se des-



Figura 4: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Comechingones y su piedemonte oriental. A) Morfologías re-

siduales graníticas de la paleosuperficie cretácica del Cerro Aspero: al fondo monte isla (Inserlberg) y en primer plano, rocas acastilladas (Castle Koppies).

B) Paleosuperficie; posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre migmatitas. C) Vista general de las re-

laciones entre paleosuperficies. La más elevada es posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre mig-

matitas y la más deprimida, desarrollada sobre granito, el primer nivel de las paleosuperfices erosivas cretácicas.

taca como elemento morfológico dominante la gran escarpa

de falla occidental, coincidente con el frente de levantamiento

andino de la sierra. Sobre esa escarpa por disección fluvial

se han formado espolones muy notorios que, en la gran ma-

yoría de los casos, presentan interfluvios agudos con un re-

lieve relativo entre estos y el fondo de los valles bastante

significativo. Además, sobre esos espolones pueden recono-

cerse caras libres de fracturas subverticales, cuya exposición

es propiciada generalmente por desprendimientos gravita-

cionales. También es factible observar morfologías de as-

pecto triangular en la unión montaña-piedemonte, a seme-

janza de espolones facetados.

Sobre la ladera oriental se encuentran remanentes de las

mismas paleosuperficies de la Sierra Grande, sólo que aquí

están más inclinadas. El paisaje que predomina allí, guarda

bastante relación con lo ya descripto en el ámbito análogo

de la Sierra Grande. Las principales diferencias se relacionan

con un mayor gradiente de inclinación en el bloque de Co-

mechingones (la pendiente general del bloque alcanza en al-

gunos sectores 5°). Las superficies de erosión regional antes

mencionadas continúan sobre esta sierra, y su seguimiento

puede hacerse sin mayores complicaciones. Degiovanni y

Andreazzini (2013) y Andreazzini y Degiovanni (2014) des-

criben remanentes de superficies de erosión desarrolladas

sobre rocas graníticas del batolito Cerro Áspero (Sierra de

Comechingones) y sobre rocas metamórficas y miloníticas

presentes al norte y sur de este cuerpo intrusivo.

En las Sierras Grandes-Comechingones no hay sedimen-

tos paleozoicos, mesozoicos o paleógenos que se puedan aso-

ciar a las superficies; sólo se encuentran sedimentos neó-

genos sobreyaciendo al tercero y al cuarto nivel de paleosu-

perficies, y siempre restringidos a los bordes de la sierra. No

obstante ello se infiere una edad al menos cretácica para las

superficies segunda y tercera, pues diques basálticos datados

en 55 ± 2 Ma que se encuentran en el Río Guasta (Gordillo

y Lencinas 1979) están cortados por la 3a superficie. Mientras

que dos edades Sm-Nd de 117 ± 26 Ma y 131 ± 22 Ma, fueron

obtenidas de fluoritas epitermales provenientes del batolito

Cerro Áspero (mina Bubú) y del batolito de Achala (mina

La Nueva), respectivamente (Galindo et al. 1997), que están

truncadas por las superficies de erosión 2a y 3a (Carignano

et al. 1999). Dado que se ha determinado una interacción

entre aguas meteóricas y los fluidos hidrotermales que die-

ron origen a esas mineralizaciones (Coniglio et al. 2000,

2004, 2010), se estima que ésta se produjo muy cerca de la

base del frente de meteorización jurásico-cretácico repre-

sentado por la paleosuperficie de Achala (Figs. 3 y 4). Löbens

et al. (2011), Bense et al. (2013, 2014), mediante termocro-

nología de baja temperatura demostraron que las sierras ya

estaban elevadas al final del Cretacico, conformando un alto

topográfico que era sometido a erosión; lo que refuerza la

hipótesis sobre la antigüedad de las paleosuperficies.

Sierras Chica-Las Peñas: Es el cordón más oriental del cen-

tro de las Sierras de Córdoba y se extiende desde los 30°36’S

hasta los 32°38’S. Tiene una longitud de unos 250 km y una

anchura variable entre 12 y 20 km. Su mayor elevación está

en el Cº Uritorco (1.950 m s.n.m.) y la mínima en el piede-

monte oriental, aproximadamente en los 500 m s.n.m., pre-

sentando una altura media de 1.200 m s.n.m. Su extremo

norte está constituido por tres sierras: cordón de Copaca-

bana-Pajarillo-Masa (al oeste), sierras de La Higuerita (cen-

tro) e Ischilín (al este) los que convergen a un cuerpo único

de sierra en el sector central, conocido como la Sierra Chica,

el que hacia al sur se continúa con el nombre de Sierras de

Los Cóndores y Las Peñas. Este conjunto serrano es una lá-

mina de corrimiento controlada por la falla de Sierra Chica,

que se extiende desde las Salinas Grandes (en el norte) hasta

las planicies próximas a Río Cuarto, continuando por el sub-

suelo en el alto de Levalle. Una serie de fajas miloníticas an-

tiguas, oblicuas al rumbo general, denominadas lineamien-

tos Carapé, Quebrada Honda y Soconcho, producen la seg-

mentación general de la falla de la Sierra Chica en tres gran-

des láminas de corrimiento (Martino et al. 2012) que dan

origen a las sierras previamente mencionadas.

Litológicamente es una región muy heterogénea domi-

nada por rocas del basamento plutónico-metamórfico, par-

cialmente cubierto por un complejo vulcano-sedimentario

cretácico (Grupos El Pungo y Sierra de Los Cóndores, Con-

glomerados Los Terrones, Formación Río Copacabana y

Formación Saldán), con depósitos mayormente aluviales del

Paleógeno-Neógeno y acumulaciones de sedimentos fluvio-

eólicos pleistocenos. En los extremos norte y sur de la sierra

se encuentran los dos afloramientos más grandes de sedi-

mentos cretácicos de la provincia, que han sido expuestos

por inversión tectónica de la falla de Sierra Chica, y están

alojados en cuencas tipo pull apart (Martino et al. en este vo-

lumen) vinculadas a los lineamientos oblicuos, mientras que

una parte importante de su flanco oriental próximo al sector

pedemontano también conserva restos de estratos rojos cre-

tácicos. En los lugares donde afloran los estratos rojos cretá-

cicos, se puede observar la típica morfología de rocas sedi-

mentarias de lomas suaves redondeadas. En la Sierra de Los

Cóndores, donde se encuentran las coladas de basaltos más



extendidas, además de las lomas redondeadas, el paisaje se

caracteriza por la presencia de crestas, cuestas y cerros mesas

con una inclinación predominante al noreste.

Todos los bloques de basamento que componen las Sie-

rras Chicas muestran un perfil marcadamente asimétrico

con escarpe al occidente y superficie estructural al oriente;

presentando el flanco oriental una notable regularidad de

cumbres, la que con una inclinación de 5–10° al este, se

pierde debajo de los sedimentos del piedemonte oriental.

Sobre este flanco se observan restos de paleosuperficies con

las mismas características que las descriptas para Sierra

Grande, que serían equivalentes al 3er y 4to nivel que rodean

aquella sierra. En general estas paleosuperficies aparecen

como una extensa planicie labrada sobre rocas metamórficas,

que se encuentra muy degradada por erosión, y cuyos restos

ocupan casi el 65 % de su extensión (Cioccale 1999b). Los

remanentes de estas paleosuperficies se observan claramente

en las cumbres aplanadas de las lomas y colinas de basa-

mento que, a pesar de su inclinación al este, mantienen una

marcada regularidad de alturas.

En la mayor parte de este cordón serrano se reconoce so-

lamente una sola paleosuperficie, pero sobre el cuerpo prin-

cipal de la Sierra Chica (sector central), al norte de la que-

brada del cerro Pan de Azúcar, se ha determinado la presen-

cia de dos superficies de erosión diferentes, separadas por

un escarpe muy disectado y traza sinuosa, orientado al este

(Cioccale 1999b), que se extiende aproximadamente desde

un poco al sur del paraje de Cabana (Unquillo), pasando por

los parajes de Candonga y Tres Cascadas, llegando hasta la

quebrada del río Pinto. Estas superficies de erosión tienen

diferentes grados de disección, ubicándose la menos erosio-

nada en la parte alta de la sierra (Cioccale 1999b). La paleo-

superficie más extendida, y más antigua, en muchos sitios

tiene perfiles de meteorización donde las metamorfitas están

completamente transformadas en un saprolito que conserva

vestigios de las estructuras metamórficas originales y donde

las venas de cuarzo aún se pueden reconocer. En la zona del

observatorio de Bosque Alegre aún se conserva la parte su-

perior de este perfil, pudiendo observarse restos de un Oxisol

formado a expensas de la metamorfita meteorizada. Los gra-

nitoides intruidos en esas metamorfitas también están muy

alterados, llegando a ser una masa de regolito granítico hasta

niveles muy profundos (grus). Por lo general, los cuerpos

mayores de estos granitoides tienen un relieve negativo res-

pecto de su encajonante metamórfico (tonalita del Hongo,

granodiorita Calmayo, etc.), que evidencian la profundidad

alcanzada por el frente de meteorización que se desarrolló

en esta paleosuperficie.

Según Carignano et al. (1999), sobre la paleosuperficie

más antigua apoyan todos los sedimentos del Cretácico su-

perior que afloran en la sierra (megasecuencia superior des-

cripta por Gordillo y Lencinas 1979, Piovano 1996, Piovano

et al. 1993, Schmidt et al. 1995, Martino et al. en este volu-

men), y ésta, a su vez, trunca los sedimentos del Jurásico

superior-Cretácico inferior que contienen basaltos y vulca-

nitas (megasecuencia inferior descripta por Gordillo y Len-

cinas 1979, Piovano 1996, Schmidt et al. 1995, Martino et al.

en este volumen) que se encuentran en las cuencas de Los

Cóndores y El Pungo.

La 2a paleosuperficie, que se ha reconocido mayormente

en la zona central y norte de la Sierra Chica, ocupa una po-

sición topográfica más baja y bordea a la anterior. Sobre ella

apoyan sedimentos paleógenos (Conglomerados Cerro El

Cuadrado, Formaciones Cosquín y Villa Belgrano, etc.) y

neógenos (Formación Saguión y Calcrete de Avellaneda).

La Sierra Chica está atravesada por grandes quebradas

labradas por ríos de carácter antecedente: Suquía (Primero),

Anisacate, Los Molinos y Ctalamochita (Tercero) que nacen

en las Sierras Grandes. Todos ellos han generado profundos

valles manteniendo el diseño meandriforme original del río

que se ha encajado en las rocas del basamento. Estos valles

tienen un perfil transversal que evidencia claramente la exis-

tencia de dos pulsos mayores de entallamiento. El primero

ha grabado sobre la paleosuperficie más antigua un amplio

y profundo valle que mantiene la fisonomía del sistema me-

andriforme encajado, y que hacia el este se abre sobre la se-

gunda paleosuperficie. Éste representa los dos tercios supe-

riores del total de la profundidad de las quebradas. El se-

gundo pulso de entallamiento se reconoce en la marcada

incisión en forma de “V” cerrada, ocupada por el cauce ac-

tual, que ha sido cortada en el fondo del valle anterior y sobre

la 2a paleosuperficie. Este último pulso estaría vinculado

con el levantamiento de la sierra durante el Neógeno, pues

corta sedimentos cretácicos y paleógenos.

Sierras de Pocho y Guasapampa: El cordón de las Sierras de

Pocho-Guasapampa es el más occidental de las sierras de

Córdoba. Este bloque serrano se extiende desde las Salinas

Grandes hasta la localidad de Villa Dolores; estando consti-

tuido, de sur a norte, por las sierras de Altautina-El Tigre,

Pocho, Guasapampa y Serrezuela. Sus alturas oscilan entre

250 y 1.400 m s.n.m. Este bloque de basamento elevado y ro-

tado por el sistema de Fallas de Pocho-Guasapampa (ubi-

cado al oeste) presenta la forma de sierra asimétrica (Fig. 3),



tan característica, con un frente de levantamiento orogénico

ubicado al occidente y una superficie estructural tendida en

el oriente. El escarpe de la falla que limita la sierra por el

oeste, en su zona central tiene la máxima altura y desnivel

sobre la llanura que se encuentra a su pie (Llanos de La

Rioja), que gradualmente se reduce hacia ambos extremos.

Al igual que la escarpa de Comechingones presenta espolo-

nes muy notorios con interfluvios agudos, formas triangu-

lares y espolones facetados. En este frente también son co-

munes los desprendimientos gravitacionales.

Sobre el flanco oriental de la sierra se observan restos de

una sola paleosuperficie con las mismas características que

las descriptas para Sierra Grande y se supone sería equiva-

lente al 3er nivel que rodea a aquélla. Sobre ella se intruye y

apoya el complejo vulcano sedimentario de Pocho y los se-

dimentos neógenos de Panaholma, por lo que ésta tendría

una edad cretácica-paleógena. En el extremo norte de la Sie-

rra de Serrezuela se encuentra el valle de Tasa Cuna (15 a 18

km de longitud y 1 a 2 km de anchura media) que ha sido

descripto como una geoforma de origen glacial (Carignano

et al. 1999). Este paleovalle glacial del Paleozoico superior

(Carbonífero) es una geoforma exhumada que contiene se-

dimentos lacustres del Pérmico inferior (Leguizamón 1972),

y está truncada por la paleosuperficie que corona esta sierra.

Complejo Volcánico de Pocho. Las elevaciones que limitan

por el norte a la Pampa de Pocho y la separan del valle de

San Carlos, están constituidas por el complejo volcánico de

Pocho. Son restos de estructuras y cuerpos volcánicos a sub-

volcánicos, más acumulaciones de piroclastos que se desta-

can en el entorno por su particular morfología de prominen-

tes elevaciones con formas conoides o dómicas (Figs. 2 y 3),

entre las que se destacan los Cº Agua de la Cumbre, Bola,

Yerba Buena, Poca, Velis, Ciénaga, entre otros. Tradicional-

mente fueron conocidos como “los volcanes de Pocho” y por

mucho tiempo se consideraron ruinas de chimeneas y raíces

de conos volcánicos (Olsacher 1960; Piccoli 1960, Carignano

y Úngaro 1988c), hasta que Arnosio (1995) los definió como

“domos exógenos”. Estos se formaron por la emisión de lavas

muy viscosas que generaron domos y agujas de lavas de sig-

nificativa altura y laderas muy empinadas. Los remanentes

de aquellas emisiones lávicas pueden ser reconocidos fácil-

mente, pues sobresalen notoriamente entre el relieve vul-

cano-sedimentario.

Estos aparatos volcánicos emergen de la paleosuperficie

de la Sierra de Pocho y la 3a paleosuperficie que rodea a la

Sierra Grande, con diferencias altimétricas que en algunos

casos alcanzan los 500 m. El grado de erosión de este relieve

es mínimo, considerando la preservación de los depósitos

volcaniclásticos subaéreos gruesos y las tobas que rodean los

centros efusivos. Esto indica que los procesos denudativos

que dieron origen a esas paleosuperficies fueron previos a

los emplazamientos volcánicos y que, por lo tanto, su expo-

sición actual no es producto de la eliminación de un volu-

men sustantivo del basamento cristalino. No se han recono-

cido evidencias morfológicas directas de cráteres o calderas,

excepto una particular distribución anular que presentan los

centros de emisión de lavas (los cerros mencionados).

El área fue dividida por Olsacher (1960) en un sector

oriental y otro occidental, en función de las características

morfológicas y agrupamiento litológico. En el extremo oeste

se encuentran sólo restos de las extrusiones de lavas y están

ausentes o son muy escasos los piroclastos mientras que en

el este hay grandes acumulaciones de piroclastos que se dis-

ponen en capas de poca inclinación intercalados con coladas

de lavas. El relieve típico de la zona está representado por

lomas alargadas y aplanadas, de flancos abruptos, con un

perfil transversal casi trapezoidal, cuyas cumbres mantienen

una altura constante. La mayoría de estas lomas tienen en

sus cimas calcretas compactos, posiblemente originados du-

rante un período prolongado de estabilidad, posterior a las

efusiones (Carignano y Úngaro 1988c).

En el sector norte del área volcánica hay remanentes de

un potente manto de travertinos (La Playa) que se apoyan

sobre el basamento o cubren parcialmente a las piroclastitas.

Los relictos del travertino permanecen como lomas mese-

tiformes de bordes abruptos y contornos irregulares y redon-

deados, tienen escasa elevación y poseen una leve inclinación

hacia el este (Olsacher 1960). Toda la secuencia carbonática

descansa en forma discordante sobre la paleosuperficie la-

brada sobre el basamento cristalino y está cubierta por una

delgada capa de tobas traquiandesíticas.

Valles estructurales (valles interserranos)

Entre los cordones principales de sierras hay grandes va-

lles longitudinales de origen estructural que mantienen, en

general, el rumbo submeridiano de aquéllos (Figs. 2 y 3). Son

valles largos y estrechos, asimétricos en sentido transversal,

con su zona más deprimida ubicada por lo general al oriente

(excepto los valles de Deán Funes-Ischilín, San Alberto y

Conlara). En planta presentan una forma sinuosa que está

controlada por la traza de las fallas que los limitan. Estos

pueden agruparse en dos categorías: a) depresiones tectóni-

cas –aquellos valles comprendidos entre las fallas inversas



responsables del ascenso de las sierras que lo flanquean- y b)

valles estructurales longitudinales -aquellos comprendidos

entre un escarpe de falla (piso de la falla) y el flanco estruc-

tural (tendido) de un bloque basculado (techo de la falla)-.

Las depresiones tectónicas mayores son los valles de Deán

Funes-Ischilín, San Marcos Sierra, San Alberto y Conlara.

Mientras que los principales valles estructurales longitudi-

nales son: Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre para la

Depresión Periférica de Capitanelli 1979a), Charbonier, Do-

lores (San Esteban), Punilla, Los Reartes, Calamuchita, La

Cruz, Quilpo, San Carlos, Guasapampa, Pampa de Pocho y

Avellaneda (Figs. 2 y 3).

Depresiones tectónicas: El valle de San Alberto es una de-

presión tectónica submeridiana que se ubica entre la Sierra

Grande y la Sierra de Pocho (Figs. 2 y 3). Está limitada por

la falla de Nono (al oeste) y el sistema de fallas de la Sierra

Grande-Comechingones (al este). Tiene forma elíptica y sus

extremos norte y sur se localizan en la zona de convergen-

cia de las fallas que lo limitan. Tiene una longitud de 20 km

y una anchura entre 5 y 7 km; el fondo del valle tiene una

altura máxima de 1.000 m s.n.m. (extremo norte) y una mí-

nima de 850 m s.n.m. (al sur), donde se localiza el embalse

de La Viña. Es un valle que tiene una cierta simetría en su

sección transversal y en el que, también, se puede advertir

un escalonamiento de sus flancos por causa de las fallas que

lo limitan. En su extremo sudeste, un sector del flanco occi-

dental de la sierra Grande presenta una gran cantidad de des-

lizamientos (zona de Las Rabonas y Los Hornillos), entre los

que se destaca un megadeslizamiento (Fig. 3) similar al del

Cº Uritorco (Carignano et al. 2014b).

Al norte del río Chico de Nono, la depresión está rellena

mayormente por sedimentos fluviales aterrazados (Sayago

1975, 1979, 1980) que componen las formaciones Brochero,

Toro Muerto y Mina Clavero (Bonalumi et al. 1999), mien-

tras que al sur de este río predominan los abanicos aluviales

por sobre el relleno fluvial (Sayago 1975, 1979, 1980). Estos

abanicos conforman tres niveles bien definidos de abanicos

fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero con una

incipiente incisión fluvial que cubre parcialmente al mega-

deslizamiento de Las Rabonas (Carignano et al. 2014a) que

se encuentra parcialmente cubierto por los abanicos y lóbu-

los de deslizamientos activos. Los sedimentos más antiguos

que rellenan este valle son del Mioceno tardío-Plioceno (Bo-

nalumi et al. 1999; Cruz et al. 2010).

El valle de San Marcos Sierra, es una pequeña depresión

tectónica limitada por fallas cuaternarias muy activas (Massa-

bié 1982; Massabié et al. 2002). Se ubica en el extremo norte

de la sierra de Cuniputu (Fig. 3), tiene una orientación SSE-

NNO, con una longitud aproximada de 7 km y una anchura

media de 3,5 km. Tiene una forma rectangular y en su ex-

tremo norte se abre hacia el Bolsón de las Salinas Grandes.

En su interior el río San Marcos ha formado un abanico

aluvial, que a su vez ha sido disectado y aterrazado. Los se-

dimentos más antiguos que allí se encuentran serían del

Pleistoceno medio.

El valle de Deán Funes es una depresión tectónica de

orientación SO-NE (la única con esa orientación en la pro-

vincia) que se dispone transversal al lineamiento tectónico

de Deán Funes (Fig. 3), y en cuya intersección se ubica la lo-

calidad homónima. Está limitada por el cordón compuesto

por las sierras de La Higuerita y Orcosuni (al noroeste), la

sierra de Ischilín (al sur y sudeste) y la sierra de Sauce Punco

(al este). Esta depresión se inicia en la zona de la localidad

de Ischilín y se abre hacia el noreste bordeando el oeste de la

sierra Norte. Tiene una longitud de 35 km y una anchura de

6 km. En su interior alberga abanicos aluviales y en su eje se

instala un sistema fluvial con terrazas discretas En él se en-

cuentra el mismo relleno sedimentario que en la cuenca de

las Salinas Grandes. Los sedimentos más antiguos observa-

dos en ella son los que integran la Formación Saguión y el

calcreta de Avellaneda (Mioceno, Candiani et al. 2001a). Por

la existencia generalizada de estratos cretácicos de la For-

mación Copacabana en sus bordes, que también se detectan

en líneas sísmicas (Álvarez et al. 1990), se infiere que esta de-

presión habría sido originada en el Cretácico.

El valle del río Conlara es una depresión tectónica asi-

métrica, marginada en su extremo oriental por las fallas in-

versas del frente de Comechingones (ver Costa et al, este vo-

lumen), mientras que su borde occidental lo constituye la

pendiente estructural de la Sierra de San Luis (Figs. 2 y 3).

Esta depresión está recorrida en gran parte por el río Con-

lara, el cual discurre de sur a norte oficiando de colector del

drenaje de la Sierra de San Luis, recostado sobre una posible

traza de falla, en el límite entre la sierra y el valle. La depre-

sión tiene una orientación norte-sur, estrechándose ligera-

mente hacia el norte. Por el sur, ésta se abre hacia el ámbito

de la llanura pampeana aproximadamente a la latitud de la

sierra de El Morro, ya fuera de la Provincia de Córdoba,

mientras que al norte se conecta con el extremo sur del Bol-

són de las Salinas Grandes. Esta depresión tectónica fue zo-

nificada en tres grandes unidades morfológicas (González

Díaz 1981): Planicie de agradación pedemontana, Planicie

loessoide y valle del río Conlara. La primera es una extensa



y bien desarrollada bajada aluvial que margina a la Sierra de

Comechingones, compuesta por diversas generaciones y ni-

veles de abanicos aluviales, los que incluyen tres niveles de

abanicos fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero

con una incipiente incisión fluvial que es parcialmente cu-

bierto por los abanicos activos. Dentro del ambiente de aba-

nicos aluviales se reconoce un nivel más elevado sobre ellos,

constituido por afloramientos de basamento cristalino, ge-

neralmente coronado por depósitos aluviales más antiguos.

Dicha morfología de bloques aislados aparece al norte de

Carpintería y está vinculada a la falla El Molino, ramal se-

cundario de la falla Comechingones (Costa et al. 2001, y en

este volumen). La planicie loessoide abarca las zonas distales

de los abanicos aluviales de la unidad anterior que ha sido

cubierta con materiales loessoides. El valle del río Conlara

se abre hacia el norte para desembocar en el extremo sud-

oeste del bolsón de las Salinas Grandes, al oeste de la locali-

dad de Villa Dolores y al norte de Lafinur. Es un valle fluvial

típico con dos niveles de terrazas bien definidos.

Valles estructurales longitudinales: Entre la Sierra Chica y la

Sierra Grande se alinean la mayor parte de los valles estruc-

turales longitudinales. Su origen está en el levantamiento de

la Sierra Chica y están comprendidos entre el escarpe del sis-

tema de fallas de la Sierra Chica (bloque elevado) y la super-

ficie estructural de la Sierra Grande (bloque hundido). De

norte a sur son: Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla,

Los Reartes, Calamuchita y La Cruz (Figs. 2 y 3). La segmen-

tación de esos valles a lo largo de la traza de la falla de la Sie-

rra Chica está controlada por la paleotopografía de la super-

ficie estructural de la Sierra Grande y por la presencia de

altos estructurales limitados por lineamientos oblicuos que,

actuando como rampas laterales, producen la segmentación

general de la falla Sierra Chica (Martino et al. 2012).

El Valle de Charbonier se extiende en dirección SE-NO,

desde el alto topográfico conformado por los sedimentos

y bloques deslizados y rotados del megadeslizamiento del

cerro Uritorco (Carignano et al. 2014b), hasta el piedemonte

donde comienza el Bolsón de las Salinas Grandes (Figs. 2 y

3), en el extremo norte de las sierras de Cuniputu y Masa.

El valle es limitado al noreste por las sierras sedimentarias

de Pajarillo-Copacabana-Masa, mientras que su vertiente

suroeste es la superficie estructural de la sierra de Cuniputu.

El valle de Dolores (San Esteban) está comprendido entre

el megadeslizamiento del cerro Uritorco (al norte) y el Alto

de Santa Cecilia, próximo a La Cumbre (por el sur); mientras

que el valle de Punilla se extiende desde esa localidad hasta

el alto de la Sierrita de Santiago (al sur). El valle de Los Re-

artes comienza en el mencionado alto y se extiende hasta los

Altos del Totoralejo, donde se ubica la localidad de Villa Ge-

neral Belgrano (Figs. 2 y 3). En tanto que el valle de Calamu-

chita va desde este lugar hasta el embalse de Río Tercero, a

partir del cual comienza el valle de La Cruz, que concluye

cerca de la localidad de Río de Los Sauces (al sur).

Los perfiles topográficos transversales, en sentido oeste-

este, de todos esos valles muestran una marcada asimetría,

con una vertiente oriental abrupta, integrada por el escarpe

de la falla de la Sierra Chica y los abanicos aluviales acumu-

lados al pie de ésta, y un flanco occidental que presenta pen-

dientes menores (Fig. 3), constituido por la superficie estruc-

tural del bloque de la Sierra Grande. Estos valles, en forma

conjunta, tienen una extensión longitudinal aproximada de

200 km y 5 a 10 km de anchura. Sus alturas varían entre los

530 m s.n.m. (embalse de Río Tercero) y 1.100 m s.n.m. (al-

rededores de La Cumbre). Los valles ubicados en los extre-

mos sur y norte pierden altura gradualmente y se confunden

con las planicies vecinas.

Los ríos antecedentes que atraviesan los diferentes seg-

mentos de la Sierra Chica generalmente están conformados

por varios tributarios que tienen sus nacientes en las Sierras

Grandes, los cuales confluyen en los valles principales para

luego traspasar la mencionada sierra. En Punilla nace el río

Suquía (Primero), en Los Reartes nace el río Los Molinos y

en Calamuchita el río Ctalamochita (Tercero). Mientras que,

entre los ríos que no logran atravesar la sierra y son desvia-

dos por ésta se encuentran los que confluyen en los valles

de Dolores y Charbonier. Todos estos ríos han desarrollado

una variada morfología fluvial, mayormente terrazas de corte

y relleno asimétricas, con planicies aluviales restringidas.

La morfología interna de los valles está controlada por las

diferentes tasas de elevación que presenta cada tramo de la

falla de Sierra Chica. En los valles del norte (Charbonier y

Dolores) se observan dos generaciones de abanicos aluviales

fósiles (posiblemente del Pleistoceno medio y tardío), muy

erosionados, y una de abanicos activos que cubre parcial-

mente a los anteriores (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En

el tramo del escarpe de falla que limita esos valles (entre La

Cumbre y Capilla del Monte) se observan numerosos desli-

zamientos activos y fósiles. Los deslizamientos fósiles son de

enormes proporciones y han generado lóbulos que cubren

porciones significativas de los valles (Carignano 2014b).

En el valle de Punilla se observa sólo una generación de

abanicos aluviales fósiles muy erosionados (posiblemente del

Pleistoceno medio) y los abanicos activos son de menor ex-



tensión que en los valles del norte. En el valle de Los Reartes

hay solamente un nivel de abanicos fósiles que también está

muy erosionado (probablemente del Pleistoceno medio) y

casi no hay evidencias de abanicos activos (Pasotti 1956),

excepto unos pequeños abanicos de derrubios (conos de de-

yección). El valle de Calamuchita tiene un nivel de abanicos

fósiles que está en un estadio incipiente de erosión (Pleisto-

ceno tardío) y pequeños abanicos activos muy restringidos

en extensión; mientras que el valle de La Cruz tiene un nivel

de abanicos fósiles restringido al pie de las laderas del valle,

que no presenta evidencias significativas de erosión y está

totalmente cubierto por un manto de sedimentos loessoides

muy arenosos.

La edad de este conjunto de valles está vinculada direc-

tamente a la historia tectónica cenozoica del sistema de fallas

de la Sierra Chica. Aunque no hay dataciones específicas

sobre los primeros movimientos, la edad del valle se puede

estimar a partir de los sedimentos más antiguos que hay en

su interior (exceptuando los cretácicos que corresponden a

un ciclo de deformación previo). Los valles de Charbonier y

Dolores contienen sedimentos pliocenos (Candiani et al.

2001a); mientras que el valle de Punilla presenta registro se-

dimentario desde el Eoceno (Linares et al. 1961, Gordillo y

Lencinas 1979). En el valle de Los Reartes hay sedimentos

con abundante fauna pliocena (Castellanos 1926, 1936, 1944,

1951, 1966); entretanto en el valle Calamuchita el registro de

fósiles no es más antiguo que el Pleistoceno medio y en el

valle de La Cruz se han encontrado fósiles pliocenos (Tauber

et al. 2013).

Al norte de las Sierras Grandes se encuentra el Valle de

Quilpo, que está comprendido entre las Sierras del Perchel,

Cuniputu y Baja de San Marcos por el este y el 4to nivel de

paleosuperficies al norte de La Candelaria y Characato (Figs.

2 y 3). Se abre hacia el norte al Bolsón de las Salinas Gran-

des y en su interior alberga al embalse del río Cruz del Eje.

Este valle tiene una orientación SSE-NNO, con una longitud

aproximada de 26 km y una anchura máxima de 5 km. En

su extremo sur carece de acumulaciones sedimentarias de

significación, mientras que en el norte, en la zona donde se

encuentra el embalse, está relleno por sedimentos del piede-

monte del Bolsón de las Salinas, los que se encuentran ate-

rrazados en dos niveles bien marcados. Los más antiguos

serían del Pleistoceno inferior (Carignano 1996, 1997a y b,

1999).

Entre las Sierras Grandes y las sierras de Pocho-Guasa-

pampa-Serrezuela se alinea el segundo conjunto más grande

de valles estructurales longitudinales. Estos son la Pampa

de Pocho, y los valles de San Carlos y Guasapampa (Figs. 2 y

3). El valle de Guasapampa, comprendido entre el escarpe

de la falla de Guasapampa y la superficie estructural de la

Sierra de Pocho, tiene una orientación SE-NO y replica las

características geomorfológicas de los valles previamente

mencionados: largo y estrecho, con perfil asimétrico, en su

interior alberga abanicos aluviales y en su eje se instala un

sistema fluvial con terrazas discretas. Este valle contiene se-

dimentos volcaniclásticos de Pocho, con una edad miocena

tardía-pliocena, que subyacen a una generación de abanicos

aluviales del Pleistoceno medio y a un conjunto de peque-

ños abanicos activos.

El valle de San Carlos y la Pampa de Pocho, a diferencia

de los anteriores, son valles muy amplios, en parte, de fondo

más o menos plano, que se han desarrollado sobre las paleo-

superficies de erosión regional que bordean por el oeste a la

Sierra Grande (Figs. 2 y 3). El valle de San Carlos tiene una

orientación submeridiana y está limitado al este por el es-

carpe de la Sierra Grande y al oeste por la superficie estruc-

tural de la Sierra de Guasapampa. Se extiende desde el com-

plejo volcánico de Pocho (al sur) hasta la sierra de La Hi-

guera (al norte); tiene unos 30 km de longitud y 7 a 15 km

de anchura. Se destaca por estar localizado casi por completo

sobre una paleosuperficie de erosión y posee una muy escasa

cobertura de sedimentos aluviales.

La Pampa de Pocho, también denominada planicie alu-

vio-eólica intraserrana (Cioccale 2002) es una extensa pla-

nicie, con forma de cubeta elongada en dirección SSE-NNO,

que se localiza entre las Sierras de Pocho y Grandes (Fig. 2).

Está limitada por el escarpe de la falla Ambul-Mussi y el

flanco estructural de la Sierra de Pocho. Se extiende al sur

del complejo volcánico de Pocho y llega hasta la sierra de

Los Nonos. Tiene una longitud de 37 km y una anchura pro-

medio de 14 km; y sus extremos altitudinales están ubicados

entre los 1.100 y 900 m s.n.m. Esta planicie se caracteriza por

tener una gran acumulación de sedimentos loéssicos pleis-

tocenos y por su paisaje suavemente ondulado, dominado

por la dinámica de los pequeños ríos y arroyos que fluyen

desde las sierras cercanas e ingresan a la pampa a través de

discretas planicies aluviales muy poco definidas, donde han

ocupado diversas posiciones en los últimos milenios. En

algunos casos se pueden reconocer antiguos canales y terra-

zas. En el sector central de la mitad norte de la Pampa de

Pocho, se encuentra una laguna salobre, muy somera, con

grandes fluctuaciones en su extensión y profundidad que

tiene origen en dos procesos concurrentes: a) por generación

de una cubeta de deflación eólica y b) por neotectónica que



produce el embalsamiento del río Cachimayo. En la mitad

sur de la Pampa de Pocho predominan morfologías eólicas

(dunas muy disipadas), posiblemente del Pleistoceno tardío,

que se sobreponen a los rasgos fluviales. Los sedimentos

más antiguos que la rellenan son materiales volcaniclásticos

de Pocho y limos fluvio-eólicos neógenos de Panaholma

(Mioceno tardío-Plioceno; Candiani et al. 2001).

El Valle de Avellaneda está comprendido entre el escarpe

de la falla de la Sierra de Macha y la superficie estructural de

la Sierra de Ischilín (Figs. 2 y 3) siendo el límite entre la Sierra

Norte-Ambargasta y la Sierra de Ischilín. Se extiende desde

la localidad de Villa Gutiérrez (al sur) hasta unos 3 km al

norte de Los Pozos. Tiene forma elíptica y orientación SE-

NO, una longitud de 16 km y una anchura de 7 km con altu-

ras comprendidas entre 690 y 770 m s.n.m. y se dispone per-

pendicularmente a la depresión tectónica de Deán Funes-

Ischilín, de la que está separada por un alto estructural ubi-

cado unos 5 km al norte de la localidad de Los Pozos. En su

interior se identifican dos generaciones de abanicos aluvia-

les, uno de abanicos fósiles que están en un estadio incipiente

de erosión (Pleistoceno tardío) y pequeños abanicos activos

muy restringidos en extensión; teniendo en la zona central

un sistema fluvial con terrazas discretas. Los sedimentos más

antiguos que se encuentran en su interior son la Formación

Saguión y los calcretas de Avellaneda del Mioceno tardío-

Plioceno (Candiani et al. 2001).

Bolsón de las Salinas Grandes y de Ambargasta

Los bolsones son extensas depresiones intermontanas

de origen tectónico, situadas en el ambiente de las Sierras

Pampeanas, que alojan cuencas endorreicas en su interior.

Están limitados por el conjunto de sierras generadas por la

compresión Andina (Introcaso et al. 1987), que controla su

distribución, extensión y formas.

El Bolsón de las Salinas Grandes, que es el mayor de los

bolsones de las Sierras Pampeanas, ocupa el oeste y el ex-

tremo noroeste de la provincia y parte de las provincias de

San Luis, La Rioja, Catamarca y Santiago del Estero, entre

los 28°00’S y los 31°30’S y entre los 63°00’O y 66°30’O,

abarcando una superficie de aproximadamente 13.000 km2

(Iriondo 2010). Es una extensa depresión en cuyo interior

se sitúa una de las mayores playas de Sudamérica (en el sen-

tido de Dargám 1995), las Salinas Grandes; y uno de los sis-

temas hipersalinos más grandes del mundo, como lo es el

conjunto de los salares de: Salinas Grandes (4.700 km2), Am-

bargasta (4.200 km2), La Antigua (410 km2) y San Bernardo

(7,2 km2; Dargám 1994, 1995; Dargám y Depetris 1995, 1996;

Zanor et al. 2012, 2013); de las cuales, solamente parte de las

dos primeras están incluidas en el territorio provincial (Figs.

2, 3 y 5). Este bolsón está limitado al este por la Sierra Norte

de Córdoba y la sierra de Ambargasta, al sur por la Sierra

Grande de San Luis, el cordón de Santa Rita (o del Tigre)-

Altautina, el cordón Pocho-Guasapampa-Serrezuela, y las

Sierras Chica y Grande de Córdoba, al occidente por las sie-

rras de Ulapes, Las Minas, Chepes, Malanzán, de Los Llanos

y Brava, y finalmente, por el norte linda con las sierras de

Velazco, Ambato, Ancasti y Guasayán.

Las Salinas Grandes se ubican aproximadamente en la

zona central del bolsón, mientras que las Salinas de Ambar-

gasta, lo hacen en el sector noreste ocupando el centro de la

depresión comprendida entre la sierra homónima y la de

Guasayán. La Salina La Antigua es un ambiente con eflores-

cencias someras de cloruros, que se ubica al este de la Sierra

Brava en La Rioja, y está vinculada con las Salinas Grandes

a través de un paleocauce fluvial; mientras que la Salina de

San Bernardo tiene más o menos las mismas características

y se localiza en el extremo septentrional de las Salinas Gran-

des, entre la Sierra de Guasayán y la Sierra de Ancasti, es-

tando aislada tectónicamente de aquélla pero conectada con

la depresión de la Salina de Ambargasta, también por un

paleocauce fluvial.

El bolsón de las Salinas Grandes constituye el área de se-

dimentación de los sistemas de escurrimiento que drenan

parte de las sierras mencionadas (Fig. 2). Está conformado

por grandes abanicos aluviales muy extendidos, generados

por la agradación fluvial de los numerosos ríos y arroyos

que descienden de las sierras vecinas. Sus extremos altitu-

dinales se ubican entre los 550–500 y 175 m s.n.m. y las pen-

dientes se disponen con dirección al salar de las Salinas

Grandes, por ser el nivel de base de las sierras que la rodean.

Salinas Grandes y Ambargasta pertenecen a cuencas hidro-

lógicas diferentes, separadas por un alto estructural de apro-

ximadamente 100 km de longitud (orientado en dirección

NO-SE) con una anchura de 18 a 25 km y una altura prome-

dio de 150–250 m s.n.m. La Salina de Ambargasta forma

parte de la cuenca del río Dulce, ya que por su extremo norte

es atravesada por un paleocauce del Dulce (brazo más occi-

dental del río) que aguas abajo se integra al cauce principal

del Dulce (Cioccale 1999a; Piovano et al. 2006; Zanor et al.

2012, 2013). En ocasiones, este cauce efímero (río Saladillo)

actúa como drenaje natural de los excedentes de agua acu-

mulados en Ambargasta.

El Bolsón de las Salinas recibe desde el territorio cordo-

bés los aportes de los cursos de las sierras más occidentales



y de los Valles de Traslasierra –entre otros el río de Conlara,

río de Los Sauces y el río Chancaní–, de los cauces que bajan

desde el oeste de la Sierra Norte -los ríos Copacabana y Sa-

guión- y los desagües de las estribaciones norte de la Sierra

Chica, las Sierras de Pajarillo, Copacabana y Maza y las aguas

que aportan los ríos Cruz del Eje, Soto, Pichanas y Guasa-

pampa desde las Sierras Grandes (Carignano 1997a, 1999;

Candiani et al. 2001a). En las zonas proximales a las sierras

se observa una morfología variada, especialmente por la pre-

sencia de remanentes de grandes abanicos aluviales pleisto-

cenos (Figs. 2, 5 y 6.1), mientras que hacia las zonas bajas

(partes distales de los sistemas de abanicos aluviales) la mor-

fología se suaviza y se convierte en un terreno extremada-

mente plano con escasa o nula inclinación (zona de playa

salina), excepto los sectores que están ocupados por cam-

pos de dunas y algunos altos estructurales que segmentan

internamente el bolsón (Monte Negro, Monte de Las Barran-

cas, y Alto de las Salinas ó Bloque de Lucio V. Mansilla, ver

Fig. 5).

Las primeras descripciones geomorfológicas generales

de la zona las realizaron Schickendantz (1874), Döering

(1882, 1884), Stelzner (1885), Frank (1915), Stappenbeck

(1926) y Rigal (1932). Sayago (1969) en su estudio fitogeo-

gráfico vincula la distribución de las asociaciones vegetales

con las características geomorfológicas. Posteriormente,

Capitanelli (1979) realiza la primera síntesis geomorfológica

de la zona denominando a la región como “Bolsones sedi-

mentarios en clima árido”. Zamora (1990) y Dargám (1994)

en sus tesis doctorales, sobre los suelos del piedemonte y

geoquímica de salmueras respectivamente, realizan des-

cripciones geomorfológicas de la zona, mientras que Carig-

nano (1997a) con su tesis doctoral realiza el único trabajo

específico sobre las características y evolución geomorfoló-

gica cuaternaria del bolsón. Dargám y Depetris (1995, 1996),

Zanor (2009) y Zanor et al. (2012, 2013) orientan sus traba-

jos a completar los conocimientos sobre las características

geoquímicas y limnológicas de las Salinas Grandes y de Am-

bargasta.

El salar de las Salinas Grandes es la depresión remanente

de un lago pleistoceno (Fig. 6.2) desecado durante el Pleis-

toceno tardío-Holoceno (Carignano 1997a, Carignano 1999).

Este paleolago se habría formado por el levantamiento de la

dorsal (o alto) de Lucio V. Mansilla que embalsó el agua que

se concentraba en la parte más baja del bolsón, para desa-

guar por el noreste hacia el bajo de la Salina de Ambargasta.

Como relicto de ese paleosistema de drenaje, integrado por



Figura 5: Vista general de las Salinas Grandes en un período de lluvias intensas (16/04/02). En la imagen Landsat 7 ETM+, en combinación de bandas RGB

453 con realces y filtrados para resaltar contrastes entre zonas húmedas o anegadas y terreno seco, se puede apreciar la salina con sus partes deprimidas

totalmente inundadas (azul) o cubiertas por una capa de pocos centímetros de agua (lila). Esta imagen permite apreciar el sistema de drenaje interno de

la salina, que en el sector sur, tiene una orientación general OSO-ENE. También se visualiza claramente la intercepción y embalse de las aguas que producen

los altos estructurales de las Salinas, Monte de las Barrancas (MB) y Monte Negro (MN). Ab= Abanicos aluviales del Piedemonte. Du= Campos de dunas y

zonas con mantos de arenas o médanos aislados. Ba= Barreales. Py= Playas salinas. Lt= Lagunas salinas temporarias. Le= Lagunas salinas efímeras. RCE=

Faja Fluvial del río Cruz del Eje.



Figura 6: Esquemas de la evolución geomorfológica de la Provincia de Córdoba para el intervalo Pleistoceno tardío-Holoceno. (Modificados de: Carignano

1996, 1997a y b, 1999). 1) Escenario entre la penúltima glaciación y hasta ca. 50 ka. cuando adquieren su configuración mayor los grandes abanicos de las

planicies 2) Escenario entre ca. 50 ka y ca. 30 ka. en el que se labró la red fluvial actual de llanura y se formaron los grandes lagos de Mar Chiquita y Salinas

Grandes. El siguiente período húmedo (Optimum Climaticum) entre ca. 9 ka y ca. 3 ka replicó este escenario, aunque con menor intensidad. 3) Escenario

entre ca. 30 ka y ca. 9 ka. en el que se depositó el manto de loess (planicie fluvioeólica central) y se formaron los mantos y campos de dunas (planicie eólica

arenosa del sur) que condicionan la actual morfología de las llanuras. 4) Escenario entre ca. 3 ka y ca. 1 ka. que replica el escenario 3, y en el que se

erosionan geoformas y removilizan materiales del escenario 3 y el Optimum Climaticum. a) Zonas con desarrollo de suelos. b) Zonas con desarrollo de

suelos hidromorfos y pantanos. c) Zonas ocupadas por lagos y lagunas. d) Aéreas con disipación de geoformas. e) Formación de deltas. f) Desarrollo de

fajas fluviales. g) depósitos de loess. h) Mantos de arenas y campos de dunas. i) Salinas y salinización de suelos. j) Lagos. k) Dirección de vientos predomi-

nantes. l) Generación de abanicos aluviales. m) Erosión de suelos. n) Generación de cubetas de deflación.

los bajos alargados y estrechos de las Salinas La Antigua y

San Bernardo, en ambas, aún se conservan rasgos morfoló-

gicos de valles fluviales con terrazas y extensas planicies de

inundación (Carignano 1997a y b, 1999). Posteriormente al

levantamiento de la dorsal de Lucio V. Mansilla siguieron los

alzamientos del Monte de Las Barrancas y el Monte Negro.

Todas estas estructuras son flexuras monoclinales genera-

das por un plegamiento por propagación de falla activo, aso-

ciado al lineamiento de Deán Funes y a las fallas de Pajari-

llo-Copacabana-Masa y del río Cruz del Eje.

El paleolago de Salinas Grandes estuvo limitado al este

por la dorsal de Lucio V. Mansilla, por los grandes abanicos

aluviales de los ríos Copacabana, Cruz del Eje, Soto y Picha-

nas en el sector sudeste, por el abanico aluvial que generó el

sistema de drenaje que se canalizaba por el valle de la salina

La Antigua en el oeste y por un abanico aluvial formado por

el drenaje proveniente del sector norte (al oeste de la Sierra

de Ancasti). Observando el perímetro de la salina se destacan

los límites de esas geoformas perfectamente preservados

(Figs. 2 y 5); así como en muchos tramos de los bordes oeste,

sur y este, donde aún se conservan restos de terrazas fluviales

y lacustres asociados a ese paleolago (Carignano 1996, 1997a

y b, 1999). Durante su evolución, el paleolago habría sufrido

períodos de expansión y retracción equivalentes a lo que,

en tiempos históricos, sucede con Mar Chiquita (Fig. 7). Esto

se puede constatar en el registro sedimentario expuesto en

el Monte de las Barrancas (Rigal 1932; Dargám 1995; Carig-

nano 1997a, 1999). Durante los períodos de desecamiento

se formaron salinas y campos de dunas en la periferia, los

que luego eran erosionados por el oleaje durante las fases de

expansión del lago, quedando como evidencia de ello restos

de barrancas labradas por efecto del oleaje sobre las paleo-

dunas (Carignano 1997a, 1999). Durante el período seco del

Holoceno Inferior a medio, el paleolago desapareció defi-

nitivamente y fue reemplazado por el actual salar (Fig. 6),

siendo disipados y retrabajados los campos de dunas (Carig-

nano 1997a y b, 1999).

Las escasas precipitaciones (medias anuales de 500 mm

en el piedemonte y menores a 300 mm/a en el salar), los

vientos secos y fuertes, la gran evapotranspiración (más de

1.000 mm/a) y las elevadas temperaturas (medias anuales

de 18,9 a 20,5° C) condicionan la dinámica geomorfológica

actual, propia de ambientes semiáridos y áridos. Como con-

secuencia, los procesos dominantes son la erosión eólica en

los bajos, y la erosión hídrica por arroyada en regueros y

mantos con carcavamiento subordinado en el piedemonte

(Zamora 1990; Candiani et al. 2001b). Ambos procesos están

muy favorecidos por la desaparición del bosque original

que cubría la zona, a causa del desmonte realizado en los

dos últimos siglos.

En el sector de la provincia que corresponde al Bolsón de

las Salinas Grandes se reconocen los siguientes ambientes

geomorfológicos: a) Abanicos aluviales del Piedemonte, b)

Planicies y terrazas fluviales, c) Campos de dunas y zonas

con mantos de arenas o médanos aislados, d) Barreales y pla-

yas salinas, e) Lagunas salinas, f) Elevaciones estructurales

y g) Depresión estructural con drenaje deficiente.

Abanicos aluviales del Piedemonte: Ocupan la zona de tran-

sición entre la región serrana y la planicie del salar. Se ex-

tienden desde los últimos afloramientos de las sierras hasta

aproximadamente los 250 m s.n.m. donde la pendiente re-

gional tiende a la horizontal; la altitud media es de 350 m

s.n.m. El paisaje se caracteriza por suaves lomas separadas

por valles amplios de fondo plano. Este ambiente incluye los

remanentes de dos generaciones de abanicos aluviales que

se acumularon durante el Pleistoceno inferior y el Pleisto-

ceno medio a superior, y una tercera de abanicos holocenos

aún activos (Carignano 1997a, 1999). Los dos primeros están

compuestos por sedimentos fluvio-torrenciales (formaciones

Río Cruz del Eje y Charbonier) entre los que se intercalan

limos y arenas fluvioeólicas y materiales loessoides (For-

mación Toro Muerto; Carignano 1997a, 1999). Estos abani-

cos se encuentran muy erosionados en el pie de las sierras

y, en algunos sitios, aterrazados; ocasionalmente forman

lomas muy amplias, achatadas y de escasa altura. En las zonas

media y distal están cubiertos por loess, loess retransportado

o materiales fluvio-eólicos; observándose allí un relieve sua-

vemente ondulado o ligeramente plano.

Los abanicos aluviales aún activos, en general, se sobre-

imponen a los anteriores (Figs. 2 y 5), ocultándolos total o

parcialmente; los mayores pertenecen a los ríos de Los Sau-

ces, Chancaní, Guasapampa, Pichanas, Soto, Cruz del Eje,

Copacabana (formaciones Chuña y Guanaco Muerto; Ca-

rignano 1997a, 1999). El río de Los Sauces, ha incidido en

su tramo proximal y medio y desarrolla un abanico de de-

rrames distal, situado aproximadamente a 30 km a la salida

del sector serrano, el cual presenta una actividad muy redu-

cida en las últimas décadas debido a la construcción del

dique La Viña (Echavarría et al. 2012). Las pendientes son

suaves a moderadas, los valores medidos en sentido longi-

tudinal se encuentran en un rango menor al 1 % en la zona

distal, de 2–4 % en la zona media y de 6–8 % en la zona api-

cal. El proceso geomorfológico predominante actualmente



es la arroyada en manto con erosión laminar moderada y,

ocasionalmente, erosión en regueros o en cárcavas.

Planicies y terrazas fluviales: Se localizan en los valles de

los ríos Pichanas, Soto, Cruz del Eje y Copacabana en sus

tramos medio-inferior, desde la salida de los ríos a la zona

del piedemonte serrano hasta las proximidades de los cam-

pos de dunas. También se observan estas geoformas en el

valle del río de Los Sauces, en su tramo medio-inferior, desde

su desembocadura en el piedemonte hasta las proximidades

de las localidades de Los Cerrillos y San Vicente.

En estos valles fluviales se reconocen dos niveles princi-

pales de terrazas, uno de terrazas altas planas y uno de terra-

zas bajas no inundables; ambas labradas sobre los sedimentos

aluviales de las formaciones Río Cruz del Eje y Charbonier

(Pleistoceno temprano y Pleistoceno tardío respectivamente;

Carignano 1997a, 1999) y en general cubiertas en forma dis-

continua por el manto limo-loéssico de la Formación Chuña

(Pleistoceno tardío-Holoceno temprano). La morfología de

las terrazas es de lomas planas a ligeramente convexas, muy

suaves y extendidas, elongadas en el sentido de escurri-

miento del río. Gradualmente se convierten en un relieve

suavemente ondulado a casi plano, ocasionalmente inte-

rrumpido por alguna discreta depresión alargada. Las pen-

dientes del plano de terrazas, en general, no superan el 2 %,

mientras que en los taludes que las limitan, los valores ori-

ginales se encuentran entre 12 a 20 % (aunque en muchos si-

tios se registran valores superiores, incluso llegando a estar

casi verticalizados). En las partes bajas y distales de los valles,

los ríos han esparcido un espeso manto de arenas y gravas

(facies gruesas de la Formación Chuña; Carignano 1997a,

1999) generando algunas terrazas bajas inundables y una

amplia planicie de derrames aluviales proximales, de relieve

muy suavemente ondulado a casi plano, parcialmente cu-

biertas por limos y arenas (Formación Guanaco Muerto; Ca-

rignano 1997a, 1999) con una pendiente media de 0,5 a 1 %.

Allí se observa un drenaje distributario que, en las zonas

distales, se integra en un diseño subparalelo.

Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos

aislados: Este ambiente está representado por importantes

depósitos eólicos (formaciones La Batea y Las Ollas; Ca-

rignano 1996, 1997a, 1999) constituidos por mantos de arena

y dunas longitudinales o transversales que ocupan casi toda

la periferia del salar y del piedemonte (Carignano 1996,

1997a y b, 1999, ver Figs. 2 y 5). Se originaron durante el

Pleistoceno tardío y el Holoceno tardío, por deflación de los

sedimentos de las formaciones Toro Muerto y Charbonier

(Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Las formas originales

están disipadas y sólo se observan dunas bien preservadas

en pocos lugares; siendo los médanos alargados, irregulares

y muy erosionados la morfología más común.

El borde sudeste del salar está ocupado por un campo de

dunas longitudinales de orientación variable NO-SE a norte-

sur, mientras que el borde noroeste presenta un campo de

dunas transversales de orientación NE-SO. En ambos casos

las dunas tienen centenares de metros de longitud, una altura

media de 2 a 6 m y están separadas por bajos arenosos de

500 m a más de 2 km de anchura. Un campo de dunas lon-

gitudinales de orientación NO-SE, muy disipado y erosio-

nado, se encuentra al norte del abanico aluvial del río Los

Sauces (noroeste de Villa Dolores; Carignano 1996, 1997a y

b, 1999) ocupando prácticamente toda la depresión al oeste

del piedemonte de la Sierra de Pocho.

Con frecuencia, en los bajos y corredores interdunas,

afloran los sedimentos que subyacen a la unidad (por lo ge-

neral la Formación Toro Muerto); siendo esto particular-

mente común en la zona de las dunas longitudinales (Ca-

rignano 1996, 1997a y b, 1999). Alrededor de las agrupacio-

nes mayores de dunas se encuentran mantos de arenas de 1

a 3 m de espesor que presentan morfología plana o muy sua-

vemente ondulada. Estos depósitos provienen de la defla-

ción de los campos de dunas durante el Holoceno tardío (Ca-

rignano 1996, 1997a y b, 1999). Las pendientes son menores

al 1 % en sentido longitudinal a la duna y raramente superan

el 2 % en los flancos. El proceso predominante en la actua-

lidad es la erosión laminar moderada a severa y en menor

medida la deflación, intensificados donde la cubierta vegetal

es escasa o inexistente.

Barreales y playas salinas: Dargám (1994, 1995) reconoció

en el área ocupada por el salar dos zonas bien diferenciadas,

los barreales y las playas (Fig. 5). Con el primer término de-

signó a las planicies de limos y arcillas, con escasa vegetación

halófita o carente de ella, que se encuentran entre los campos

de dunas del borde del salar y los lagos salinos temporarios

que hay en el interior de éste. Éste ambiente se caracteriza,

según dicho autor, por la presencia de eflorescencias salinas

que se forman en la superficie y por la existencia de grietas

y polígonos de desecación.

La playa es el ambiente directamente vinculado con la di-

námica de la freática y los cuerpos de agua que periódica-

mente (estacionales) se forman en los sectores más deprimi-

dos (Fig. 5). En las Salinas Grandes hay dos tipos de playas



(Dargám 1994), una relacionada con el ascenso capilar de la

salmuera de la freática donde la evaporación supera la pre-

cipitación. Éstas permanecen secas el 75 % del año, presen-

tando una franja capilar lo suficientemente cerca de la su-

perficie de tal forma que la evaporación hará que se pierda

agua y se produzca la precipitación de sales (Briere 2000).

El segundo tipo es la producida por el desecamiento de las

lagunas (temporarias o intermitentes). En estas playas ocurre

la mayor precipitación de sales (se forman costras que su-

peran el decímetro de espesor) y, en consecuencia, no hay

ninguna clase de vegetación (Fig. 5).

En las Salinas de Ambargasta, Zanor (2009) identificó

también tres ambientes: Planicies fangosas seca, capilar y

salina, la primera equivalente a los barreales y las otras dos

a las playas, siguiendo lo descripto por Dargám (1994, 1995)

para las Salinas Grandes. Éstas son áreas planas con pendien-

tes inferiores al 0,1 %, atravesadas por dunas. En las playas

se depositan materiales arrastrados por el agua de escurri-

miento y el viento, generándose sub-ambientes con límites

poco definidos y transicionales, debido a la variación espa-

cial de la concentración de sales, y al espesor y clase textural

del horizonte superficial.

Lagunas salinas: Son lagunas de aguas salobres y salmueras

con extensión muy variable y someras (profundidades del

orden de centímetros), que comprenden el sector de la playa

inundada durante el 75 % del año (Briere 2000). En las Sali-

nas Grandes y de Ambargasta las lagunas se ubican en el sec-

tor oriental y pueden diferenciarse en dos grupos: lagunas

salinas efímeras y temporarias (Fig. 5).

Las lagunas salinas efímeras son cuerpos de agua que

normalmente persisten a lo largo de la mayor parte del año

y se secan sólo en la temporada de verano. De vez en cuando,

en períodos húmedos, se mantienen con agua durante dos

o más años. Su profundidad media es de aproximadamente

0,3 m (con profundidades no mayores a 0,7 m), y su máxima

extensión se alcanza durante la temporada de invierno (70

km2), cuando varios de estos cuerpos de agua se unen para

formar una sola laguna. Estas lagunas son alimentadas prin-

cipalmente por vertientes y aguas subterráneas (Dargám

1994, 1995). En ocasiones, presentan una marea meteoro-

lógica causada por fuertes vientos. La costra de sal que dejan

cuando se desecan, rara vez supera un espesor de 4 cm y en

ocasiones presenta un tinte rosáceo, por la presencia de algas

y bacterias halófilas. Por debajo de esa costra de sal se en-

cuentra una capa de barros orgánicos de ambientes muy

anóxicos de unos 25 cm de espesor que sedimenta en fases

de aguas altas; encontrándose entre ambos una película or-

gánica (entre 1 y 7 cm) que sedimenta durante la temporada

de invierno antes de que la corteza de la halita se empiece a

formar (Dargám 1994, 1995). Las más importantes lagunas

efímeras en las Salinas Grandes son las de San José de las

Salinas y Lucio V. Mansilla, mientras que en Ambargasta son

las lagunas del Mistol, Palo Parado y Quimilar (Zanor et al.

2013).

Las lagunas salinas temporarias son aquellos cuerpos de

agua muy someros, con salmuera menos concentrada, que

se forman en las zonas más planas de las playas y están vin-

culadas mayormente a las precipitaciones pluviales directas

sobre éstas (Dargám 1995, ver Fig. 5). La mayoría de las veces

se secan depositando una fina capa de sal soluble. Este sub-

ambiente, también conocido como “playa lago” cuando está

con agua, y como “salar” o “playa” cuando se seca, está do-

minado por los cloruros y sulfatos. Los cuerpos de agua más

importantes de este tipo se forman periódicamente en las

cercanías del Monte de las Barrancas y del Monte Negro en

el sector sur de las Salinas Grandes, abarcando una superficie

cercana a 40 km2 y alcanzando una profundidad máxima de

unos 0,20 m. La acción de vientos fuertes produce la mi-

gración temporal de estas masas de agua en la dirección del

viento.

Elevaciones estructurales: El bolsón de las Salinas Grandes

está segmentado por cuatro lineamientos regionales que lo

cruzan en dirección NO-SE: el lineamiento de Deán Funes,

la falla de la Sierra de Ancasti y su continuación en la falla

del río Cruz del Eje, la falla de Serrezuela y su continuación

en el lineamiento de Salina La Antigua y la falla de Pajarillo-

Copacabana-Masa y su continuación en el lineamiento del

Monte de Las Barrancas. Estas estructuras han generado re-

lieves positivos (altos estructurales) y depresiones. Las de-

presiones son la salina de San Bernardo, que está limitada

por el lineamiento de Deán Funes, y la salina La Antigua,

limitada al este por el lineamiento de las Salinas.

Los altos estructurales son: Monte Negro, Monte de Las

Barrancas, y Alto de las Salinas ó Bloque de Lucio V. Man-

silla (Fig. 2 y 5). Los dos primeros son dorsales que se elevan

entre 1 y 8 m por encima del piso del salar, compuestos por

sedimentos evaporíticos (yesos y halita), arcillas (barros

orgánicos de las lagunas salinas efímeras), limos muy finos

y arcillas laminadas (lacustres) y niveles de arena con inter-

calaciones de materiales limosos (Rigal 1932; Dargám 1995;

Carignano 1997a). Estas unidades están cubiertas de vege-

tación (Monte Chaqueño) y resaltan en el entorno de las



playas salinas. El Monte Negro es una elevación elipsoidal

casi imperceptible (cuyo eje mayor se orienta NO-SE), que

sólo se distingue por la vegetación que lo cubre; mientras que

el Monte de las Barrancas es una elevación alargada en sen-

tido NNO-SSE, que presenta un escarpe marcado en su

ladera occidental y una superficie estructural inclinada al

este en su ladera oriental (Fig. 5). La estratigrafía allí ex-

puesta corresponde al fondo del salar y ha sido interpretada

como una alternancia entre ambientes de salares, lagunas

salinas y lagos salobres (Rigal 1932; Dargám 1995; Carignano

1997a). Estas estructuras son flexuras monoclinales gene-

radas por un plegamiento por propagación de falla activo,

asociado a las fallas de Pajarillo-Copacabana-Masa y del río

Cruz del Eje.

El tercer alto estructural, y el más importante, es el Alto

de las Salinas de ca.100 km de largo (orientado en dirección

NO-SE) con una anchura de 18 a 25 km, que se eleva por

encima de las Salinas Grandes entre 15 y 50 m (Figs. 2 y 5);

mientras que con Ambargasta presenta desniveles de entre

60 y 100 m de altura (en promedio el fondo de las Salinas

Grandes está entre 50 y 70 m más elevado que el fondo de

Ambargasta). Este alto estructural, vinculado al lineamiento

de Deán Funes, es un bloque asimétrico en sentido E-O, que

exhibe una pendiente suave al oriente y una más pronun-

ciada al occidente, replicando la morfología de esta parte de

las Sierras Pampeanas Orientales. Aunque no presenta un es-

carpe de falla evidente, en las costas de las lagunas de Lucio

V. Mansilla y San José de las Salinas se han observado des-

plazamientos en niveles evaporíticos del Pleistoceno infe-

rior-medio; mientras que la dorsal está constituida por sedi-

mentos cuaternarios (formaciones Río Cruz del Eje y Toro

Muerto), cuyos estratos están ligeramente inclinados al este.

Estas secuencias comprenden capas de rocas friables y nive-

les cementados por carbonatos, yeso y sílice, que condicio-

nan el relieve produciendo una morfología de cuesta muy

suave.

Depresión estructural con drenaje deficiente: En la plani-

cie del extremo sudoeste del bolsón, comprendida entre las

Sierras de Ulapes (al oeste), la Sierra de San Luis (al sur) y el

cordón de Pocho-Guasapampa (al este), hay un amplio sec-

tor deprimido comprendido entre el extremo distal de los

abanicos aluviales del piedemonte de la Sierra de Pocho

(Fig. 2) y un lineamiento estructural (Bordo Bayo) de rumbo

aproximado NNE-SSO que produce un marcado resalto to-

pográfico con frente expuesto al oriente (La Rioja). Este bajo

de fondo imperceptiblemente ondulado a casi plano, con

pendiente extremadamente baja hacia el NNE, colecta el es-

currimiento proveniente de las zonas periféricas y lo dirige

hacia las Salinas Grandes, a la que se vincula por su extremo

nororiental.

Debido a sus características morfológicas y a los sedi-

mentos muy finos que allí se acumulan, este terreno no tiene

un sistema de escurrimiento definido y, consecuentemente,

se anega en los períodos lluviosos. Estas deficiencias en el

drenaje y el clima semiárido-árido de la región, provocan la

acumulación de sales solubles en suelos y superficie, lo cual

favorece los procesos de deflación en las áreas desprovistas

de vegetación. Este ambiente es similar a los barreales de la

salina, pero tiene más vegetación y menos sales superficiales

que aquél.

Depresión tectónica de la laguna Mar Chiquita

La Depresión de Mar Chiquita está ubicada en el noreste

de la Provincia Córdoba y sudeste de Santiago del Estero,

entre los 30°00’S y los 31°00’S y entre los 62°10’O y los

63°20’O, en su parte más baja albergando un lago salino

somero bordeado por bañados y pantanos que colecta las

aguas de los ríos Dulce (Petri), Suquía (Primero) y Xanaes

(Segundo).

La Laguna Mar Chiquita o Mar de Ansenuza es el cuerpo

de agua más grande de la Argentina y el quinto lago salado

endorreico más grande del planeta. Según los hemiciclos

húmedo y seco (inundación/sequía) que la afectan, tiene una

extensión variable desde 1.800 km2 (en las épocas secas con

bajo nivel, Fig. 7) hasta casi 6.000 km2 (crecida registrada a

partir de fines de los años 70, Fig. 7) con profundidades

máximas que oscilan entre 2 y 14 m respectivamente; ubi-

cándose la cota de su superficie entre 65 y 72 m s.n.m. Dadas

esas variaciones extremas en su volumen presenta una sa-

linidad muy fluctuante entre valores máximos de 360 g L-1

en 1911 (Frank 1912) y 29 g L-1 en 1986 (Martínez 1991).

Durante los períodos de nivel bajo, es posible diferen-

ciar una serie de lagunas conocidas como de Los Porongos,

Yacumisqui, de Los Patos, Palma, de las Tortugas, Los Mis-

toles, entre otras, que pueden quedar unidas a la laguna prin-

cipal durante fases de niveles altos (Fig. 7). En su extremo

sudoeste se presenta una laguna periférica menor llamada

Laguna del Plata, la que también queda aislada del cuerpo

de agua principal durante períodos de niveles bajos.

La zona ocupada por la laguna Mar Chiquita es el depo-

centro de la mayor cuenca endorreica (ca. 75.000 km2) cua-

ternaria de la Argentina, que abarca las cuencas de los ríos

Suquía, Xanaes, Dulce, Saladillo y numerosos ríos y arroyos



menores que bajan desde las Sierras Chicas y Norte (Fig. 2).

Las primeras descripciones geomorfológicas del lugar las

realizaron Grumbkow (1890), Döering (1907), Frank (1912,

1915), Stappenbeck (1926) y Kanter (1935). Posteriormente,

Frenguelli y De Aparicio (1932) y Bertoldi de Pomar (1953),

describen la sedimentología, la estratigrafía y la paleonto-

logía, con algún aporte sobre la geomorfología. Capitanelli

(1979a) realiza la primera síntesis geomorfológica de la zona

con base fisiográfica. Martínez (1991) y Martínez et al. (1994)

efectúan un relevamiento geoquímico de sus aguas y sedi-

mentos, vinculándolo con la geomorfología, y proponen una

zonificación de los ambientes internos de la laguna. Kröhling

e Iriondo (1999) presentan una la primera jerarquización

geomorfológica de la región sur de la depresión, asociada al

estudio estratigráfico del Cuaternario tardío y una recons-

trucción paleoambiental de la región. Piovano y Ariztegui

(2002), Piovano et al. (2004a y b, 2005, 2006b) realizan un

detallado estudio paleolimnológico de la laguna y sus infe-

rencias paleoclimáticas.

El origen neotectónico de la depresión (por subsidencia

tectónica y reactivación de fallas) fue invocado varias veces

(C.A.De.Ne 1979: basado en Stappenbeck 1926; C.A.A.S

1973; Martínez 1987, 1991; Mon y Gutiérrez 2005, 2009),

sin embargo el análisis de la deformación durante el Cuater-

nario surge recientemente a partir de Brunetto (2008a y b);

Brunetto et al. (2010) y Brunetto y Giménez (2012). La prin-

cipal estructura es la falla Tostado-Selva (Stappenbeck 1926;

Pasotti y Castellanos 1963; Iriondo 1989a; Mon y Gutiérrez

2005, 2009; Kröhling e Iriondo 2003; Brunetto e Iriondo

2007), la cual limita la Depresión de Mar Chiquita por el este

(Figs. 2, 7 y 8) y conforma el límite occidental del Bloque

Elevado de San Guillermo (Kröhling e Iriondo 2003). Ambas

morfoestructuras son los rasgos más notables generados por

neotectónica en la Pampa Norte (Kröhling et al. 2013).

Escarpas flexurales rectilíneas de origen neotectónico

constituyen el borde sur de la laguna (Brunetto 2008a y b).

Brunetto (2013) y Kröhling et al. (2013) deducen que la es-

tructuración de la depresión tectónica con la configuración

geomorfológica actual tiene una edad máxima de ~100 ka

Estas estructuras, conjuntamente con el crecimiento de los

abanicos aluviales de los ríos Suquía y Xanaes, ubicados en

el borde sudoeste y sur (Figs. 2 y 8), provocan el embalse de

las aguas del río Dulce que fluye desde el norte y dan origen

a la laguna Mar Chiquita (Carignano y Úngaro 1988b; Ca-

rignano 1999; Kröhling e Iriondo 1999).

La manifestación en el paisaje de la región de la falla Tos-

tado-Selva se relaciona con suaves flexuras que fueron inter-

pretadas como producto de la propagación del movimiento

de fallas inversas que no generaron rupturas en superficie

(Brunetto 2008a y b). La edad máxima de los últimos mo-

vimientos sobre dicha estructura, redefinida como Sistema

de fallas Tostado-Selva (SFTS; Kröhling et al. 2013) corres-

ponde al Pleistoceno medio a tardío (~180-70 ka), determi-

nada a partir del reconocimiento de depósitos lagunares y

suelos hidromórficos localizados en posiciones medias de

escarpas flexurales (Brunetto 2008a). La escarpa flexural



Figura 7: Secuencia de imágenes Landsat mostrando las extensiones mínima (1976) y máxima (1987) registradas en la Laguna Mar Chiquita, correspondiente

a períodos de retracción por sequías (1976) y expansión por lluvias y crecidas de los ríos afluentes (1987). La imagen de 2013 muestra a la laguna en un es-

tadio de retracción. BSG= Bloque elevado de San Guillermo. CD= Campos de dunas Las Saladas-Campo Mare. RD= Planicie aluvial del río Dulce. De= delta

del río Dulce. PD= Paleodelta del río Dulce. Ab= Abanico aluvial.

Sistema de fallas Tostado-Selva que se observa próxima a

Altos de Chipión es una de las manifestaciones geomorfo-

lógicas más destacadas en la llanura. La escarpa presenta un

ΔH ≈ 25m, un segmento de talud de mayor gradiente (0,6 °)

y de ≈ 3 km de longitud y un segmento tendido (< 0,1 °) y

de ≈ 7 km de longitud. El Sistema de fallas Tostado-Selva se

caracteriza por tramos rectilíneos de 10–30 km y orientación

NNO-SSE. Los segmentos de escarpa de flexuras generadas

por las fallas ciegas principales, se conectan por pequeñas

zonas de transferencia de orientación ESE-ENE. Estas es-

tructuras constituyen zonas de debilidad preexistentes que

han sido reactivadas durante el Cuaternario (Brunetto 2008a;

Brunetto et al. 2010; Kröhling et al. 2013).

El alto topográfico generado por el Sistema de fallas

Tostado-Selva se conoce en la literatura geográfica como

Borde de los Altos de Chipión y referido erróneamente co-

mo Cuesta de Morteros por Capitanelli (1979a). Fue defi-

nido como Bloque Elevado de San Guillermo en base a datos

geomorfológicos y estratigráficos por Kröhling e Iriondo

(2003). Éste se halla limitado por fallas reactivadas durante

el Cuaternario y con un desnivel típico de 15 a 35 m con res-

pecto a las unidades vecinas, particularmente con la depre-

sión de Mar Chiquita, constituyendo su límite este (Figs. 2

y 8). Hacia el norte, oeste y sur de la depresión se extiende

una gran planicie conformada por inmensos abanicos alu-

viales muy extendidos y achatados, generados por los cursos

de agua arriba mencionados, que presentan una importante

cubierta eólica (Figs. 2, 7 y 8). Los extremos altitudinales de

esta planicie se ubican en 450 y 75 m s.n.m. La zona proxi-

mal del sistema está constituida por un ambiente de piede-

monte y derrames aluviales, mientras que en las zonas bajas

la morfología está dominada por la dinámica lacustre y el

sistema fluvial distal del río Dulce.

En una franja intermedia, bordeando a la laguna por el

oeste y sudoeste, se ubica el gran campo de dunas disipado

de Las Saladas-Campo Mare (Carignano 1999; Kröhling e



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

Iriondo 1999; Candiani et al. 2001b). Las dunas de mayor

extensión y dimensiones (y más antiguas) que componen

este campo se habrían formado durante los períodos secos

del Pleistoceno tardío-Holoceno (Carignano 1999; Kröhling

et al. 2013, ver Fig. 6). Gran parte de los materiales han sido

deflacionados de sedimentos del fondo expuesto de la laguna

durante los períodos de máxima retracción, en los que prác-

ticamente ésta desaparecía, como lo muestran las crónicas y

cartografía de fines del siglo XVIII (Furlong 1936; Cioccale

1999a). La deflación generalizada del fondo de la laguna en

sus estadios más efímeros ha sido cíclica al igual que las

fluctuaciones de niveles de agua.

Las precipitaciones medias anuales son de 650 mm en el

piedemonte y de 850 mm en la zona de la laguna, los fre-

cuentes vientos y las elevadas temperaturas (medias anuales

de 18° C), favorecen la evapotranspiración que se eleva a 900

mm/año (Capitanelli 1979b). Estas condiciones climáticas,

típicas de ambientes semiáridos, generan una dinámica geo-

morfológica actual donde los procesos dominantes son la

erosión eólica en los bajos, e hídrica por arroyada en regue-

ros y mantos con carcavamiento subordinado en el piede-

monte y llanura. Ambos casos están muy favorecidos por

la desaparición del bosque chaqueño oriental que cubría la

zona, a causa del desmonte irracional realizado en los dos

últimos siglos.

En el sector ocupado por la depresión propiamente dicha,

se reconocen los siguientes ambientes geomorfológicos: a)

Laguna (cuerpo de agua), b) Planicie lacustre, c) Paleoa-

banicos aluviales, d) Campo de dunas Las Saladas-Campo

Mare, e) Planicie aluvial distal del río Dulce, f) Paleodelta

del Dulce y g) Depresión de Jeanmaire (paleofaja fluvial del

Dulce).

Laguna: Es un cuerpo de agua con profundidad y extensión

son muy variables pero, en términos medios, la primera varía

entre 1 y 8 m dependiendo del sector considerado. El relieve

del fondo, en general, es muy plano, con un suave declive

hacia el sur, alcanzando las profundidades máximas en la

porción centro-sur, al norte de la localidad de Miramar, no

obstante, gran parte de la laguna tiene profundidades me-

nores a los 2 m, especialmente en su zona norte (Pozzi et al.

2006). La extensión de la laguna depende fundamentalmente

del caudal del río Dulce y de los demás tributarios en menor

proporción (ríos Suquía y Xanaes), como así también de los

procesos de precipitación y evaporación en el espejo de agua

(Pozzi et al. 2006).

Los principales agentes hidrodinámicos actuantes en el

sistema son los fenómenos fluviales, a través del régimen de

crecidas, y los factores meteorológicos como el viento que

puede llegar a ser dominante en la circulación y en el inter-

cambio de masas de agua (Pozzi et al. 2006).

Existen movimientos importantes en la laguna, que va-

rían según la acción de los vientos y se reflejan en cambios

en la ubicación y en el tamaño de dos masas de agua bien

distinguibles: una al norte, cargada de sedimentos, originada

en los aportes del río Dulce y otra, frecuentemente ubicada

hacia el sur, con aguas pobres en sedimentos indicadoras de

un mayor tiempo de residencia en la laguna (Pozzi et al.

2006). En situaciones de vientos intensos de cualquier direc-

ción, se produce una mezcla uniforme de dichas masas de

agua, asociada posiblemente con una redistribución signi-

ficativa de sedimentos.

Los vientos, además, producen un efecto de marea me-

teorológica que actúa sobre la costa hacia la que sopla el

viento. En Mar Chiquita los vientos predominantes en ve-

rano son del este, este-noreste y este-sudeste, mientras que

en invierno predominan los del sur y sudoeste, con intensi-

dades de hasta 70 km/h, que pueden generar mareas meteo-

rológicas cercanas a 1 m (Pozzi et al. 2006). Con vientos del

sur, se produce un descenso del nivel en las costas de Mira-

mar y una acumulación de agua y aumento de nivel en las

costas del norte de la laguna. El fenómeno inverso se da con

vientos del norte, noreste o noroeste, siendo frecuentes las

oscilaciones de 0,5 m (Pozzi et al. 2006). Estas mareas y el

oleaje son los principales agentes modeladores de las plani-

cies y terrazas lacustres que bordean a la laguna.

El registro limnológico de la laguna muestra un patrón

complejo, interesante en el análisis de la respuesta hidro-

climática holocena (Piovano et al. 2006a y b, 2009). Parti-

cularmente, el sistema ha mostrado importantes fluctua-

ciones hidrológicas, destacándose las ocurridas durante los

últimos 100 años debido a sus consecuencias socioeconó-

micas y al grado de expresión que mantienen en el paisaje

(Fig. 7). El registro instrumental de la altura limnimétrica

de la laguna tomado desde el año 1967 en combinación con

estudios limnológicos e información histórica desde el final

del siglo XIX (Harperath 1887; Grumbkow 1890; Frank

1915; Kanter 1935; Bertoldi de Pomar 1953 y Reati et al.

1997) permitieron la reconstrucción semicuantitativa de los

cambios de nivel que presentan Piovano et al. (2002).

Kröhling e Iriondo (1999) deducen una serie de sub-

ambientes del fondo de la laguna en base a la interpretación

de datos geoquímicos y sedimentológicos de sedimentos de

fondo generados por Martínez et al. (1994): a) un depocentro



principal en el sur de la laguna, con dominio de materiales

evaporíticos, b) un depocentro secundario, con sedimentos

arcillosos y yeso, en el área sudoriental de la laguna, c) áreas

transicionales correspondientes a ambientes marginales, d)

sedimentos limo-arenosos depositados por el río Dulce y que

constituyen la superficie mayor del fondo de la laguna, en el

área centro-norte, e) arenas eólicas en el margen oeste de la

laguna y f) sedimentos aluviales finos del río Segundo en el

sudeste.

Planicie lacustre: Mar Chiquita tiene un extenso litoral que,

por las características de la depresión donde se localiza, posee

una pendiente muy baja hacia el interior de ella. A lo largo

de todo ese litoral, las marcadas fluctuaciones en el volumen

de la laguna y en la posición de la línea de costa (Fig. 7), con-

juntamente con la acción del oleaje y las mareas meteoroló-

gicas han labrado, a diferentes alturas, una serie de terrazas,

plataformas de abrasión y planicies lacustres (fangosas y sa-

linas) de poca altura y gran amplitud (Carignano y Úngaro

1988b). Las barrancas verticales a subverticales (acantilados)

que marcan las antiguas líneas de costa y limitan esas plani-

cies hacia las zonas costeras tienen alturas variables entre 0,5

y 2,3 m en el sur de la laguna. La faja litoral de la costa sur

muestra elementos geomorfológicos vinculados a la diná-

mica del oleaje (barranca, plataforma de abrasión, barras de

arena o cordones litorales limitando pequeñas lagunas inte-

riores y playas de tormenta), a las variaciones en la cota del

nivel de la laguna (áreas anegables o salinas y terrazas de ero-

sión), a la acción eólica (dunas, hoyas de deflación margina-

das por lunetas en la costa sudeste) y a la acción fluvial –

cuerpos deltaicos de los ríos Xanaes, Plujunta y Suquía

(Kröhling e Iriondo 1999). La costa oriental de la laguna pre-

senta una llanura fangosa salina con pantanos y de anchura

variable, que la conecta con la barranca labrada en la escarpa

del Sistema de fallas Tostado-Selva, la cual está localmente

afectada por procesos de remoción en masa. La línea de costa

actual es en algunos segmentos muy irregular debido a la ac-

ción de la surgencia de la freática frente a la escarpa. Se des-

taca en la costa sudeste, junto a la llanura aluvial del río Se-

gundo y próximo a la costa de la Mar Chiquita, una serie de

depresiones de origen eólico, elongadas en dirección NE-SO

y alineadas junto a la escarpa del Sistema de fallas Tostado-

Selva y limitadas por el norte-noreste por lunetas. Dichas cu-

betas se encuentran transformadas en lagunas bajo el régi-

men hidroclimático actual y las lunetas sujetas a la acción

erosiva del oleaje.

Las mayores alturas de barrancas se hallan en la costa sur

y sudoeste de la Laguna del Plata, de evidente control estruc-

tural (barrancas de hasta 4 m de altura, localmente afectadas

por el desarrollo de cárcavas). Una plataforma de abrasión

labrada en una unidad pleistocena (Formación Lagunilla del

Plata), aflorante en la base de la barranca, con morfología

irregular y moderada a baja pendiente, aparece localmente

afectada por remoción en masa. La planicie fangosa cubre

una extensión de varios metros con niveles bajos de la laguna

similar al actual, diferenciándose una faja de unos 100 m de

anchura en contacto con la laguna, donde es posible reco-

nocer las sucesivas líneas de costa, interrumpidas por una

red de canales paralelos vinculados a la acción de la marea

meteorológica. La costa sudoccidental de la laguna Mar Chi-

quita, al norte del delta del río Suquía, presenta una morfo-

logía irregular, cuya barranca fue labrada en el frente de un

campo de dunas eólicas disipado. En la costa baja que se ex-

tiende entre el delta del río Plujunta y la Laguna del Plata

aparece un campo de dunas disipado y estabilizado por ve-

getación de monte, sobre el que la acción litoral ha labrado

una barranca subvertical.

La costa norte de la laguna, en general de muy baja pen-

diente, representa un ambiente muy variable en cuanto a su

extensión, dependiendo de las fluctuaciones del nivel de

agua. Bajo las condiciones actuales ese ambiente tiene entre

20 y 60 km medidos en dirección norte-sur y corresponde

al frente de los derrames del río Dulce recientemente emer-

gidos del fondo de la laguna donde aún pueden identificarse

paleocanales, lóbulos de derrame, pantanos y pequeñas la-

gunas circulares (Fig. 7); habiendo sido estos parcialmente

erosionados por canales de drenaje vinculados a las oscila-

ciones del nivel del lago. Próximo a la costa norte de la la-

guna se destaca una isla en forma de cordón estrecho y de

más de 30 km de longitud, que marca una paleocosta vincu-

lada a un nivel bajo de la laguna previo al inicio del último

nivel alto (año 1970). Esta geoforma correspondería a una

barra de oleaje formada en el frente deltaico dominado por

mareas y oleaje (Carignano y Úngaro 1988b), con un mode-

lado eólico sobreimpuesto (Fig. 7).

En el sector comprendido entre los depósitos del río

Dulce y la costa oeste existe un extenso bajo alargado en di-

rección meridiana, abierto hacia la laguna (conocido como

bajo de los Saladillos), que conforma una típica planicie la-

custre, la cual es inundada durante los niveles altos de la la-

guna (Figs. 7 y 9). Durante niveles bajos, las geoformas flu-

viales (cauces y paleocauces, albardones, bancos, islas) cer-

canas a la costa son retrabajadas y en parte incorporadas a

la llanura lacustre.



Paleoabanicos aluviales: Los principales ríos de los secto-

res sudoeste y sur (Jesús María, Suquía y Xanaes) han gene-

rado abanicos aluviales de gran extensión areal y cuya parte

distal alcanza la Depresión de Mar Chiquita (Figs. 2, 7, 8).

El cuerpo depositacional de estos paleoabanicos cerca de su

nivel de base (ej. Formación Lagunilla del Plata, represen-

tando el abanico del Xanaes, Kröhling e Iriondo 1999) co-

rresponde a materiales muy finos (limos areno-arcillosos),

típicos de áreas distales en ambiente de llanura, vinculados

a episodios de descarga efímera pero importante de mate-

riales tractivo-suspensivos. Las áreas distales de dichos pa-

leoabanicos son coalescentes, estando localmente desdi-

bujadas por derrames subactuales, entre los que cabe citar

los del río Xanaes previo a la canalización del río Plujunta

(Figs. 2 y 8).

Estos abanicos están cubiertos por un manto de sedi-

mentos eólicos, particularmente por el loess de la Formación

Tezanos Pinto, del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano,

según Kröhling e Iriondo (1999). Éste loess enmascaró en

alto grado los canales del abanico y en menor medida las

áreas intercanales. Los procesos de acumulación eólica-de-

flación posteriores imprimieron rasgos más notorios al pai-

saje, remodelando principalmente las áreas intercanales y

generando dunas parabólicas y longitudinales asociadas e

importantes agrupaciones de dunas barjanoides y hoyas de

deflación. Sobre dicha morfología aparecen formas resultan-

tes de la implantación del drenaje actual (cañadas, pantanos),

lo que complica el análisis. La morfología de abanico resulta

visible en cartas topográficas y modelos digitales del terreno,

permitiendo inferir su extensión areal y morfología original,

también reconocible en imágenes satelitales. Los derrames

fluviales asociados a los principales canales de estos abani-

cos, conforman una densa paleored de drenaje con diseño

distributario, de orientación principal SO-NE, que evidencia

una dinámica dominante de avulsión y migración de canales.

Los cauces mayores de estos abanicos respondieron a las

fluctuaciones temporales del balance hídrico, infiltrándose,

originando bañados o desembocando en la laguna (Kröhling

e Iriondo 1999).

La morfología de la línea de costa sur y sudeste de la la-

guna Mar Chiquita es otro indicador de la existencia de di-

chos cuerpos aluviales (Figs. 2, 7 y 8). La costa adquiere for-

mas convexas hacia la laguna, de traza muy irregular y con

ausencia de terrazas lacustres, muy comunes en los tramos

de costas rectilíneas o cóncavas donde no desemboca nin-

gún curso de agua importante.

Estos abanicos tienen un perfil imperceptiblemente con-

vexo en su zona apical y son extremadamente planos en la

zona costera, con una muy ligera pendiente general en di-

rección a la laguna, de difícil reconocimiento en el campo.

En ellos se puede observar una variada morfología entre flu-

vial meandriforme y ambientes palustres. Los cauces actua-

les del área (Suquía, Xanaes, tramo inferior del Plujunta), de

tipo monocanal y de baja sinuosidad; se encuentran enca-

jados, limitados por barrancas de 3 a 5 m de altura. Local-

mente se diferencia un nivel de terrazas sobre ambas már-

genes del río que alcanza varias centenas de metros. En la

zona distal propiamente dicha del paleoabanico del Xanaes,

que se extiende inmediatamente al este del sector donde

comienza el tramo canalizado del río Plujunta, Kröhling e

Iriondo (1999) señalan la existencia de una paleored de ca-

nales inactivos de diseño distributario, que en detalle está re-

presentada por tramos de cauces entrecruzados y de traza

individual meandrosa (de rumbo NE-SO, ENE-OSO y ESE-

ONO), que localmente condiciona la organización del es-

currimiento superficial. El límite oriental del abanico lo

constituye la escarpa del Sistema de fallas Tostado-Selva, que

provoca la aparición de lagunas someras alineadas junto al

talud (Fig. 8). Cerca de la Laguna Mar Chiquita, la red pre-

senta diseño colinear con cauces de dirección sur-norte y

SO-NE en respuesta a un cambio de pendiente por subsi-

dencia local.

Kröhling e Iriondo (1999) y Carignano (1999) señalan

que estos paleoabanicos se generaron en el Pleistoceno tar-

dío (en uno de los subestadios del EIO 3) y en parte del Ho-

loceno, estando en general cubiertos por una unidad loéssica

depositada durante el UMG (Kröhling e Iriondo 1999).

Campos de dunas Las Saladas - Campo Mare: Importantes

depósitos eólicos arenosos constituyen el cuerpo de dunas

longitudinales, transversales y algunas piramidales (en estre-

lla) y mantos de arena policíclicos, que ocupan casi todo el

borde sudoeste, oeste y noroeste de la Depresión de Mar Chi-

quita (Figs. 2, 6 y 7). En gran parte, dichos campos están fijos

por desarrollo del monte chaqueño. Se originaron por de-

flación de sedimentos del fondo de la laguna durante los

eventos secos del Pleistoceno tardío y del Holoceno, en los

cuales la superficie ocupada por la laguna se redujo sustan-

cialmente. Las formas originales están disipadas y sólo se ob-

servan dunas bien preservadas en pocos lugares; siendo la

morfología más común la de médanos alargados, irregulares

y muy erosionados. Las dunas mayores tienen una orienta-

ción NNO-SSE. La longitud media oscila entre los 2 y 4 km

y la anchura media entre 200 y 500 m. La altura promedio



está en el orden de los 8 a 10 m. En las cercanías de la loca-

lidad de Las Saladas se han identificado dunas en estrella de

hasta 15 m de altura y unos 2 km de longitud en sus brazos.

Kröhling e Iriondo (1999) caracterizan los campos de

dunas longitudinales (con orientación principal NNO-SSE y

NNE-SSO) y transversales parcialmente erosionados, y los

mantos de arena asociados del área de Campo Mare, que

obliteraron la antigua desembocadura del río Suquía for-

zándolo hacia el este. Los materiales fluviales son la fuente

principal del cuerpo sedimentario de dicho campo de dunas.

En la barranca de la Laguna Mar Chiquita en el sector donde

el cuerpo de una duna (250 m de longitud estimada, 12 m

de altura máxima relativa, limitada por pendientes de 1–2 %

de gradiente) forma una marcada entrante en la laguna

(Campo Mare), aflora un depósito de arena eólica disipada

que sobreyace en transición a materiales fluvio-deltaicos.

Las dunas mayores y más antiguas aparecen en el área

de Las Saladas, están compuestas por arenas finas, friables,

de color marrón amarillento-rojizo muy claro, que presen-

tan una débil estratificación entrecruzada, con estructuras

de disipación y erosión hídrica en su techo. Están separadas

por corredores de deflación de más de 1 km de anchura ac-

tualmente rellenos por sedimentos loéssicos o arenas finas a

muy finas de color grisáceo, que se disponen como mantos

masivos sin estructuras internas o débilmente laminados de

1 a 4 m de espesor. En los bajos y corredores interdunas de

la zona cercana a la costa, con frecuencia afloran los sedi-

mentos que subyacen a la unidad. Asímismo, es común ob-

servar que las dunas mayores, en las cercanías de la laguna,

presentan una morfología sobreimpuesta de pequeños mé-

danos en lomos de ballena aislados y cubetas de deflación

con dunas parabólicas asociadas. La isla de los Mistoles es

una megaduna muy degradada perteneciente al campo de

dunas Las Saladas.

Las dunas mayores que conforman el cuerpo principal

del campo de dunas Las Saladas-Campo Mare se habrían

generado en el Pleistoceno tardío, con removilizaciones en

el Holoceno tardío y período seco equivalente a la Pequeña

Edad de Hielo-PEH (campos menores y mantos de arena

asociados).

Planicie aluvial distal del río Dulce: El río Dulce, en sus tra-

mos medio y final, divaga por una extensa planicie que es el

extremo distal de un complejo sistema de mega-abanicos

aluviales, generados por los ríos Dulce y Salado del Norte

durante el Cuaternario tardío. Este ambiente está confor-

mado por unidades sedimentarias y morfológicas de edades

y contextos climáticos distintos que, aunque son similares

entre sí en sus caracteres generales, presentan particulari-

dades que permiten individualizar unidades independien-

tes. Así, durante los períodos secos y con marcada retracción

de la laguna, el río acumuló sedimentos con una dinámica

de abanico aluvial. Al contrario, durante los intervalos hú-

medos, y debido al incremento del cuerpo de agua, que al-

canzó una extensión mayor que la actual, se generó una

morfología deltaica o mixta de abanico-delta (Fig. 7).

La planicie de inundación distal del Dulce, comúnmente

conocida como zona de bañados del río Dulce, comienza a

la latitud de la localidad de Los Telares (Santiago del Estero)

y se extiende hasta la laguna Mar Chiquita. Es un sistema

fluvial de llanura de muy baja pendiente que ha desarrollado

un complejo sistema de canales meandriformes, muy rami-

ficado, con albardones y cauces inestables, algunos efímeros,

que surcan una amplia llanura de drenaje impedido, con nu-

merosos bañados y pantanos (Fig. 9). Este sistema fluvial ha

ido migrando hacia el este en los últimos 160 años, dejando

en el sector occidental los depósitos más antiguos y las zonas

inactivas desde el punto de vista de la dinámica fluvial. En

el presente, el río Dulce ingresa a la laguna por su extremo

NNE donde, en períodos de nivel alto de la laguna, construye

un cuerpo deltaico.

Paleodelta del Dulce: Parte de uno de los grandes deltas

construidos por el río Dulce se ubica en el norte y noroeste

de la laguna. Allí, claramente pueden observarse los siste-

mas de canales meandriformes (abandonados), albardones

y lóbulos de derrames que se elevan por sobre una planicie

fangosa (Fig. 9), extremadamente plana y de casi nula pen-

diente con la típica forma de lóbulo deltaico. Sobreimpuesto

al sistema fluvial existe una morfología eólica constituida

por cubetas de deflación y médanos barjanoides o longitu-

dinales del Holoceno tardío.

La presencia de ese paleodelta también condiciona la

morfología norte de la costa, la que adopta una forma con-

vexa hacia la laguna, de traza muy irregular y con una plani-

cie lacustre muy extendida que avanza sobre el paleodelta.

Cuando el nivel de la laguna asciende extraordinariamente

y parte de esa área se anega, sólo son visibles los albardones

y las dunas, quedando perfectamente delimitado el paleo-

delta por los bajos que lo limitan: el Bajo de los Saladillos al

oeste, y la zona de derrames de la planicie activa del río

Dulce al este (Fig. 7).

Depresión de Jeanmaire: Es un gran bajo que se extiende al



sur de la laguna, como una prolongación de la Depresión

de Mar Chiquita, y que se continúa hacia la Depresión de

San Antonio (Figs. 2 y 8), de la cual está separada por una

zona de interfluvio muy poco definida (situada entre las lo-

calidades de Colonia Prosperidad y Quebracho Herrado).

Esta depresión se habría formado en el Pleistoceno tem-

prano a medio como un valle labrado por el río Dulce, el cual

se habría desarrollado como una ancha paleofaja fluvial,

constituida por un cauce único, colector del Dulce y el Sa-

lado del Norte, la que con dirección general norte-sur, dre-

naba la región hacia la cuenca del río de La Plata.

Posteriormente al levantamiento del Bloque de San Gui-

llermo y a la formación de la laguna, dicha faja fue ocupada

por canales y derrames del paleoabanico aluvial del río Xa-

naes. Los derrames del abanico fueron parcialmente cubier-

tos por el manto de materiales loéssicos depositados du-

rante el UMG (Formación Tezanos Pinto, Kröhling e Iriondo

1999), que en fases áridas sucesivas fueron removilizados por

acción eólica. Durante la fase húmeda actual, las depresiones

de origen eólico y fluvial fueron convertidas en cañadas, la-

gunas y pantanos, caracterizando un ambiente de suelos sa-

linos y con drenaje deficiente hacia la Laguna Mar Chiquita.

La reactivación del Sistema de fallas Tostado-Selva ha resal-

tado el límite este de dicha depresión, de evidente perfil asi-

métrico, donde su pendiente lateral derecha está represen-

tada por la escarpa flexural del dicho sistema.

Esta depresión de 5 a 15 km de ancho fue ocupada du-

rante el Holoceno por un brazo del río Xanaes; pero a partir

de la canalización de Plujunta (aguas arriba de la depresión)

que conectó el río Xanaes con la laguna Mar Chiquita, dicho

brazo sólo constituye el drenaje de un área anegable del

oeste. El resto de la depresión está drenada parcialmente por

el arroyo Saladillo (que es un paleocauce del Xanaes) y la ca-

ñada de Jeanmaire (mayormente una zona de pantanos y

bañados, o lagunas ocupando hoyas de deflación circulares).

La faja fluvial se ensancha hacia el sur, formando un área con

suelos salinos que presenta una alta densidad de hoyas de

deflación circulares y de 200 a 300 m de diámetro típico, ac-

tualmente convertidas en lagunas temporarias y vinculadas,

formando un patrón en rosario con drenaje hacia el arroyo

Saladillo.

La hipótesis de un paleocauce del río Dulce al sur de la

laguna Mar Chiquita fue presentada por Kröhling e Iriondo

(1999) a partir de datos geomorfológicos, y retomada por

Mon y Gutiérrez (2005, 2009) en base al grado de visualiza-

ción de la faja fluvial abandonada en imágenes satelitales,

lo que sugiere un abandono relativamente reciente en el Cua-

ternario. Una perforación de investigación practicada en la

continuación hacia el sur de dicha faja (cañada San Antonio)

halló por debajo de la cubierta loéssica un depósito arenoso

de origen fluvial que fue datado por OSL (Optically Stimu-

lated Luminescence) en ca. 110 ka (Iriondo 2010; Kröhling

et al. 2013).

Bloque elevado de San Guillermo

El noreste de Córdoba forma parte de la principal mor-

foestructura elevada de la llanura pampeana norte (117–95

m s.n.m.; Kröhling e Iriondo 2003), que se prolonga en el

centro oeste de la Provincia de Santa Fe. Está limitada por

fallas reactivadas durante el Cuaternario (Sistema de fallas

Tostado-Selva, falla Rafaela, falla El Trébol; Kröhling e

Iriondo 2003; Brunetto et al. 2010). La superficie del bloque



Figura 9: Imágenes del delta y planicie aluvial distal del Río Dulce (Tomado

de: Bucher et al. 2006). a) Delta formado en la desembocadura del río Dulce

en la laguna Mar Chiquita. En esta fotografía, tomada en el momento de

crecida de la laguna, se observan emergiendo del agua albardones y los ló-

bulos de derrames (crevasse splay). b) Delta formado por un brazo del río

Dulce en la laguna de Los Porongos (Bañados del río Dulce). En esta foto-

grafía, tomada en el momento de nivel bajo de la laguna Mar Chiquita, se

observa parte de la planicie aluvial distal del río Dulce donde se destacan

albardones, lóbulos de derrames (crevasse splay), depresiones con drenaje

impedido (hor) y la planicie deltaica.

constituye una planicie prácticamente horizontal con una

muy leve pendiente general hacia el este-noreste y el noreste

(27,5 cm/km), solo localmente atravesada por cañadas o

paleocauces (Figs. 2 y 8). Debido a su posición topográfica,

durante el Cuaternario el bloque estuvo sujeto principal-

mente a sedimentación eólica, sin sedimentación ni erosión

por sistemas fluviales jerarquizados, como ocurrió en el resto

de la llanura cordobesa. Una perforación de investigación a

más de 100 m de profundidad y correlaciones estratigráficas

soportan dicha información (Kröhling e Iriondo 2003).

El sector occidental del bloque que abarca el territorio

cordobés, forma parte de la sub-unidad Planicie de Erosión

de San Guillermo, descripta por Kröhling y Brunetto (2013).

Ésta constituye una amplia superficie, prácticamente plana

horizontal (gradiente de pendiente general SO-NE de 27,5

cm/km). Los elementos geomorfológicos son escasos y poco

significativos, representados por tramos de paleocañadas

paralelas de dirección NO-SE y OSO-ENE, en forma de trazas

difusas debido a la acción de la erosión laminar. En general

tienen 1 a 2 km de longitud individual y anchuras de 70 a

150 m, marginadas por una zona con suelos afectados por

erosión laminar y de anchura comparable a la de las cañadas.

Localmente las paleocañadas mantienen rumbos generales

SO-NE presentando cierta integración hacia el este; apare-

ciendo éstas en tramos de 0,8 a 1,5 km de longitud típica,

con un diseño ligeramente curvo a recto, y con anchuras

entre 60 y 100 m, actualmente ocupadas por pantanos tem-

porarios. Escasas hoyas de deflación elipsoidales y de 200 a

300 m de diámetro mayor se encuentran alineadas en el

fondo de las paleocañadas. Fuera de dichas depresiones, las

hoyas (de 180 a 250 m de diámetro) están marginadas por

zonas de erosión laminar, al concentrar parte del escurri-

miento en manto que afecta la unidad. Una de las áreas de

erosión generalizada de suelos se localiza entre Freyre y San

Francisco. Existen también algunas depresiones cerradas de

origen tectónico, como la localizada inmediatamente al este

de Morteros. Ésta se reconoce por su forma romboidal en

base al diseño topográfico y por el mayor grado de expresión

en las imágenes satelitales de tramos de paleocañadas para-

lelas de rumbo oeste-este y OSO-ENE.

Durante los períodos secos del Pleistoceno tardío y del

Holoceno, esta región ha estado dominada por la acumula-

ción de polvo eólico fino. En el presente se ha transformado

en un área de erosión generalizada por acción de flujos no

encauzados en primer grado, y por flujos encauzados de baja

jerarquía. Las paleocañadas están cubiertas por el típico loess

del UMG (Formación Tezanos Pinto) y sus trazas son difusas

debido al proceso de erosión de sus laderas, por efecto de la

escorrentía en manto. La divisoria de aguas entre la cuenca

del Cululú (afluente del río Salado del Norte) y la cuenca

endorreica de Mar Chiquita se halla en esta unidad, presen-

tando un trazado difícilmente definible y con una configu-

ración irregular, atravesando una zona plana y sin elementos

hídricos significativos (Kröhling y Brunetto 2013).

La acción de la neotectónica (elevación del Bloque de San

Guillermo, en el Pleistoceno medio a tardío) produjo una

significativa reorganización de las redes de drenaje del este de

Córdoba y oeste de Santa Fe (Castellanos 1959; Carignano

1999; Kröhling 1999; Brunetto e Iriondo 2007; Brunetto

2008a) que fundamentalmente generó la interrupción del

escurrimiento superficial hacia el este.

Ambientes pedemontanos

Todo el conjunto de las Sierras de Córdoba está bordeado

por un piedemonte que constituye una faja de transición

entre el ambiente serrano y la llanura. Este cinturón se ex-

tiende desde los últimos afloramientos del área serrana hasta

aproximadamente la curva de nivel de 300 m s.n.m. donde

se observa un cambio de la pendiente general (Figs. 2 y 4).

Se trata de una faja de 20 a 25 km de anchura que mantiene

una altura promedio de 450 m s.n.m. y posee características

bien diferenciadas en cada sector de sierra. El límite occi-

dental del piedemonte es irregular, y presenta numerosos

afloramientos aislados de basamento y rocas sedimentarias

pre-cuaternarias. El frente montañoso llega a la planicie con

un paisaje de colinas suaves y lomas bajas y el ambiente pe-

demontano se integra progresivamente con la Planicie flu-

vioeólica central (llanura Pampeana). El piedemonte oriental

evolucionó como un complejo sistema que combina depósi-

tos de abanicos aluviales y depósitos eólicos retrabajados por

arroyadas mantiformes de pendiente, que se interdigitan y

superponen; avanzando uno sobre otro en función de la dis-

tancia al frente serrano y a las condiciones climáticas pre-

dominantes durante su formación (Fig. 6). Este ambiente in-

cluye tanto los remanentes de dos generaciones de abanicos

aluviales que se acumularon durante el Pleistoceno temprano

y el Pleistoceno medio a tardío, como asimismo, una tercera

acumulación aluvial de abanicos holocenos aún activos.

El piedemonte oriental de las sierras puede sectorizarse

en tres segmentos principales: a) Piedemonte Oriental Norte,

b) Piedemonte Oriental Central, y c) Piedemonte Oriental

de la Sierra de Comechingones.

Piedemonte oriental norte: Se extiende desde el valle del río



Suquía hacia el norte, bordeando la Sierra Chica y la Sierra

Norte (Fig. 2). Está conformado por una pendiente suave y

continua que resulta de la coalescencia lateral de varios aba-

nicos aluviales (bajada), en la que se destacan sólo algunos

abanicos individuales formados por los ríos mayores (aba-

nico de los ríos Carnero, Jesús María, Pinto, Totoral, Macha,

Tulumba, Pisco Huasi, Guayascate, Los Tártagos y Seco).

Los sedimentos de esta bajada se intercalan con un manto

de loess del Pleistoceno tardío y se interdigitan lateralmente

con los del mega-abanico aluvial del río Suquía (en el sector

sur) o con los sedimentos arenosos del campo de dunas de

Las Saladas (en el norte). En general, el paisaje se caracteriza

por las suaves ondulaciones del terreno separadas por depre-

siones muy amplias, de escasa profundidad y fondo plano,

frecuentemente atravesadas por paleocauces.

Al sur del valle de Avellaneda, entre el flanco oriental de

la Sierra Chica y el tramo de la ruta nacional Nº 9 compren-

dido entre la ciudad de Córdoba y Villa del Totoral, se ex-

tiende una franja de terreno ocupada por restos de una an-

tigua bajada que se apoya sobre la paleosuperficie más baja

de la Sierra Chica. Está conformada por depósitos aluviales

del Pleistoceno temprano y medio, que emergen, como lo-

mas redondeadas, aisladas, rodeadas por los sedimentos de

la bajada más joven. En esta zona aún se pueden reconocer

paleomorfologías fluviales (cauces y terrazas).

Piedemonte oriental central: Abarca todo el piedemonte de

las Sierras Chica, Los Cóndores y Las Peñas, desde la ciudad

de Córdoba hasta el río Cuarto. Corresponde a la unidad

geomorfológica creada por Capitanelli (1979a) que deno-

minó Plataforma Basculada. Este sector del piedemonte

oriental está fuertemente controlado por las fallas activas

del Sistema de fallas de la Sierra Chica (en el sentido de Costa

et al. en este volumen) y por la falla de la Elevación Pampe-

ana, que elevan diferencialmente bloques de basamento y

su cubierta sedimentaria cenozoica.

La morfología dominante en esta zona es de lomas ado-

sadas al flanco oriental de las sierras, alargadas en sentido

transversal a ella, con perfil transversal convexo, de cimas

achatadas o planas, en general angostas y que pierden pro-

gresivamente altitud hacia el este. Están formadas por mate-

riales aluviales y tienen una cubierta de limos loessoides o

loess del Pleistoceno tardío. Presentan un diseño de avena-

miento dendrítico con desarrollo de cárcavas de fondo plano,

que suelen superar los 5 m de profundidad. Entre ellas, cabe

citar la cárcava de Corralito, con dos segmentos principales,

uno de 10 m de anchura y 11 m de profundidad y el otro con

40 m de anchura y 20 m de profundidad (Arguello et al. 2006).

Las pendientes son moderadas: de 6 a 10 % en sentido

transversal mientras que en sentido longitudinal varían entre

2 y 4 %.

De acuerdo a la estructura (falla) que controla cada sec-

tor, el Piedemonte oriental central está conformado por las

siguientes unidades: Elevación Pampeana, Valle de Alta Gra-

cia-San Agustín, Bajada de Los Cóndores-Las Peñas y Alto

Estructural El Espinillar-Chucul.

Elevación Pampeana: La zona central del piedemonte orien-

tal de las Sierras Chicas está interrumpida por una dorsal de

origen tectónico que modifica el declive general del terreno

hacia el este. Esta dorsal, conocida como Elevación Pampe-

ana (Bodenbender 1929; Capitanelli 1979a; Gordillo y Len-

cinas 1979) es visible como una pequeña cadena de colinas

que se extiende hacia el sur desde la localidad de La Calera

hasta Las Bajadas, pasando al este de Malagueño, Despeña-

deros y San Agustín (Figs. 2 y 3).

La dorsal está controlada por la falla Elevación Pampe-

ana, de rumbo meridiano, que es la continuación al sur de

la falla La Calera-Salsipuedes. Esta falla, que desplaza un

bloque de basamento y su cubierta sedimentaria -una se-

cuencia de estratos cretácicos, paleógenos, neógenos y pleis-

toceno (tempranos)- presenta su máximo desplazamiento en

la zona norte, donde afloran el basamento y los sedimentos

cretácicos (La Calera y Malagueño) con una disminución

gradual hacia el sur. Ya en la zona de Despeñaderos, por de-

bajo de los sedimentos eólicos del Pleistoceno tardío y Ho-

loceno, sólo emergen sedimentos cretácicos, paleógenos y

neógenos (Carignano y Úngaro 1988a); observándose el

techo del basamento en pequeños afloramientos donde el río

Xanaes corta la elevación. También se aprecia su hundi-

miento hacia el sur en la disminución de su cota desde los

700 m s.n.m. (La Calera) hasta los 590 m s.n.m. (Alta Gra-

cia-Anisacate). Ésta sería una falla normal del Cretácico, in-

vertida por la compresión Andina durante el Cuaternario.

La Elevación Pampeana finaliza sobre el lineamiento

oblicuo de Soconcho que segmenta la Sierra Chica (Martino

et al. 2012) y genera localmente una dorsal transversal a la

Elevación Pampeana llamada Dorsal de Las Bajadas (Fig. 3).

La Dorsal de las Bajadas es un bloque de basamento, cubierto

por una secuencia de sedimentos neógenos y cuaternarios,

basculado al noreste y que intercepta el drenaje del piede-

monte de la Sierra Chica, concentrándolo hacia el sudeste a

través del arroyo Soconcho, que atraviesa el área de noroeste

a sudeste.



A lo largo de su traza, la Elevación Pampeana presenta

una morfología que permite interpretar una flexura mono-

clinal, replicando el estilo geomorfológico de las Sierras

Pampeanas, una pendiente occidental empinada (dada por

una escarpa flexural) y una pendiente estructural oriental de

bajo gradiente que se confunde con las geoformas de la lla-

nura vecina. Fuera del área de colinas bien definidas (Mala-

gueño, Altos de El Durazno, Alto de Fierro y Alto de La Pie-

dra, Despeñaderos, etc.) presenta la morfología de una pla-

nicie ondulada con pendien tes medias próximas al 5 % (Ca-

rignano y Úngaro 1988a; Sanabria y Argüello 2003).

El loess del Pleistoceno tardío que cubre la región enmas-

cara los rasgos morfológicos asociados a la neotectónica, sin

ocultarlos totalmente debido a la presencia del basamento

cristalino y sedimentos cretácicos próximos a la superficie.

Sobre la elevación se ha desarrollado un sistema hidroló-

gico secundario que colecta la escorrentía derivada de la

parte cumbral de las colinas y lomas de Despeñaderos y

desagua en el río Xanaes.

Valle Estructural Alta Gracia - San Agustín: Inmediatamente

al este de la bajada de la Sierra Chica, en la zona proximal

del piedemonte oriental, se ha formado un valle estructural

longitudinal, con orientación N-S, de unos 60 km de longi-

tud y una anchura media de 7 km (Figs. 2 y 3). Está com-

prendido entre la flexura monoclinal de la falla de la Eleva-

ción Pampeana (bloque elevado, al este) y la superficie es-

tructural de la Sierra Chica (bloque hundido, al oeste).

Este valle conforma una pequeña cuenca de sedimenta-

ción continental rellena tanto por sedimentos aluviales grue-

sos, provenientes de las sierras vecinas, como por sedimentos

fluviales de los cursos mayores, loess y sedimentos loessoides

(Carignano y Úngaro 1988a). Mayormente los sedimentos

que se encuentran en la superficie son loess y sedimentos lo-

essoides intercalados con arenas y limos fluviales del Pleis-

toceno tardío-Holoceno y afloramientos de conglomerados

cretácicos.

La Elevación Pampeana ha interceptado el drenaje del

piedemonte de la Sierra Chica, concentrándolo hacia los ac-

tuales colectores principales, los ríos Anizacate y Los Moli-

nos con sus afluentes los ríos San Agustín y Alta Gracia, que

corren por valles fluviales excavados en el fondo de la depre-

sión. Estos valles labrados por los ríos Anisacate, Los Moli-

nos y Xanaes (Segundo), en su interior presentan tres niveles

principa les de terrazas y tienen una profundidad promedio

de unos 25 m, desde el cauce hasta el nivel más alto de las te-

rrazas (Carignano y Úngaro 1988a). Los valles de los dos pri-

meros ríos están labrados sobre los sedimentos fluviales y

eólicos que rellenaron la cuenca formada al oeste de la Ele-

vación Pampeana y, el restante, en parte, sobre aquellos y

sobre los conglomerados de la elevación que fueron atrave-

sados por el río Xanaes (antecedente).

El nivel superior y medio de las terrazas son del tipo corte

y relleno y par o cíclico, que preservan antiguas planicies alu-

viales cubiertas por loess; mientras que el inferior, abarca va-

rios niveles menores de terrazas erosivas acíclicas que inclu-

yen subniveles de terrazas bajas inundables y la planicie de

inundación actual.

Es evidente el control estructural sobre estos valles;

siendo los lineamientos que corren por el eje de ambos los

que condicionan la morfología de las terrazas, coincidiendo

con deslizamientos rotacionales en las terrazas o con rápidos

de los ríos. En las barrancas hay niveles palustres que señalan

la existencia de períodos donde hubo algún tipo de embalse

de aguas o de muy bajo potencial de escurrimiento. Sobre la

superficie de las terrazas altas de los ríos Anisacate y Los

Molinos, especialmente en las del primero, se observan nu-

merosas paleogeoformas vinculadas a ríos de alta sinuosidad

como paleocauces meandriformes, oxbows, barras y espiras

meandrosas, etc. (Carignano y Úngaro 1988a). Esas formas,

mayormente vinculadas a sistemas de alta sinuosidad y am-

bientes de baja energía con sedimentación de materiales me-

dios a finos, contrastan notablemente con la dinámica actual

del río que es netamente erosiva y de transporte, la que pro-

voca un entallamiento rectilíneo del cauce y la rectificación

en algunos meandros encajados. Esto podría estar vinculado

con episodios de reactivación de las fallas que originan la

Elevación Pampeana.

El Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín sobre su

extremo oeste, fuera de la zona de influencia fluvial, presenta

un nivel de abanicos aluviales fósiles del Pleistoceno tardío,

que están en un estadio incipiente de erosión y pequeños

abanicos activos muy restringidos en extensión.

Bajada de Los Cóndores - Las Peñas: Comprende el área pe-

demontana de las Sierras de Los Cóndores y Las Peñas, al sur

del río Ctalamochita hasta el arroyo Tegua (Figs. 2 y 3). Es

una franja de terreno ocupada por restos de una antigua ba-

jada, conformada por depósitos aluviales del Plioceno y del

Pleistoceno temprano y medio, que se apoya sobre la paleo-

superficie más baja de esta sierra, y que está cubierta por se-

dimentos aluviales y eólicos cuaternarios. El basamento está

aflorando en algunas lomas localizadas al pie de las sierras,

siempre cubierto por calcretas, y en una franja de aproxi-



madamente 15 km hacia el este se lo ha identificado a pro-

fundidades del orden de 30, 50, 80 y más de 100 m, confor-

mando una serie de bloques diferencialmente ascendidos.

Los remanentes de la bajada antigua aparecen como lomas

redondeadas aisladas, rodeadas por sedimentos pleistoce-

nos, y en ella, aún se reconocen paleomorfologías fluviales

(cauces y terrazas).

La poca altura relativa de estas sierras (del orden de 200

m) respecto a las llanuras y valles circundantes, condicionó

el desarrollo de cuencas de drenaje pequeñas (Fig. 2), por lo

que la bajada más joven fue construida por sistemas fluviales

de poca envergadura y escurrimientos mantiformes causados

por precipitaciones locales, los que removilizaron sedimen-

tos eólicos que cubrieron las serranías en los ciclos áridos del

Cuaternario. Estos sistemas fluviales generaron abanicos

aluviales de poca extensión que, en sus porciones medias y

distales, interdigitan las secuencias aluviales con sedimen-

tos loéssicos.

Perfiles descriptos en barrancas de arroyos, cárcavas e in-

formación proveniente de perforaciones hidrogeológicas

(30–185 m de profundidad) y sondeos eléctricos verticales

(Lutri 2013), indican el dominio de sedimentos neógenos y

cuaternarios arenosos a limosos, algunos niveles de paleo-

suelos intercalados (horizontes Bt y Ck), calcretas y, subor-

dinadamente, secuencias arenosas gruesas-gravosas, espe-

cialmente en el sector proximal y asociados a las fajas fluvia-

les de los arroyos de Las Peñas y Tegua.

El arroyo Tegua, de carácter antecedente, ha generado un

abanico aluvial (Fig. 2), en el que han sido reconocidas se-

cuencias fluviales pleistocenas de alta energía (Formación

Chocancharava, Olthoff et al. 2012). Posteriormente, con-

forme al levantamiento de las sierras ocasionado por acción

neotectónica, el arroyo ha incidido el abanico aproximada-

mente 15 m, labrando terrazas y profundizando su cauce

(Orozco 1998, Gallo 2011; Sagripanti et al. 2012).

La secuencia neógena descripta por Bonalumi et al.

(2005), Olthoff et al. (2012) y Lutri (2013) incluye aflora-

mientos antiguos, localizados como remanentes en las lomas

próximas a las sierras, de secuencias conglomerádicas (For-

mación Villa Belgrano asignada al Plioceno y Formación

Estancia Belgrano/Formación Alpa Corral correspondientes

al Pleistoceno temprano), sedimentos pleistocenos medio-

tardío y holocenos fluviales/aluviales (formaciones Cho-

cancharava, Las Lajas), eólicos y facies de flujos densos-arro-

yada difusa (Formación Pampiano, La Invernada, Laguna

Oscura). En un perfil N-S, esta bajada tiene forma convexa

y sus mayores elevaciones se corresponden al sector central,

el cual presenta menores signos de degradación. Puede di-

vidirse en tres sectores morfológicamente diferentes: Bajada

de la sierra de Los Cóndores, Sector Central y Sector Sur.

La bajada de la Sierra de Los Cóndores se extiende desde

el río Ctalamochita hasta el lineamiento homónimo, mos-

trando una marcada pendiente hacia el NE del orden de

1–1,8 %, lo cual condiciona la dirección de los escurrimien-

tos superficiales que conforman un sistema subparalelo-

dendrítico que desagua en el río Tercero; y más hacia el este

la pendiente es inferior (0,3–0,4 %). Esta red se está reinsta-

lando e integrando sobre una más antigua a través de un

marcado proceso de carcavamiento. Todo este sector pre-

senta un relieve de lomas suaves que conforman interfluvios

donde la erosión areolar ha decapitado los horizontes de

suelos desarrollados sobre secuencias eólicas (Formación La

Invernada). En las zonas bajas se acumulan sedimentos de

arroyada difusa (formaciones Las Lajas, Laguna Oscura). El

arroyo los Cóndores, que colecta el drenaje de la vertiente

oriental de la sierra homónima, está controlado por una

estructura submeridiana que define una loma paralela al

frente montañoso donde afloran rocas de basamento (Bo-

nalumi et al. 2005).

El sector central se ubica desde el lineamiento Los Cón-

dores hasta el sector de La Dormida-Puerta Colorada, en el

extremo norte de la Sierra de las Peñas. Aquí la bajada se ex-

tiende más hacia el oeste, penetrando en el ambiente serrano.

En el sector proximal afloran numerosas lomas de basa-

mento aisladas, rodeadas de secuencias aluviales cuaterna-

rias. Presenta una pendiente hacia el noreste (1,3–0,9 %) y

un relieve en general fuertemente ondulado, generado por

la marcada incisión de la red de drenaje, la cual evidencia

distintos ciclos de actividad. Igual que en el sector de Los

Cóndores, aquí se observan paleomorfologías de una red

dendrítica, con colectores subparalelos de dirección SO-NE

y fondo plano (ca. 200 m de anchura), sobre la que se está

instalando el sistema actual, con cárcavas que alcanzan entre

7-10 m de profundidad. En las partes cumbrales de las lomas

se exponen secuencias loéssicas de la Formación La Inver-

nada (Pleistoceno tardío-Holoceno temprano).

El sector austral se extiende al sur del abanico del arroyo

Las Peñas, donde el paisaje está más suavemente ondulado

y la bajada tiene pendiente hacia el este. Presenta un grado

de disección menor, asociado tanto a los sistemas de cárcavas

instaladas en paleocanales o sobre la red vial, como al arroyo

Boca del Sauce. Este último exhibe un modesto paleoaba-

nico aluvial (Fig. 2), al pie de las sierras, que actualmente

descarga en el arroyo Tegua. En el sector proximal se obser-



van numerosas lomas de rocas de basamento, en algunos si-

tios cubiertas por secuencias aluvio-coluviales antiguas y cal-

cretas (Formación Estancia Belgrano, Bonalumi et al. 2005)

Todos los cursos que drenan la bajada de la sierras de los

Cóndores y de Las Peñas son efímeros y, a excepción del

sector norte, la red de drenaje ingresa a la Planicie fluvio eó-

lica central y, natural o artificialmente, se dirige hacia el S-SE

y se integra al sistema del arroyo Tegua-Dalmacio Vélez, que

descarga en la depresión del Saladillo (Fig. 2).

Alto Estructural El Espinillar - Chucul: Es un alto generado

por una falla asociada al extremo sur de la Sección Las Peñas

del sistema de fallas de la Sierra Chica (Costa et al. en este

volumen) con posible actividad cuaternaria (Gallo 2011;

Bettiol 2012; Sagripanti et al. 2011; Sagripanti et al. 2012).

Hacia el norte y sur limita con las fajas fluviales del arroyo

Tegua-Mosuc Mayú y el río Cuarto, respectivamente, los que

atraviesan el área en sentido oeste-este y NO-SE, condicio-

nados por estructuras o lineamientos (Sagripanti et al. 2012).

Su límite occidental coincide con la prolongación al norte de

la traza de la falla de Levalle (Degiovanni et al. 2005) y en él

se ubican las mayores alturas (540 m s.n.m.).

La unidad presenta un relieve fuertemente ondulado,

con desniveles locales del orden de 40–60 m, llegando hasta

80 m en algunos sitios. Su configuración interna se vincula

a la presencia de bloques menores delimitados por sistemas

de estructuras de rumbo NE-SO, NO-SE y norte-sur, que

controlan la red de drenaje de diseño angular. Los altos más

significativos son: El Espinillar (470 m s.n.m.) y Chucul-

Charras (440–410 m s.n.m.), al norte y sur, respectivamente,

y Los Algarrobos (465 m s.n.m), en la zona central. Hacia el

oeste el relieve está conformado por lomas amplias de techo

plano y flancos extendidos con pendientes de 1–0,6 %, mien-

tras que hacia el este son lomas redondeadas con gradientes

más cortos y superiores al 2 %.

Este alto constituye el área de nacientes de los arroyos

Carnerillo y Chucul (Fig. 2), los que con sus tributarios son

responsables de la disección que muestra la unidad. Estos cur-

sos presentan un valle angosto y estabilizado, en el cual la es-

correntía ha al incidido en toscas, generando un nivel terraza.

Estudios gravimétricos muestran que, en el Alto del Es-

pinillar, el basamento se ubica a una profundidad de aproxi-

madamente 300 m (Gallo 2011). En superficie están expues-

tos sedimentos aluviales, coluviales y eólicos neógenos y cua-

ternarios, entre los que se destacan potentes secuencias de

limos-arenosos muy finos (pleistocenos) y arenosos muy

finos a finos (holocenos), asignados a las formaciones Pam-

piano, La Invernada y Laguna Oscura (Milicich 2010).

Esta elevación muestra una sobreimposición de sedimen-

tos y morfologías eólicas, que suavizan las formas preexis-

tentes. Se distinguen dunas longitudinales SO-NE (holoce-

nas y más antiguas) muy disipadas y megadunas parabólicas

NNE-SSO (PEH; Cantú 1992; Degiovanni et al. 2005) dis-

persas en toda la unidad, especialmente en el sector centro-

norte y de hasta 4,5 km de eje mayor.

Sobre la base de posibles restos de fulguritas (referidas

como “escorias”) encontrados en las cubetas de deflación, las

megadunas parabólicas, situadas en las cabeceras del arroyo

Carnerillo, fueron interpretadas como cráteres de impacto

meteorítico (Schultz y Lianza 1992), mientras que otros au-

tores sostienen una génesis por deflación (Cione et al. 2002,

Degiovanni et al. 2005).

Complementan el paisaje eólico grandes áreas deflacio-

nadas, en cuyo piso afloran secuencias sedimentarias más

cementadas (ej. Formación Pampiano, niveles de tosca). En

la actualidad, algunas de ellas, constituyen las nacientes del

arroyo Carnerillo y otros sistemas menores. En los ciclos

más secos estas depresiones están sujetas a erosión eólica y

presentan eflorescencias salinas.

Piedemonte Oriental de la Sierra de Comechingones: Se ex-

tiende a lo largo de ca. 200 km, desde el valle estructural de

La Cruz, al norte, hasta el 20 km al sur de la localidad de

Chaján (Figs. 2 y 3), con una anchura del orden de 20–35 km

y una altura variable entre 800 y 500 m s.n.m., registrándose

las mayores alturas en el sector central (cuenca del río Cho-

cancharava). El límite occidental del piedemonte es irregu-

lar, presentando numerosos afloramientos aislados de ba-

samento, vulcanitas cretácicas y rocas sedimentarias pre-

cuaternarias que yacen sobre la paleosuperficie de la Sierra

de Comechingones (Fig. 4). El basamento se pierde por de-

bajo de sedimentos aluviales y loessoides, en un paisaje de

colinas suaves y lomas bajas conformado por el ambiente pe-

demontano que más al este se integra transicionalmente con

la Planicie Arenosa del Sur (llanura Pampeana). Esta unidad

a gran escala presenta un relieve que varía de moderado a

fuertemente ondulado, asociado a la presencia de bloques

de basamento elevados diferencialmente por neotectónica,

yuxtaposición y/o coalescencia de abanicos aluviales, inci-

sión fluvial, sedimentación y erosión eólica. En función de

ello, se la puede zonificar en tres segmentos, que de norte a

sur son:

• Sector Valle de la Cruz: constituye el extremo meridio-

nal del sistema de valles estructurales longitudinales com-



prendidos entre las Sierras Grande y Chica, está abierto hacia

el sur y sudeste integrándose transicionalmente a la llanura

pampeana (Figs. 2 y 3). El sector norte, que desagua en el

Embalse Río Tercero y tiene como colector principal al río

de Los Sauces-La Cruz, fue incluido en la unidad Valles se-

rranos, mientras que el extremo sur, drenado por la cuenca

del arroyo Tegua, se integra a esta unidad. Este sector pre-

senta un relieve fuertemente ondulado, debido a la impor-

tante incisión fluvial de una paleored de drenaje del Pleis-

toceno medio (Degiovanni y Cantú 1997), cuyos interfluvios

principales son altos estructurales transversales al valle

(oeste-este), como el de Elena y Mosuc Mayú (Degiovanni y

Cantú 1997), al norte y sur, respectivamente. El primero

(750–630 m s.n.m) constituye la divisoria entre la cuenca del

río Ctalamochita y la del arroyo Tegua, mientras que el se-

gundo alto (800–560 m s.n.m) conforma el límite entre las

cuencas del mencionado arroyo Tegua y la cuenca del río

Chocancharava. Ambos altos estructurales tienen más de

100 m de desnivel local, cumbres ligeramente planas tendi-

das hacia el este, y pendientes del orden de 1 a 2,5 % en sus

flancos. Toda el área fue cubierta por depósitos loéssicos del

Pleistoceno tardío-Holoceno, que suavizaron el paisaje y

obliteraron el sistema de drenaje anterior. Desde el restable-

cimiento de condiciones más húmedas (Holoceno) se reini-

ció el proceso de incisión sobre la paleored existente, el cual

continúa hasta la actualidad. Las cuencas de los arroyos El

Cano, San Antonio, San Francisco y Mosuc Mayú (tributa-

rios del Tegua) evidencian procesos de integración en el úl-

timo siglo (Magnante et al. 2012, 2014). Numerosas perfo-

raciones hidrogeológicas (30–150 m de profundidad) y son-

deos eléctricos verticales (SEV) muestran que, en los inter-

fluvios mayores, el basamento está a una profundidad muy

variable (30, 80 y más de 150 m) y cubierto por depósitos do-

minantemente limo-arenosos finos con niveles de calcretas

intercalados y potentes secuencias fluviales areno-gravosas

(Matteoda 2013). En las lomas se exponen secuencias loéssi-

cas-loessoides pleistocenas, con paleosuelos, mientras que

en los canales incididos afloran secuencias finas cementadas,

intercaladas con fluviales de alta energía del Pleistoceno tem-

prano a medio, que están cubiertas por sedimentos de arro-

yada difusa y eólicos.

La neotectónica es causante de algunos ajustes en la red

fluvial, como ocurre con el arroyo El Barreal, controlado por

la falla de la Sección Las Peñas del Sistema de fallas de la

Sierra Chica (Gallo 2011, Costa et al., en este volumen).

• Sector Rodeo Viejo: Se extiende desde el alto de Mosuc

Mayú hasta el arroyo La Barranquita, abarcando todo el alto

de Rodeo Viejo (700–650 m s.n.m.). Comprende una antigua

bajada dislocada tectónicamente y disectada por los tribu-

tarios del río Chocancharava (Barrancas-Seco, San Barto-

lomé-La Invernada, Las Cañitas y Piedras Blancas) y del

arroyo Santa Catalina (La Colacha, Cipión, Barranquita y

Knützen). Estos cursos han incidido fuertemente el terreno,

generando un relieve ondulado muy irregular, con desniveles

locales del orden de 50–70 m, con máximos de hasta 120 m.

En las cercanías de la localidad de Cuatro Vientos y, espe-

cialmente en la cuenca del arroyo La Colacha, hay procesos

de carcavamiento muy intensos (Sánchez y Blarasín 1987,

Cantú et al. 2009). Su configuración está controlada por es-

tructuras de rumbo NE-SO, NO-SE y norte-sur, que contro-

lan la red de drenaje y delimitan bloques, de relieve muy

suave en el sector cumbral, que presentan una pendiente más

pronunciada hacia el norte (0,9–2 %) y una tendida hacia el

sur (inferior 1,2 %). En sentido oeste-este, toda el área mues-

tra un relieve más regular y plano (gradiente 0,2–0,4 %),

hasta el borde oriental del abanico del río Seco, donde se

eleva el alto de Santa Rita (670–630 m s.n.m., Póveda 2014)

con un desnivel de 10–30 m. Desde allí hacia el este co-

mienza el extremo sur del Alto estructural El Espinillar-

Chucul, actualmente disectado por los tributarios del arroyo

Chucul. La cuenca alta del arroyo Cipión drena un escarpe

erosivo, cuya altura disminuye hacia el noreste, asociado a

un nivel de pedimentación (Carignano et al. 1999; Degio-

vanni et al. 2003) que exhibe algunas morfologías residuales

(Cerro Intihuasi, El Cerrito, El Rancho), con calcretas en su

parte superior.

Los bloques que conforman el sector están constituidos

por sedimentos aluviales neógenos con niveles de paleo-

suelos y calcretas (Eric 1986; Cantú 1992; Andreazzini y De-

giovanni 2011) de espesores muy variables (0–55–90–130 m

en 7/10 km de distancia) según perforaciones realizadas

por Agua y Energía Eléctrica (1967). En el río Las Barrancas,

Eric (1986) y Cantú (1992) identificaron tres secuencias de

abanicos aluviales (plio-pleistocenas a holocenas), y el río

Seco, en su tramo final, ha construido un abanico aluvial his-

tórico, con ápice en el sector pedemontano (paraje Río Seco),

asociado a una estructura submeridiana regional (falla río

de Los Sauces, Degiovanni y Cantú 1997). A excepción de

las fajas fluviales, toda la región está cubierta por depósitos

eólicos (mayormente loessoides) que suavizan el relieve.

Sector Achiras: Se extiende desde el arroyo Barranquita

hasta el extremo sur de la Sierra de Comechingones. Se pre-

senta como una llanura moderadamente ondulada, con pen-

diente hacia el sudeste del orden de 1 a 0,5 % y desniveles lo-



cales del orden de 30–40 m. Se identifican numerosos pa-

leocauces correspondientes a diferentes abanicos aluviales de

los arroyos Las Lajas, Achiras, Zelegua y La Cruz, cuyos ápi-

ces se sitúan inmediatamente a la salida de las sierras o en el

sector pedemontano. Éstos conforman una red distributaria

de alta densidad, tienen un diseño rectilíneo con algunos tra-

mos de baja sinuosidad y anchuras medias de aproximada-

mente 100–120 m (Doffo 2007; Degiovanni 2008; Doffo et

al. 2010). Su expresión topográfica es mínima debido a la cu-

bierta eólica arenosa del Holoceno tardío.

Las lomas de este sector están constituidas por capas de

sedimentos eólicos removilizados, en forma de flujos man-

tiformes o flujos densos, provenientes de las serranías (Cantú

et al. 2009; Giuliano Albo 2013). Degiovanni (2008) y Doffo

(2007) describen para este ambiente una alternancia de se-

cuencias fluviales, con niveles de arroyada difusa, depósitos

eólicos lóessicos, paleosuelos y calcretas. Toda el área está

cubierta por sedimentos eólicos arenosos finos (holocenos)

que conforman dunas longitudinales de orientación SSE-

NNO muy disipadas; sobre las que se han generado dunas

parabólicas durante tiempos históricos, de orientación NNE-

SSO y dimensiones muy variables (500–3.000 m), asociadas

a cubetas de deflación, ocupadas por lagunas y humedales.

El área está atravesada por la falla activa de Las Lagunas,

que genera una escarpa en contrapendiente al piedemonte

y desplaza secuencias del Pleistoceno tardío-Holoceno (Sa-

gripanti 2006; Costa et al. en este volumen), al pie de la men-

cionada estructura se han generado lagunas (Chañarito,

Suco, Seca y Turnbull) y bañados, parcialmente drenados por

los arroyos del Gato, Suco y Salas (Fig. 2). Todos estos am-

bientes deprimidos están sujetos a procesos de salinización

y deflación en épocas secas. La falla de Las Rosas, paralela a

la anterior y situada hacia el sudeste, también evidencia ac-

tividad cuaternaria (Sagripanti 2006), dislocando la bajada

e interrumpiendo el drenaje, generando lagunillas y baña-

dos alineados, que ocupan paleocanales en las nacientes del

arroyo Sampacho (Degiovanni 2008). La falla de Las Lagunas

desplaza rocas precámbricas y paleozoicas, que emergen

como cerros relícticos en medio de una cubierta cuaternaria

de potencia variable. Estos son cerros residuales de la paleo-

superficie que corona el flanco este de la sierra de Comechin-

gones. Entre ellos se destacan el Sampacho y el Suco, con un

desnivel local del orden de 80–130 m, compuestos por rocas

de basamento cristalino precámbrico y areniscas paleozoicas,

respectivamente.

La falla Las Lajas-Sampacho (Sagripanti 2006), de rumbo

NO-SE, también tiene manifestación morfológica en el pie-

demonte, elevando bloques de basamento con cerros relíc-

ticos (Los Gemelos y cerro Áspero).

Alto estructural de Chaján: Es una morfoestructura gene-

rada por una falla asociada al extremo sur del Sistema de falla

Comechingones (Costa et al. 2003, 2005) y fallas transver-

sales de orientación NO-SE (Fig. 2), que elevan un bloque

de basamento en cuyo techo se preserva la paleosuperficie

de la Sierra de Comechingones, la que está cubierta por se-

dimentos cuaternarios de espesor muy variable.

La unidad presenta, en su borde noroccidental, un relieve

ondulado con desniveles del orden de 30–40 m, y máximos

de 90 m, por la presencia de cerros residuales de la paleosu-

perficie (Cerros, Blanco, Negro, Divisaderos, La Paraguaya,

etc.) que emergen de la cubierta de sedimentos cuaternarios

(Carignano et al. 1999; Degiovanni 2008). Hacia el sudeste

de esa cadena de cerros, el relieve está conformado por lomas

amplias de techo plano y flancos muy extendidos con pen-

dientes bajas, donde sobresalen restos de domos volcánicos

cretácicos muy erosionados asociados a la paleosuperficie

(Cerros La Leoncita, Garrapata, La Piedra y La Madera). Este

alto constituye el área de nacientes del arroyo Chaján y sis-

temas menores, los que con sus tributarios son responsables

de la disección que muestra la unidad (Fig. 2).

El bloque elevado ha sido cubierto por un manto de ma-

teriales arenosos del extremo noroccidental del Mar de

Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c), especialmente desde

el Holoceno superior, cuando se depositaron materiales are-

nosos que conforman las dunas longitudinales (SSE-NNO)

y parabólicas sobreimpuestas (sur-norte) que también cu-

bren el sector Achiras del piedemonte de la Sierra de Come-

chingones.

La unidad presenta numerosos bajos asociados a paleo-

cauces, corredores interdunas y cubetas de deflación que

están ocupadas por lagunas. Cuando en estos bajos queda

expuesta la interfase basamento-sedimentos, que está a

pocos metros de profundidad, en épocas húmedas aflora la

freática. Una de estas depresiones se localiza al oeste de la

localidad de Chaján y presenta cubetas alineadas y dunas pa-

rabólicas en sentido oeste-este, mientras que el otro, situado

hacia el este, es un extenso humedal salino de orientación

submeridiana, que constituye el área de nacientes de un tri-

butario menor del arroyo Chaján (Degiovanni 2008).

Alto estructural de Levalle

Es una dorsal de origen tectónico que emerge de la pla-

nicie arenosa del sur interrumpiendo su declive hacia el este



(Fig. 2). Esta morfoestructura está generada por la falla del

Tigre Muerto que es una antigua falla cretácica, de rumbo

submeridiano, asociada al rift intracratónico de Levalle

(Chebli et al. 1999, 2005) que ha sido invertida tectónica-

mente durante el Cenozoico, y deforma una secuencia de es-

tratos cretácicos, paleógenos, neógenos (Chebli et al. 1999,

2005) y sedimentos del Pleistoceno temprano, que no afloran

en superficie. Esta falla es el límite occidental del alto de Le-

valle, que también estaría marginado en su borde norte y

oriental por estructuras con posible actividad neotectónica

(fallas Las Lajas y Reducción; Degiovanni et al. 2005).

A lo largo de su traza, el alto de Levalle presenta una

morfología que permite interpretar una flexura monoclinal,

replicando el estilo geomorfológico de las Sierras Pampea-

nas, con una pendiente occidental empinada (dada por una

escarpa flexural) y una pendiente estructural oriental de bajo

gradiente que se confunde con las geoformas de la llanura

vecina. Esta gran loma de perfil transversal asimétrico tiene

una extensión de ca. 70 km, extendiéndose desde San Am-

brosio (al norte) hasta cercanías de La Cautiva (al sur). Sus

cotas varían entre 370 y 210 m s.n.m. con un desnivel local

del orden de 15 a 60 m, registrándose los mayores valores en

su borde occidental y norte (pendientes variables entre 1,5 a

2 %), mientras que hacia el sur y este paulatinamente (0,5 a

0,7 % de pendiente) se sumerge en la llanura circundante.

Su sector cumbral es suavemente ondulado asociado a la

presencia de dunas longitudinales de rumbo SO-NE muy

disipadas, las cuales hacia el sector nororiental conforman

un campo bien preservado, con dunas de hasta 6–8 km de

longitud (Cantú y Degiovanni 1984; Degiovanni et al. 2005).

Dicho campo de dunas está constituido por sedimentos de

la Formación Laguna Oscura, de edad Holoceno tardío

(Cantú 1992) que apoyan sobre sedimentos arenosos finos-

limosos pleistocenos (Formación La Invernada; Cantú 1992).

La unidad no presenta rasgos fluviales, excepto en sus bor-

des, donde el escurrimiento superficial genera leves procesos

de erosión hídrica (surcos, cárcavas). Perforaciones hidro-

geológicas de hasta 120–150 m de profundidad (Cabrera y

Blarasín 1993, Cabrera 2009) indican un dominio de mate-

riales eólicos arenosos muy finos limosos con algunos niveles

de calcretas.

El alto de Levalle junto con el de El Espinillar-Chucul

podrían considerarse la continuación al sur del cordón de

Sierras Chicas (Fig. 2), y la falla del Tigre Muerto podría ser

una prolongación del extremo sur de la Sección Las Peñas

del Sistema de falla de la Sierra Chica.

Planicie fluvioeólica central

La Planicie fluvioeólica central, definida por Carignano

(1996, 1997a y b, 1999), es una extensa llanura que se ubica

al este de las Sierras de Córdoba, aproximadamente entre

los 31°00’S y los 33°20’S y entre los 62°00’O y los 64°00’O.

Tiene una superficie de más de 35.000 km2 y sus extremos

altitudinales se ubican en los 400 y 80 m s.n.m. Está formada

por grandes abanicos aluviales coalescentes generados por

los ríos que tienen sus nacientes en las Sierras Grandes y

descargan sus aguas hacia oriente: Suquía y Xanaes, que des-

embocan en la Laguna Mar Chiquita y los ríos Ctalamuchita

y Chocancharava, que se unen para formar el río Carcarañá

y desaguar en el río Paraná (Fig. 2). La planice está confor-

mada entonces por los paleoabanicos aluviales y las fajas

fluviales de cada uno de los cuatro ríos principales citados.

Tal como lo señalara Carignano (1996, 1997a y b, 1999),

cada uno de estos mega-abanicos está construido por yux-

taposición, incisión y progradación de sucesivos abanicos

aluviales generados por el mismo río en diferentes estadios

(Fig. 6), y cuya posición estuvo fuertemente controlada por

los cambios climáticos ocurridos durante el Cuaternario y

por la actividad neotectónica (Degiovanni et al. 2005). Estos

abanicos se formaron por acumulación de sedimentos alu-

viales y fluviales y a expensas de la removilización hídrica

del loess que se acumuló en gran parte del área durante los

períodos secos del Cuaternario Superior.

Así, se conformó un complejo ambiente donde el depó-

sito primario de loess fue alterado por los ríos con significa-

tiva capacidad de transporte de sedimentos (Fig. 6). Eso dio

origen a depósitos de apariencia loéssica con evidencia de

acción fluvial. Frenguelli (1925), en un excelente trabajo,

distingue la existencia de loess primarios y retransportados.

En ese sentido Smalley (1972) demostró la importancia de

la interacción de los grandes ríos con los depósitos primarios

de loess, confirmando las observaciones pioneras de Fren-

guelli.

La extensión y forma muy suavemente convexa a casi

plana de los grandes abanicos los hace imperceptibles en la

morfología plana del loess (Fig. 2). Es así como en casi todos

los trabajos se mencionan sedimentos loéssicos en general

y subordinadamente sedimentos aluviales. Los abanicos alu-

viales están compuestos por facies de canales entrelazados,

canales meandriformes, llanuras de inundación y palustres.

Dentro de la unidad tanto en sentido vertical como lateral,

las típicas facies fluviales alternan con facies netamente eó-

licas. Excepto la zona apical, casi toda la unidad está cons-

tituida por sedimentos finos a muy finos, fundamental-



mente limos y arenas finas. En los interfluvios y en las áreas

distales de la planicie, el depósito de loess aparece en su es-

tado primario. En estos lugares se observan los típicos per-

files de loess ampliamente descriptos por numerosos autores

(Döering 1907; Bodenbender 1890, 1905, 1921; Frenguelli

1918, 1921, 1925, 1931, 1945, 1957; Bertoldi de Pomar 1953;

Cantú y Blarasin 1987, Kröhling 1999; Kröhling e Iriondo

1999).

La complejidad estratigráfica de este ambiente se simpli-

fica desde el punto de vista geomorfológico. Con la ayuda de

imágenes satelitales se pueden distinguir los cuatro extensos

abanicos aluviales formados por el Suquía, Xanaes, Ctala-

mochita y Chocancharava, separados en sus zonas apicales

por grandes interfluvios (donde exclusivamente se depositó

loess) e interdigitados en sus zonas medias y distales (Ca-

rignano 1996, 1997a y b, 1999).

Esta planicie se caracteriza por un paisaje plano o casi

plano dominado por la dinámica de los grandes ríos que han

formando amplias llanuras aluviales donde se reconocen

diversos tipos de canales, terrazas, lagunas semicirculares,

así como llanuras de inundación abandonadas y una gran

cantidad de paleocauces, entre otras formas fluviales (Fer-

pozzi 1988a y b; Carignano 1996, 1997a y b, 1999; Degio-

vanni y Blarasín 2005, Kröhling 1998). Esta morfología típica

de la planicie demuestra la ocurrencia de numerosos cam-

bios en su dinámica acontecidos durante el Cuaternario tar-

dío (Carignano 1996, 1997a y b, 1999; Degiovanni et al. 2005;

Degiovanni 2008; Kröhling e Iriondo 1999). En la zona pe-

demontana y apical de los mega-abanicos, las fajas fluviales

de casi todos los ríos tienen un marcado control estructural,

que provoca cambios muy notables en su orientación y di-

seño de cauce (Figs. 2 y 3), resultando en un control sobre la

dirección de los cursos, un marcado entallamiento del cauce

en un valle fluvial relativamente angosto y con varios niveles

de terrazas, además de una variación significativa en el di-

seño de la traza del cauce principal, entre sistemas entrela-

zados y meandriformes.

Se observa que el drenaje y la dinámica actual de estos

cursos principales conservan las características desarrolladas

durante del Pleistoceno tardío (Carignano 1996, 1997a y b,

1999): durante los períodos lluviosos las fajas fluviales au-

mentan su caudal e incrementan su capacidad de carga, la

que depositan al llegar a sus respectivos niveles de base; en

los períodos secos sus trayectos se acortan, los cursos pierden

capacidad de carga, generando un acercamiento de los aba-

nicos aluviales al piedemonte (Fig. 6). Especialmente en la

última centuria se han producido profundos cambios por

acción antrópica, ya sea en las áreas de interfluvio como en

la red de drenaje (presas, canalizaciones, trasvases, drenaje

de humedales, extracción de áridos, entre otras). Estas inter-

venciones provocaron cambios en los caudales líquidos y

sólidos y en el gradiente de los cursos y han desencadenado

o bien potenciado cambios en el diseño del canal, incisión y

erosión retrocedente en cuencas medias y bajas, incremento

de sedimentación en áreas de descarga, pérdida de condicio-

nes endorreicas, entre otras.

La mayor parte de la planicie fluvioeólica central está

conformada por los abanicos y fajas fluviales de los ríos Su-

quía, Xanaes, Ctalamochita y Chocanchavara. En la parte

distal de la planice predominó la acumulación de limos eó-

licos sobre los fluviales, por lo que este sector se ha discri-

minado bajo la denominación planicie loéssica de Marcos

Juarez-Corral de Bustos. Esta parte de la planicie es atrave-

sada por la faja fluvial del río Carcarañá.

Paleoabanico aluvial del río Suquía (río Primero): Este pa-

leoabanico, de ca. 4.000 km2, está compuesto por superposi-

ción y progradación de cinco abanicos cuyos ápices en orden

de antigüedad y sentido de progradación se ubican: en la ciu-

dad de Córdoba (el primero) donde el río ingresa al piede-

monte, en la zona de Capilla de Los Remedios (el segundo),

en Río Primero (el tercero), luego el río forma dos abanicos

más, que son parcialmente coalescentes y cuyos ápices se

ubican en Obispo Trejo (el cuarto), y en la zona de Santa

Rosa de Río Primero (el quinto) que corresponde al abanico

más reciente.

Los tres primeros abanicos están ensamblados sucesiva-

mente entre sí, en forma telescópica, y el río se ha encajado

en ellos formando varios niveles de terrazas. Estos abanicos

más antiguos están cubiertos por loess y se encuentran inci-

didos por redes de drenaje locales que presentan un diseño

subparalelo convergente que deja amplios interfluvios. El

paisaje dominante en ellos es un relieve caracterizado por la

alternancia de lomas y amplios bajos casi planos, con pen-

dientes promedio que no superan el 5 %. Las lomas presen-

tan un típico perfil transversal convexo algo aplanado con

vertientes largas y ligeramente rectilíneas y los bajos, se pre-

sentan amplios y de fondo cóncavo a plano, con orientación

predominante SO-NE, siendo la mayor parte de ellos paleo-

cauces cubiertos por loess.

El abanico cuyo ápice se ubica en la zona de Obispo Trejo

fue generado por la confluencia de un antiguo cauce del río

Suquía y el río Jesús María; su parte distal se interna como

un amplio y bien reconocible arco en el borde noroeste de la



Laguna Mar Chiquita (Figs. 2 y 7). En el presente se encuen-

tra cubierto por el campo de dunas de Las Saladas-Campo

Mare, que habría sido formado por erosión y removilización

de las arenas fluviales de este abanico. El abanico más re-

ciente que se extiende desde Santa Rosa de Río Primero y

entre la Laguna del Plata y La Para, se caracteriza por la mi-

gración lateral de fajas fluviales, constituidas por amplias pla-

nicies de inundación con canales meandriformes bien des-

arrollados. Ambos abanicos son coalescentes en sus sectores

medios y están separados en la zona distal por una zona ele-

vada que se extiende al norte de la línea que une Villa Fon-

tana con Campo Mare; y por la costa desde la saliente de

Campo Mare hasta unos 15 km al norte. Ese tramo de costa

de la laguna es recto y contrasta notablemente con los arcos

irregulares que conforman los abanicos (Figs. 2 y 7).

Estos abanicos están cubiertos por un manto de sedi-

mentos eólicos, del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano

(Kröhling e Iriondo 1999) que enmascaró la morfología de

los abanicos (Fig. 6). Los procesos de acumulación eólica-

deflación posteriores imprimieron rasgos más notorios al

paisaje, remodelando principalmente las áreas de canales, ge-

nerando dunas parabólicas y longitudinales asociadas, así

como importantes agrupaciones de dunas barjanoides y

hoyas de deflación.

Faja fluvial del río Suquía (río Primero): Las primeras refe-

rencias sobre estudios de la cuenca del río Suquía se remon-

tan a fines del siglo XIX (Bodenbender 1890 y 1894) e inicios

del siglo XX (Bodenbender 1921). Santa Cruz (1972), Capi-

tanelli (1979a), Carignano (1996, 1999) y Quintana Salvat y

Barbeito (1999) han abordado la geomorfología de este río,

especialmente en la zona próxima a las sierras.

El río Suquía nace de la confluencia de los ríos San An-

tonio y Cosquín, en el valle de Punilla, a los que se les une el

de Los Chorrillos y el Arroyo de Las Mojarras. En la actua-

lidad sus aguas se encuentran represadas por el dique San

Roque. Su cuenca tributaria media, de escasa importancia,

está formada por las aguas de la vertiente oriental de la Sierra

Chica (arroyos Mal Paso, La Quebrada, Unquillo y Reduc-

ción), que colecta el río Ceballos (o arroyo Saldán) en Villa

Warcalde. A partir esta confluencia, el Suquía se dirige hacia

el este, en dirección a la ciudad de Córdoba, donde recibe al

arroyo La Cañada y continúa con igual orientación hasta la

localidad de Capilla de los Remedios, donde cambia su curso

hacia el noreste. A partir de la ciudad de Río Primero, me-

diante alternativos ensanchamientos y estrechamientos de

su cauce, comienza a dividirse en varios brazos que divagan

en una planicie aluvial de pendiente casi nula, hasta desem-

bocar en la Laguna del Plata (Mar Chiquita). Entre el dique

San Roque y la laguna Mar Chiquita, tiene una extensión

aproximada de 200 km.

El valle del Suquía en el tramo serrano (entre el dique

San Roque y Villa Warcalde) se caracteriza por presentar en

su interior una serie de meandros encajados en rocas del

basamento y sedimentos cretácicos. En el segmento del pie-

demonte, su valle está excavado en sedimentos pliocenos y

pleistocenos y presenta una anchura media de 1 a 2 km. Allí

se reconocen cuatro niveles de terrazas asimétricas, limita-

das por taludes de 10 a 20 m de altura y de alto gradiente

(11–20 %). Las terrazas más antiguas se elevan 40–42 m y

22–25 m sobre el nivel del río, 10–12 m las terrazas interme-

dias y 3–4 m las más recientes (Frenguelli 1957). Entre el lí-

mite oriental de la ciudad de Córdoba y hasta Santa Rosa de

Río Primero, sólo continúan dos niveles de terrazas en un

valle de 1 km de anchura media. A partir de allí el río pre-

senta un nivel de terraza baja inundable que desaparece algo

más al noreste, siendo reemplazada por una planicie fluvial

de unos 5 km de anchura. Ésta contiene un cauce que mues-

tra un marcado aumento de su sinuosidad, definiendo un

segmento de 50 km con diseño meandriforme (rectificado

en algunos tramos por canalización) hasta la Laguna del

Plata, donde forma un protodelta en la zona llamada Boca

de los Algarrobos. Este último tramo es una planicie de unos

12 km de anchura, que está dominada por numerosos paleo-

cauces y geoformas fluviales de alta sinuosidad, entre las que

se destacan dos cauces bien definidos, denominados brazo

Nuevo y brazo Viejo. Este último, ahora devenido en paleo-

cauce, transportaba el mayor caudal hasta 1886, cuando cre-

cientes excepcionales provocaron una avulsión hacia el brazo

Nuevo (Bodenbender 1894; Bertoldi de Pomar 1953), confi-

gurando la desembocadura actual.

Paleoabanico aluvial del río Xanaes (río Segundo): El pa-

leoabanico del río Xanaes cubre una superficie de ca. 8.000

km2. Está compuesto por una sucesión y progradación de

cinco abanicos cuyos ápices se ubican: unos 10 km al este de

Despeñaderos (el primero, más antiguo y casi impercepti-

ble), en Río Segundo-Pilar (el segundo), en Villa del Rosario

(el tercero) y en El Tío (el cuarto); ubicándose unos 12 km

al sur de Jerónimo Cortés se ubica el ápice del abanico más

reciente (el quinto).

El principal abanico que conforma este sistema (siendo

el mayor) tiene su ápice pocos kilómetros aguas arriba de las

ciudades de Río Segundo-Pilar, prolongándose con direc-



ción SO-NE con cotas entre 390 y 75 m s.n.m. Este abanico

se extiende, al norte, desde un paleocauce que nace cerca de

Despeñaderos (diferenciable claramente en imágenes sate-

litales), y con dirección SO-NE pasa por Lozada, Cañada de

Machado, Pedro Vivas y cerca de Santa Rosa de Río Primero,

se integra con el sistema de paleocauces del Paleoabanico del

Suquía. Otro canal principal de la zona norte del paleoaba-

nico, que corre sobre la margen izquierda del valle del Xa-

naes, pasa por Santiago Temple y con dirección SO-NE se

prolonga hasta muy cerca de la Laguna del Plata, estando

ocupado en los 20 km finales por la cañada del Manantial,

actual afluente del río Suquía (Carignano y Úngaro 1988a).

Esta cañada ocupa una depresión de 600 m de anchura, limi-

tada por barrancas de 1 m de altura media. Hacia el sur, el

paleoabanico abarca un sistema de paleocauces que con di-

rección NO-SE pasa por Laguna Larga, Impira, Las Junturas,

que forman las nacientes del Arroyo Las Junturas-Calchín

(el paleocauce más grande y austral del Xanaes), y luego en

dirección OSO-ENE continúa por Sacanta hasta la depresión

de Jeanmarie, a la cual ingresa cerca de Devoto (Fig. 2).

Los canales de mayor jerarquía del abanico en la zona

media a distal se disponen con un trazado subparalelo al de

la faja actual del Xanaes (Carignano y Úngaro 1988a). Los

interfluvios muestran un patrón radial, generado por los me-

canismos de avulsión de los canales. El área localizada al

oeste del canal Plujunta y al norte del río Xanaes corresponde

a un sector de mayor cota relativa del paleoabanico con pen-

diente de muy bajo gradiente regional al noreste, escasa ero-

sión fluvial y potente cubierta loéssica, sobre la que se han

desarrollado suelos con perfiles evolucionados. Este paisaje

presenta localmente un suave microrelieve alterado por la

aparición de algunas hoyas de deflación, dunas disipadas y

cañadas.

Los materiales que componen el sistema deposicional del

abanico están formados por sedimentos finos (arenas muy

finas a limos arcillosos, Formación Lagunilla del Plata del

Pleistoceno tardío; Kröhling e Iriondo 1999) y arenas finas

a medias limitadas a las fajas generadas por los canales prin-

cipales, de dirección general SO-NE y reconocibles por tra-

mos de 15 km de longitud individual típica. El modelo indi-

vidual de dispersión de los derrames fluviales asociados a los

canales del abanico, que forman un típico diseño distributa-

rio, permite inferir su extensión areal y morfología original,

reconocible en imágenes satelitales pero de difícil identifica-

ción en el campo (Fig. 2).

El segundo abanico, de acuerdo a su tamaño, que com-

pone el sistema del Xanaes se ha desarrollado en ambiente

típico de llanura (con cotas entre 140 y 75 m s.n.m.), con

ápice inmediatamente al este del sector donde comienza el

tramo canalizado del río Plujunta (área de El Tío) y limitado

al este por la escarpa de flexura del Sistema de fallas Tostado-

Selva. Presenta un paisaje de llanura suavemente ondulada,

con leve pendiente al noreste. Es un área intensamente afec-

tada por derrames del abanico y posteriormente sometida a

acción eólica, que generó lomas y depresiones con orienta-

ción preferencial al noreste. Este abanico presenta una ele-

vada densidad de canales recientes, lo que demuestra que la

avulsión y migración de canales secundarios fueron frecuen-

tes. Se destaca allí una faja con un anchura típica de ca. 5 km

que presenta una alta concentración de canales. Algunos de

ellos, con rumbos SO-NE y oeste-este y reconocibles por tra-

mos de pocos cientos de metros a 5 km de longitud, 8 a 10

m de anchura y traza irregular a meandrosa, tienen buena

expresión en el paisaje, debido a su reciente edad y a su grado

de incisión (entre 0,5 y 3,5 m bajo el nivel general de la su-

perficie del abanico). Actualmente estos canales están inac-

tivos desde el canal Plujunta. Numerosas cañadas aparecen

en el área. Los sedimentos superficiales están afectados por

pedogénesis incipiente ya que están sometidos a la acción de

una capa freática salina fluctuante en el perfil.

El sistema depositacional del paleoabanico del Xanaes

está cubierto por un potente manto de loess del Pleisto-

ceno tardío-Holoceno temprano (Formación Tezanos Pinto,

Kröhling e Iriondo 1999), que colmató y enmascaró en alto

grado los canales del abanico y en menor medida las áreas

intercanales (Fig. 6). Los procesos de deflación y acumula-

ción eólica posteriores remodelaron parcialmente los inter-

fluvios y generaron campos de dunas y hoyas de deflación.

Los primeros definen un paisaje suavemente ondulado, con

lomas arenosas y materiales más finos en las áreas de inter-

dunas, mientras que en otros sectores la arena fina cubre

todo el paisaje formando un delgado manto, estabilizado por

el desarrollo de suelos. Las dunas del ambiente distal del aba-

nico aparecen en general con alto grado de disipación, reco-

nociéndose como lomas de perfil convexo en su cumbre y

vertientes rectas en sus flancos, elongadas en dirección ge-

neral SO-NE, de 200 a 600 m de longitud individual, 400 m

de anchura máxima y hasta 2 m de altura relativa. En un

sector de la planicie entre las fajas fluviales de los ríos Xanaes

y Ctalamochita (entre las localidades de Villa del Rosario,

Río Primero y Río Segundo) aparecen pequeños campos de

dunas parcialmente disipadas, con un relieve interno de 3 a

4 m y con una distancia entre crestas de 200 y 400 m. Estos

campos de dunas, principalmente generados por deflación



de los materiales de derrame del abanico del Xanaes, se en-

cuentran separados por sectores planos horizontales, donde

dominan materiales loéssicos. Las cubetas de deflación son

un rasgo morfológico difundido, especialmente en el área

distal del abanico. Son depresiones elongadas con rumbo

SO-NE y otras circulares, con diámetros típicos entre 200 y

300 m y profundidad menor a 1 m, actualmente ocupadas

por lagunas temporarias.

Faja fluvial del río Xanaes (río Segundo): El río Xanaes o

Segundo nace de la confluencia de los ríos Anisacate y Los

Molinos (este último represado desde 1953), en el valle de

Alta Gracia-San Agustín, al noroeste de la localidad de Des-

peñaderos. Desde allí se dirige al noreste con un diseño rec-

tilíneo con marcados cambios de dirección y atravesando la

Elevación Pampeana (Figura 2 y 3), llegando a adquirir un

diseño angular hasta la ciudad de Río Segundo desde la cual,

con dirección noreste, mantiene un curso aproximadamente

paralelo al Suquía. Después de atravesar la localidad de Arro-

yito, tuerce su curso al norte, hacia la Laguna Mar Chiquita.

La longitud del río Xanaes, calculada entre la falda oriental

de la sierra y la costa de Mar Chiquita, es de unos 270 km.

El valle del río Xanaes, hasta aproximadamente 20 km al

este de su inicio, presenta una anchura de 1,5 km y tres ni-

veles de terrazas; desde allí y hasta Capilla del Carmen (15

km aguas abajo de Villa del Rosario) sólo se reconocen dos

niveles (Carignano y Úngaro 1988a). A partir de este sitio las

terrazas gradualmente desaparecen, el valle se ensancha no-

tablemente (de 3 a 6 km) y su cauce se separa en varios bra-

zos sobre una planicie en la que se destacan numerosas pa-

leoformas fluviales pertenecientes a dos sistemas superpues-

tos: uno meandriforme y otro entrelazado (Carignano y

Úngaro 1988a). En la zona próxima a Villa del Tránsito estos

sistemas convergen hacia un canal único meandriforme, que

continúa su recorrido por una planicie fluvial de 1 km de

ancho, hasta las proximidades de El Fuertecito, donde se des-

vía por una canalización artificial realizada sobre un paleo-

cauce (Cañada Plujunta), hasta desembocar en la Laguna

Mar Chiquita, al SO de la ciudad de Miramar.

Kanter (1935) describe las características hidrológicas del

área previamente a la canalización de la Cañada Plujunta,

con el objetivo principal de drenar la zona anegable conocida

como pantanos boscosos de El Tío. Antes de la canalización

(1927), el río circulaba por una serie de canales menores, in-

cluso ocupando parcialmente varias cañadas que hacia el este

se integraban en el arroyo de los Guevara y que hacia el nor-

este se unían al arroyo Saladillo, formando un curso que lle-

vaba la denominación de río Segundo Viejo (o arroyo del

Garabato) y que con rumbo sur-norte y SSO-NNE drenaba

la depresión de Jeanmarie. El tramo final del río Xanaes ocu-

paba un valle de 5 km de anchura, que se extiende entre Je-

rónimo Cortés y la escarpa del Sistema de fallas Tostado-

Selva, donde se divide en varios brazos de carácter tempo-

rario, los que ocasionalmente llegaban hasta la laguna La

Africana (Carignano y Úngaro 1988a y b).

El río Xanaes ha generado deltas en las desembocaduras

de la cañada Plujunta y de su antiguo cauce en la laguna Mar

Chiquita (Martínez 1991).

Paleoabanico aluvial del río Ctalamochita (río Tercero): Es

el mayor de los paleoabanicos de la planicie fluvioeólica cen-

tral (ca. 14.000 km2) y está conformado por la superposición

de cuatro abanicos principales cuyos ápices se ubican: entre

Almafuerte y Río Tercero (el primero), en Pampayasta (el se-

gundo), a 5 km al este de Arroyo Algodón (el tercero) y en

Villa María (el cuarto).

Este enorme paleoabanico definido por Ferpozzi (1988a

y b) y Carignano (1996, 1997a y b, 1999) se extiende desde

el piedemonte de la sierra de Los Cóndores (390 m s.n.m.)

hasta la depresión tectónica Cañada de San Antonio (100 m

s.n.m.), con la que limita por el oriente y la planicie loéssica

de Marcos Juárez-Corral de Bustos (110 m s.n.m.), ubicada

al ESE, de la que está separada por el río Saladillo (Fig. 2).

Hacia el norte está marginado del piedemonte por un sis-

tema de paleocauces que parten, en dirección SO-NE, desde

el ápice de Almafuerte-Río Tercero, pasando por Colonia Al-

mada, Oncativo hasta Las Junturas donde se integran con el

sistema austral de paleocauces del Xanaes (arroyo Las Jun-

turas-Calchín), desde donde coalesce con el paleoabanico

del Xanaes (Fig. 2). Por el sur, se extiende hasta un sistema

de paleocauces cubiertos por loess, que con dirección NO-

SE, parte desde Río Tercero pasando al sur de Tancacha, Her-

nando y Dalmacio Vélez. A partir de esta última localidad

los paleocauces son más definidos y se integran en el Arroyo

Chazón que más al sureste desemboca en la depresión de Sa-

ladillo, y que oficia de límite con el paleoabanico del Cho-

cancharava (Fig. 2).

Los dos abanicos más antiguos se encuentran completa-

mente cubiertos por un manto de loess y sólo son reconoci-

bles por la presencia de paleocauces que presentan un diseño

distributario radial, que parte de los ápices mencionados.

Estos paleocauces no han sido completamente obliterados

por la cubierta loéssica y son perfectamente reconocibles en

las imágenes satelitales y modelos digitales del terreno. Los



paleocauces mayores aún funcionan como sistemas indepen-

dientes drenando parte de la llanura (Arroyos Las Junturas,

Algodón, Las Mojarras, Cabral, etc.).

Los abanicos cuyos ápices se ubican en Arroyo Algodón

y Villa María (los más nuevos) son coalescentes lateralmente

y sus partes externas se integran en una extensa planicie de

derrames distales que hacia el sureste, transicionalmente se

integra con la planicie loéssica de Marcos Juárez-Corral de

Bustos.

El paleoabanico de Arroyo Algodón se presenta como

una planicie muy suavemente ondulada, con leve pendiente

al noreste, que se caracteriza por la presencia de una gran

cantidad de fajas fluviales constituidas por planicies aluviales

bien definidas surcadas por paleocauces meandriformes, con

evidencias de frecuentes avulsiones y migración de canales

secundarios. Algunos de estos cauces, que presentan una

orientación SO-NE y oeste-este, son bien reconocibles por

su traza irregular a meandrosa y porque no han sido com-

pletamente cubiertos por el loess. La mayoría de ellos son

inactivos (aunque muchos han sido canalizados artificial-

mente) y están afectados por erosión eólica, que ha excavado

cubetas de deflación circulares en su interior, favorecida por

la presencia de una freática salina fluctuante que aflora en

períodos húmedos.

Los paleocauces de la zona distal de este abanico adquie-

ren un diseño subparalelo bien definido y están siendo pro-

fundizados por erosión retrocedente iniciada en la depresión

tectónica Cañada de San Antonio.

El abanico de Villa María conforma una amplia planicie

con pendiente muy baja al sureste, que se destaca por sus pa-

leocauces de orientación oeste-este y NO-SE, separados por

extensos interfluvios casi planos, y porque alberga la faja flu-

vial activa del río Ctalamochita.

Este abanico se encuentra cubierto por un manto de loess

que hacia el sur, gradualmente se hace arenoso; coinciden-

temente con la aparición de un sistema de dunas longitudi-

nales, muy disipadas, de orientación SSO-NNE, a las que se

asocian corredores de deflación de igual dirección, que se le

sobreimpone e interfiere con el drenaje. Estas dunas marcan

el límite septentrional del Mar de Arena Pampeano definido

por Iriondo (1990) e Iriondo y Kröhling (1996).

En toda la zona sur, como en la sudoriental y oriental, el

paleoabanico del Ctalamochita está afectado por procesos de

deflación que han generado dunas parabólicas con cubetas

de deflación en su interior, y ahondado tramos de paleocau-

ces, los que están ocupados por lagunas efímeras y bañados,

muy condicionados por la posición de la freática.

Faja fluvial del río Ctalamochita (río Tercero): El río Ctala-

mochita está formado por la confluencia de los ríos Santa

Rosa, Grande y de la Cruz, cubierta actualmente por los

lagos artificiales de los embalses de Cerro Pelado (1986) y

Río Tercero (1936). Luego de atravesar la Sierra Chica, por

un valle con meandros encajados en rocas del basamento y

sedimentos cretácicos, continúa su recorrido hacia el este y,

al norte de la ciudad de Almafuerte, siendo nuevamente em-

balsado con la presa de Piedras Moras (1979). Desde allí con-

tornea el extremo sur de la Elevación Pampeana (bordeando

la Dorsal de Las Bajadas) y alcanza el piedemonte, excavando

un valle estrecho (0,5 a 2 km de anchura) y profundo, donde

ha labrado tres niveles de terrazas que se extienden hasta 5

km al este de la ciudad de Río Tercero. Luego continúa en-

cajado en un valle muy angosto de 0,5 a 1 km (Fig. 3) con

dos niveles de terrazas hasta la localidad de Pampayasta;

donde se reconoce el ápice de un paleoabanico pleistoceno.

Desde allí continúa hacia el sudeste, marginado por un solo

nivel de terrazas bajas, hasta la ciudad de Villa María. El

tramo del cauce que se extiende hasta 15 km al este de la ciu-

dad de Bell Ville presenta un notable aumento de sinuosidad,

estando incidido en la llanura entre 6 y 8 m. El último seg-

mento del cauce actual, de dirección NO-SE, está represen-

tado por segmentos rectilíneos cortos unidos por curvas

suaves, limitado por barrancas de 6 a 10 m de altura. El valle

que lo contiene está poco insinuado en el paisaje y aparece

compuesto por pendientes laterales simples y fondo cón-

cavo, sin terrazas asociadas. Tiene 1,5 a 2 km de anchura y

profundidades que se acentúan gradualmente en dirección

aguas abajo (desde 1 a 8 m) y se extiende hasta la localidad de

Saladillo donde confluye con el río Chocancharava (Cuarto).

Paleoabanico aluvial del Río Chocancharava (Cuarto): Este

paleoabanico, de aproximadamente 6.000 km2, tiene cuatro

ápices principales que de oeste a este se sitúan: 6 km aguas

arriba de la ciudad de Río Cuarto, en la zona donde el río in-

tercepta la prolongación austral del Sistema de fallas de la

Sierra Chica frente al alto del Espinillar-Chucul; en San Am-

brosio, coincidente con el extremo norte del bloque de Le-

valle; en proximidades de Reducción, cuando el curso in-

gresa a la llanura y en La Carlota, previo a su ingreso a la de-

presión del Saladillo. Tal como lo señalara Carignano (1996,

1997a y b, 1999), esta megaforma está construida por yuxta-

posición, progradación e incisión de abanicos aluviales cuya

posición estuvo fuertemente controlada por los cambios

climáticos ocurridos durante el Cuaternario (Fig. 6) y secun-

dariamente por actividad neotectónica (Degiovanni et al.



2005). El paleoabanico del río Chocancharava se desarrolla

hacia ESE-SE, entre los 470 y 120 m s.n.m., y está mejor re-

presentado hacia la margen sur del cauce actual. Su perfil

longitudinal tiene una pendiente de 0,4–03 % hasta Reduc-

ción y desde allí hacia el este, disminuye a 0,2–0,1%. En corte

transversal, en general, muestra un perfil ligeramente con-

vexo inclinado hacia el sur, con gradientes muy suaves (0,3–

0,1%). Presenta un relieve moderado a suavemente ondu-

lado (desniveles del orden de 2–10 m) resultado de la inter-

ferencia, durante el Pleistoceno tardío y Holoceno, de la ac-

tividad fluvial del río Chocancharava con la eólica asociada

a la construcción del gran Mar de Arena Pampeano (Iriondo

1990a, b y c; 1999). En consecuencia, el paisaje conforma un

mosaico compuesto por paleocanales de orientación domi-

nante oeste-este y NO-SE (al norte y sur del cauce actual, res-

pectivamente), cubiertos y/o modificados por deflación y

acumulación eólica asociada a vientos del SSO y NNE. En

las áreas deprimidas se desarrollan ambientes lagunares y

de bañados. Toda el área está cubierta por depósitos areno-

sos finos a muy finos, con potencias variables, que constitu-

yen campos de dunas longitudinales holocenas con variado

grado de disipación y dunas parabólicas sobreimpuestas, al-

gunas de las cuales presentan sectores activos. Cantú y De-

giovanni (1984) y Degiovanni et al. (2005) identifican tres

sectores: a) planicie medanosa con paleocanales cubiertos,

b) planicie medanosa con paleocanales anegados y c) sistema

lagunar La Felipa.

a) La planicie medanosa con paleocanales cubiertos com-

prende el sector occidental de este abanico y una faja situada

a ambos lados del curso actual, donde el relieve es más ele-

vado, el nivel freático está más profundo, la cubierta eólica

es importante y la mayoría de los paleocanales permanecen

secos la mayor parte del año. Localmente el relieve es ondu-

lado y las morfologías eólicas se superponen a las fluviales

ortogonalmente. Así, se reconocen bajos elongados en direc-

ción NO-SE, discontinuos y sinuosos, con anchura variable

entre 100 y 350 m correspondientes a paleocanales de mo-

derada sinuosidad, cubiertos por un patrón de dunas longi-

tudinales de orientación SO-NE a las que se asocian corre-

dores de deflación de igual dirección. En la actualidad algu-

nos de ellos se inundan estacionalmente y constituyen bajos

hidrohalomórficos. Dispersas en todo el sector, pero concen-

tradas preferentemente al sur de Las Acequias, Reducción y

Alejandro, se disponen dunas parabólicas históricas (PEH,

Cantú 1992), de hasta 3 km de eje mayor, cuyas cubetas son

ocupadas por lagunas en los ciclos más húmedos. En este

sector (especialmente al oeste de Reducción), Degiovanni y

Doffo (1993) y Blarasín (2003), en base a perfiles expuestos

y perforaciones hidrogeológicas, describen la alternancia de

secuencias fluviales areno-gravosas hasta arenosas medias,

con otras más finas fluviales y eólicas. Los materiales más

gruesos se vinculan a ciclos fluviales de mayor energía y

clima más húmedo, del Pleistoceno medio-tardío y más an-

tiguos, mientras que los más finos a los ciclos más áridos

(Pleistoceno tardío y Holoceno tardío principalmente) y

comprenden secuencias fanglomerádicas, arenosas finas,

loéssicas con niveles de calcretos.

b) La planicie medanosa con paleocanales anegados es

un ambiente de pendiente general inferior al 0,2 % que se re-

conoce en el sector sur-sudeste del abanico y se caracteriza

por presentar una condición de drenaje impedido, ya que el

nivel freático está muy próximo a la superficie o aflorando.

La densidad de paleocanales es más alta y la mayoría de ellos

están ocupados por lagunas en rosario, de carácter perma-

nente, asociadas a otras que sólo se anegan en los ciclos más

húmedos. Las depresiones que ocupan estos humedales no

conservan sus formas primitivas ya que han estado sujetas a

distintos ciclos de deflación, proceso que aún continúa en

los períodos secos, donde se exponen extensas planicies sa-

lino-alcalinas. Los paleocanales tienen sinuosidad variable,

desde rectilíneos hasta meándricos regulares, y tal como ya

se indicara en este capítulo, tienen continuidad hacia el este

(Santa Fe). La potencia de la cubierta eólica es variable y las

dunas longitudinales tienen menor expresión, aunque al

sur de Los Cisnes y de La Carlota se reconoce un sistema de

lagunas elongadas situadas en corredores de deflación. En

algunos sectores dominan patrones de acumulación-defla-

ción mientras que en otros, hay importantes cordones me-

danosos parabólicos, parcialmente activos. Los materiales

que componen esta unidad también reflejan la alternancia

de episodios fluviales/aluviales, lagunares, eólicos y pedoge-

néticos, pero dada su posición en la cuenca, en general las

secuencias cuaternarias aluviales son finas (Degiovanni et al.

2005; Blarasín 2003; Chiappero 2013).

c) El sistema lagunar La Felipa se localiza al sur de la lo-

calidad de Ucacha, en el sector medio septentrional del aba-

nico, donde los paleocanales se interdigitan con el sistema

del arroyo Chucul. Presenta un relieve ondulado con pen-

dientes generales del 0,2 al 0,4 % y locales de hasta 2,5 %, ori-

ginado por una sucesión de dunas longitudinales de orien-

tación aproximada N 20–25° E entre las que se sitúan cuer-

pos lagunares, elongados en la misma dirección, ocupando

los sectores más deprimidos de los corredores intermédanos,

sometidos a intensa deflación (Degiovanni et al. 2012). Las



lagunas presentan un perfil asimétrico donde la mayor pro-

fundidad se localiza en el borde oriental. Muchas de ellas

están colmatadas o en vías de colmatación constituyendo

áreas de bañados. Entre las más importantes merecen ci-

tarse la laguna La Felipa, con una superficie actual de ca. 3

km2 pero con un área ya sedimentada del orden de los 30

km2. El arroyo Chucul interconecta, ya sea naturalmente o

canalizado, varias de estas lagunas donde desarrolla peque-

ños lóbulos deltaicos. En distintos sectores del área existen

evidencias de paleoactividad fluvial, muy disipados por la

cubierta eólica arenosa holocena.

Faja fluvial del río Chocancharava (río Cuarto): Comienza

a partir de la unión de los ríos Piedras Blancas y Las Cañitas

y pocos kilómetros aguas abajo recibe a los ríos San Barto-

lomé/La Invernada y de las Barrancas/Seco. En el sector pe-

demontano su traza está fuertemente controlada por estruc-

turas conjugadas de rumbo SO-NE y NO-SE y, en menor

grado norte-sur. En general todos los tributarios exhiben una

tasa de incisión importante en este ámbito. La faja fluvial del

sistema Piedras Blancas-río Cuarto y hasta la confluencia

con el río Seco, tiene dirección SO-NE, ancho variable entre

600–1500 m, dos niveles de terrazas, canal rectilíneo y lecho

dominantemente rocoso/cohesivo, con rápidos y saltos me-

nores, observándose “meandros rectangulares” encajados o

semiconfinados en secuencias cementadas de la Formación

Pampiano (Pleistoceno medio a tardío) o Chocancharava

(Pleistoceno tardío). A partir de los aportes de los ríos Las

Cañitas, San Bartolomé y muy especialmente del río Seco,

se incrementa marcadamente la carga de fondo areno-gra-

vosa, el canal se ensancha y adopta un diseño entrelazado

ligeramente sinuoso (Ulla 2008).

A diferencia de los cursos anteriores, este río no atraviesa

obstáculos estructurales significativos, desde que abandona

el piedemonte y rápidamente adopta las características de un

río de llanura, con cauce muy ancho y lecho arenoso. Desde

la confluencia con el río Seco y hasta la ciudad de Río Cuarto,

corre en dirección NO-SE por una extensa planicie aluvial

de unos 2 km de anchura media (y de hasta 4 km en proxi-

midades de la ciudad homónima), con cauce de baja a mo-

derada sinuosidad (Degiovanni et al. 2005), con dos niveles

de terraza hasta el paraje Colonia del Carmen. Desde este

sitio y hasta 20 km al este de Río Cuarto, profundiza su valle

manteniendo los 2 km de anchura media, controlado por

estructuras tectónicas y presentando tres niveles de terrazas.

En distintos segmentos de este tramo se exponen sedimentos

cohesivos pleistocenos (toscas) en el lecho.

Desde Río Cuarto y hasta la localidad de Reducción fluye

en dirección este y, a partir de las fallas de Reducción y Ale-

jandro Roca-Pampayasta, cambia su dirección hacia el sud-

este (Degiovanni et al. 2005). Desde unos 10 km al oeste de

Reducción presenta un cauce con un patrón meandriforme

de alta sinuosidad y elevada tasa de estrangulamiento en una

llanura aluvial bien desarrollada en la que se destacan me-

andros abandonados, algunos ocupados por cuerpos lagu-

nares. En este tramo, se identifica un nivel de terraza muy

discreto que se extiende hasta un poco al este de Alejandro

Roca. A partir de allí, el río mantiene un curso general hacia

el ESE encajado en sus antiguos derrames, hasta alcanzar

aguas abajo de La Carlota una zona muy plana prácticamente

horizonal, con depresiones generadas por deflación eólica

que dan origen a grandes bañados.

La cuenca baja está caracterizada por un curso de sec-

ción transversal reducida, canalizado en su tramo final, que

ingresa a los bañados del Saladillo e incide en una serie de

abanicos de derrames de edad holocena (Degiovanni et al.

2005). Aguas abajo de La Carlota se reconocen varios pale-

ocauces; el río presenta un cauce meandriforme con direc-

ción general al este, donde es canalizado hacia la laguna de

Olmos o bañados del Saladillo. Hasta allí el curso del Cho-

cancharava tiene una extensión de aproximadamente 300

km. A partir de los bañados del Saladillo continúa hacia el

noreste, con la denominación de río Saladillo, hasta confluir

con el Ctalamochita, próximo a la localidad Saladillo, y for-

mar el Carcarañá. En este tramo el valle fluvial tiene entre

2 y 5 km de anchura y profundidades cercanas a los 10 m, y

está parcialmente cubierto por un campo de dunas holoceno.

Cerca de su confluencia con el Ctalamochita se asocia al

cauce del Saladillo un nivel de terraza discontinuo.

Faja fluvial del río Carcarañá: Los estudios sobre el río Car-

carañá se iniciaron con los trabajos de Pasotti y Castellanos

(1963). Posteriormente Vázquez et al. (1979) y Capitanelli

(1979) realizan descripciones hidrológicas y geomorfológi-

cas respectivamente. Pasotti (1963) reconstruye la historia

hidrológica destacando que el primer segmento del Carca-

rañá, de rumbo OSO-ENE pudo corresponder a un tramo

del Saladillo, previo al levantamiento del bloque de Arms-

trong (parte sur del Bloque San Guillermo). Según la autora,

al unirse el Ctalamochita al Saladillo se establece un nuevo

nivel de base para el primero (río Paraná) y el inicio de la

fase de incisión por erosión retrocedente hasta alcanzar el

tramo meandriforme del Ctalamochita, en la Provincia de

Córdoba. Pasotti y Albert (1991, 1995) avanzan en las des-



cripciones hidrológicas de detalle, mientras que Kröhling

(1998, 1999) realiza un estudio geomorfológico y la estrati-

grafía del Cuaternario tardío de la cuenca.

El río Carcarañá nace de la confluencia de los ríos Ctala-

muchita y Chocancharava, fluye hacia el este y próximo al

arroyo de las Tortugas se desvía hacia el sudeste por control

estructural, uniéndose al arroyo más al sur y manteniendo

un rumbo norte-sur, formando el limite interprovincial

Córdoba-Santa Fe. Aguas abajo recibe al arroyo de Las Mo-

jarras y, con dirección general SO-NE y evidente control es-

tructural cruza a la Provincia de Santa Fe hasta desembocar

en el río Coronda frente a Puerto Gaboto, próximo al río

Paraná. Tiene unos 240 km de largo y diseño meandriforme

encajado.

La faja fluvial superior del Carcarañá en Córdoba atra-

viesa la Planicie Loéssica de Marcos Juárez-Corral de Bustos

con rumbo general oeste-este, formada por una sucesión de

segmentos de distinta orientación, controlados por el pa-

leodrenaje y los sistemas de fracturas. Ocupa un valle fluvial

de 3 a 10 km de anchura, limitado por pendientes bien defi-

nidas, con profundidades medias de entre 14 y 20 m y máxi-

mos de hasta 30 m (en segmentos menores). En algunos sec-

tores su fondo está formado por toscas, las que por su mayor

resistencia a la erosión dan origen a pequeños saltos y rápi-

dos del cauce actual. En algunos sitios aparece un nivel de

terraza de 200 a 400 m de anchura, limitado por barrancas

de varios metros de altura que localmente colapsan por des-

lizamientos rotacionales.

Planicie loéssica de Marcos Juárez - Corral de Bustos: Cons-

tituye el extremo este y sudeste de los abanicos aluviales de

la Planicie fluvioeólica central (Fig. 2), con los que se conecta

muy transicionalmente a través de un ligero cambio de pen-

diente entre las partes distales de estos, representados por

vertientes de gradiente muy reducido, que se unen a los sec-

tores planos casi horizontales de esta sub-unidad. Se destaca

por la presencia de una red de paleovalles fluviales de direc-

ción general SO-NE, siendo muchos de ellos la continuación

del sistema de grandes paleocauces de los abanicos de los

ríos Ctalamochita, Chocancharava y Popopis. En el sector

noreste, está limitada por la escarpa de la falla San José del

Salteño, que la conecta con la depresión de San Antonio.

Hacia el sur, se extiende hasta los valles actualmente ocupa-

dos por los arroyos de Las Tortugas y de Las Mojarras, en el

límite interprovincial; en el sudeste la unidad se continúa

en la Provincia de Santa Fe.

Los paleovalles alcanzan 200 a 500 m de anchura regular

y 2 a 8 m de profundidad, estando suavizados por la cubierta

loéssica del Pleistoceno tardío (Formación Tezanos Pinto).

Localmente pueden reconocerse en su fondo segmentos de

paleocauces rectos o presentando curvas suaves, de 1 a 5 km

de longitud y de 50 a 100 m de anchura común y traza recta.

Algunos paleocauces son diferenciables en imágenes sateli-

tales a partir de la alineación de hoyas de deflación de hasta

100 m de diámetro, siguiendo el rumbo de dichos cauces. En

general, los paleocauces se encuentran actualmente ocupa-

dos por cañadas (ej. cañada Santa Lucía) y las hoyas conver-

tidas en lagunas temporarias (Kröhling 1998).

Paleocauces de baja significancia morfológica y sutil ex-

presión en fotomosaicos e imágenes satelitales (depresiones

poco profundas y limitadas por pendientes de muy bajo gra-

diente, cubiertos por loess y en general cultivados) constitu-

yen un típico patrón colinear de dirección general SO-NE

(tramos de 2 a 5 km de longitud y de 25 a 100 m de anchura

y afectados por el desarrollo de hoyas de deflación de 50 a

150 m de diámetro). Dichos paleocauces fueron descriptos

por Pasotti y Canoba (1979) como paleocañadas, es decir,

antiguas cañadas consecuentes generadas durante un pe-

riodo húmedo, que atraviesan de manera ortogonal bloques

tectónicos menores de la región y que se presentan rectas,

subparalelas y con un espaciamiento regular.

En el sudeste de la unidad (área de Camilo Aldao), los

paleocauces alcanzan mejor definición, integrándose hacia

las lagunas Jume y de Las Mojarras. Estas lagunas perma-

nentes ocupan depresiones de origen eólico, que se han

desarrollado sobre un paleocauce localizado en el fondo de

un paleovalle principal. Los paleocauces presentan anchura

variable debido a la presencia de hoyas de deflación elipsoi-

dales excavadas en su interior (con eje mayor de orientación

SO-NE). Estas depresiones están anegadas y sus bordes re-

saltados por concentraciones salinas. El paleovalle del arroyo

de Las Mojarras presenta un perfil asimétrico de aproxima-

damente 4 km de anchura y 25 m de profundidad respecto a

la pendiente lateral izquierda. En su tramo inferior, un pa-

leocauce con sinuosidad media y de 400 a 600 m de anchura

ocupa el fondo del valle; alcanzando este en su tramo final

alcanza un anchura de 2 km, representado por un plano de

muy baja pendiente y anegable. El arroyo está canalizado

en su mayor parte.

Los paleovalles de la unidad que se extiende al sur del río

Carcarañá fueron interpretados por Iriondo (1987) como

geoformas generadas por el río Popopis. Según dicho autor,

estos valles se desarrollaron a favor de lineamientos tectó-

nicos preexistentes y fueron modificando la traza según la



dinámica hídrica, hasta que el proceso se interrumpía por

avulsión, lo que explicaría la transición observada en imá-

genes satelitales entre fajas rectas y sinuosas.

El área sur de la unidad (especialmente al sur de Corral

de Bustos-Monte Maíz) comprende el límite transicional

entre el Mar de Arena Pampeano (al sur) y la Faja Periférica

Loéssica (al norte) -Kröhling 1998-. En imágenes satelitales,

las zonas con predominio de arena eólica sobre loess, de unos

pocos cientos de metros a varias decenas de kilómetros de

superficie, se destacan a partir de sus diferencias tonales y

texturales. En el paisaje se diferencian sectores planos hori-

zontales (mantos de arena) a lomas arenosas de dirección

principal SO-NE (compuestas por largas pendientes simples

y de bajo gradiente con una altura media de 2 a 3 m), cuyos

bajos topográficos se presentan afectados por una mayor

densidad de hoyas de deflación circulares a elipsoidales (eje

mayor con orientación SO-NE).

Depresión tectónica de la Cañada San Antonio

Esta unidad fue referida como fosa tectónica de San An-

tonio por Pasotti (1963, 1987) fundamentalmente sobre la

base de observaciones topográficas; posteriormente fue ca-

racterizada por Kröhling (1998) con la denominación que se

utiliza aquí. Presenta una dirección general NO-SE, com-

prende un sector del límite interprovincial Santa Fe-Cór-

doba, y se extiende desde los 31°35’S (área Colonia. Pros-

peridad-Quebracho Herrado) hasta los 32°42’S (al norte de

General Roca), con una anchura variable entre 7 y 21 km. Al

igual que la Depresión de Jeanmaire (que es su continuación

al norte, ver Fig. 2), es una depresión lineal somera y relati-

vamente ancha, de traza recta y bordes definidos, que fun-

ciona como colector local del escurrimiento superficial e hi-

podérmico de parte de la depresión. Debido a que no tiene

cauce natural definido, por la alta rugosidad provocada por

la presencia de vegetación y su escasa pendiente, el escurri-

miento es muy lento y concentra temporariamente las aguas.

Su fondo plano tiene una pendiente de escaso gradiente

hacia el sur (0,5‰) y está ocupado por una faja de bañados

y pantanos bordeados por suelos salinos. La depresión es el

colector del escurrimiento superficial del margen este de la

Provincia de Córdoba, con drenaje parcial hacia el río Car-

carañá a través del arroyo de Las Tortugas (al sur), que ha

sido canalizado de manera artificial, y el que a su vez recibe

por el norte al canal San Antonio, excavado en la cañada del

mismo nombre.

La depresión está limitada por los taludes correspon-

dientes a la escarpa de la falla Tostado-Selva -SFTS- (el orien-

tal) y a la escarpa de la falla San José del Salteño (Pasotti

1987) -el occidental-; estando ambos mejor definidos en el

sector sur. Su límite sur coincide con una fractura que se

ubica a pocos kilómetros al norte de General Roca (Pasotti

1987).

El margen oriental de la depresión está representado en

el área norte por un talud convexo-cóncavo y de 5‰ de gra-

diente. En el sector sur se convierte en un talud compuesto

por segmentos de 200 a 300 m de longitud individual que

presentan pendientes variables, y alcanzan en total una an-

chura de 4 a 8 km. El desnivel medido entre las partes más

deprimidas de la depresión (74 m s.n.m.) y la cota máxima

del Bloque San Guillermo junto a la escarpa del Sistema de

fallas Tostado-Selva en el área próxima a Gral. Roca, alcanza

50 m. El margen occidental de la depresión, en el norte, co-

rresponde a una vertiente recta y simple, cuyo gradiente au-

menta hacia el sur (1 a 1,5‰). En el sector sur, el desnivel

estimado entre el fondo de la depresión y las áreas adyacen-

tes del oeste es de 25 m.

Ambas pendientes estructurales de la depresión están

atravesadas por paleovalles fluviales, presentando mayor

desarrollo los ubicados sobre la pendiente oriental. Estos, en

el sector sur, alcanzan 4 a 7 km de longitud, 1 a 2 km de an-

chura y llegan a tener hasta 10 m de desnivel. En el paisaje

se reconocen como valles asimétricos con fondo plano, que

han avanzado por erosión retrocedente sobre la superficie

del Bloque de San Guillermo (en la Provincia de Santa Fe), e

incluso se prolongan al este de las cotas máximas del bloque.

Dichos valles están suavizados por la cubierta loéssica del

Pleistoceno tardío.

El arroyo de Las Tortugas, que es el cauce más definido

que se encuentra en esta depresión, en el sector meridional

de ésta presenta un trazado angular (en parte ocupando la

red ortogonal de paleocauces) que podría reflejar una intensa

fracturación a nivel de basamento (entre -1.000 y -1.500 m)

según datos gravimétricos de la zona (Huerta 1973; Pasotti

1987).

Por el flanco oeste de la depresión, con una dirección

general OSO-ENE y SO-NE, ingresan paleocauces de varios

kilómetros de longitud y 170 a 300 m de anchura, general-

mente rectos o presentando curvas suaves. Estos alcanzan

mayor definición, continuidad y densidad en el interior. Este

patrón de tipo colineal del sudeste de Córdoba fue conside-

rado por Pasotti (1974) como una paleo-red de drenaje pleis-

tocena. En la mitad sur de la depresión de la cañada San An-

tonio se diferencian además paleocauces de dirección NNO-

SSE y NO-SE que se entrecruzan con la citada red de paleo-



cauces. En las intersecciónes de estos sistemas se han for-

mado depresiones ocupadas por lagunas circulares de 200 a

300 m de diámetro. En varios sectores del sudeste de la pro-

vincia, Pasotti (1963) ha descripto ese patrón de paleocauces

que se integran en una amplia red con lagunas actuando

como nodos, al que denominó sistema de “lagunas estrella-

das”. Los paleocauces que integran la red están parcialmente

enmascarados por sedimentos eólicos finos, y muchas veces

convertidos en ambiente de pantanos temporarios.

Sobre la carpeta loéssica del Pleistoceno tardío se han la-

brado numerosas hoyas de deflación circulares a elipsoidales

(con el eje mayor de dirección NE-SO) y de 50 a 300 m de

diámetro, principalmente afectando los paleocauces.

Una serie de perfilajes geoeléctricos realizados en dife-

rentes sectores de la depresión y una perforación de investi-

gación localizada en el fondo (32°S y 62°10’O) permitieron

hallar, a una profundidad de 32,5 m, un depósito arenoso de

evidente origen fluvial, cubierto por materiales loessoides

sedimentados en ambiente palustre. Esa arena fluvial fue

datada por OSL en ca. 110 ka (Iriondo 2010; Kröhling et al.

2013). Estos descubrimientos, junto con evidencias geo-

morfológicas, permiten suponer la existencia de un paleo-

cauce del río Dulce (o de un cauce colector del Dulce y el Sa-

lado del Norte), que en el Pleistoceno tardío se extendía al

sur de la Laguna Mar Chiquita, previo a su formación, dre-

nando hacia el río Paraná a través del río Carcarañá, según

lo propuesto por Castellanos (1959), Kröhling e Iriondo

(1999) y Mon y Gutiérrez (2005, 2009). Ese sistema fluvial

habría ocupado las actuales depresiones de las cañadas Jean-

maire (al norte) y San Antonio (al sur).

Planicie eólica arenosa del sur

Abarca el sector sur de la provincia, al sur de los 33°00’S,

y se caracteriza por la presencia de grandes formas de defla-

ción (Iriondo, 1990a,b y c), campos de dunas y mantos de

arena que se sobreimponen a las geoformas fluviales de los

ríos Popopis y Chocancharava conformando un complejo

ambiente de interferencia eólico-fluvial (Fig. 6).

Esta unidad, definida por Carignano (1996, 1997a y b,

1999), es parte del extremo noreste del extenso sistema eólico

del Pleistoceno tardío denominado Mar de Arena Pampea-

no -MAP- (Iriondo 1990a y b y c; Iriondo y Kröhling 1996)

que abarca el centro del país. Este sistema se prolonga en el

sudeste de San Luis, sur de Santa Fe, centro-norte de Buenos

Aires y norte de La Pampa, exhibiendo un complejo patrón

de construcción-reactivación, y estabilización-disipación de

dunas con el desarrollo de geoformas erosivas eólicas y flu-

viales (Dillon et al. 1987, Iriondo et al. 2011). La evolución

del paisaje de esta parte de la provincia se produjo básica-

mente por la acción de cuatro procesos actuantes en el Cua-

ternario tardío: deflación, disipación de dunas, desarrollo de

fajas fluviales y pedogénesis. Las geoformas mayores de la

planicie arenosa del sur son megadunas y depresiones de

origen fluvial, que posteriormente fueron retrabajadas por

acción eólica. Debido al elevado grado de disipación que

actualmente presentan, estas geoformas son poco percepti-

bles en el terreno y más fácilmente identificables en imágenes

satelitales. Localmente pueden hallarse enmascaradas por

depósitos más jóvenes (Carignano 1996, 1997a y b 1999).

Ferpozzi (1988a y b) señala que la dinámica hídrica actual y

las geoformas resultantes en el sudeste de la provincia están

fuertemente influenciadas por los relieves heredados de pa-

leoformas eólicas y fluviales.

Estudios regionales en el Mar de Arena Pampeano

(Iriondo et al. 2011; Iriondo y Kröhling 2007 y bibliografía

allí citada) permitieron deducir una secuencia de eventos

reflejados en el paisaje actual de la región, que se sintetizan

en: 1) Amplia actividad constructiva del Mar de Arena Pam-

peano durante el EIO 4 (ca. 80/75–65/60 ka), caracterizada

por el desarrollo de megadunas longitudinales, principal-

mente en el centro-oeste del sistema. 2) Modelado de las for-

mas eólicas por una serie de procesos vinculados a: fijación

de los cuerpos de dunas generadas en el período anterior

(expresado por un paleosuelo), desarrollo de grandes fajas

fluviales y la posterior disipación de las dunas, resultando

en un rebajamiento del relieve eólico heredado (trunca-

miento del suelo y formación de depósitos de disipación) y

fundamentalmente un nuevo desarrollo pedológico en el

tope de los campos de dunas disipados (paleosuelo, ascensos

del nivel freático y activación de la dinámica fluvial). Estos

procesos se vinculan a algunos de los sub-estadíos (húme-

dos/áridos) del EIO 3 (65/60–30/25 ka). 3) Nueva generación

de campos de dunas y desarrollo de mantos de arena durante

el EIO 2 (30/25–16 ka), principalmente en el UMG (Forma-

ción Teodelina; Iriondo y Kröhling, 2007, que en el noreste

del Mar de Arena Pampeano tapó de manera parcial las redes

fluviales previamente desarrolladas (EIO 3). Las arenas re-

movilizadas cubrieron sólo en forma parcial la región y el ta-

maño de las dunas fue mucho menor. El escenario climático

del EIO 2 fue similar al del EIO 4. 4) Pedogénesis en el tope

de los depósitos eólicos disipados (16–14 ka). 5) Generación

de numerosas hoyas de deflación (cuya orientación indica

en la región dos regímenes de vientos dominantes: oeste-este

y SSO-NNE), especialmente afectando fajas fluviales e in-



cluso las dunas del EIO 2 y con disipación de dunas durante

el período seco del Pleistoceno final equivalente al Dryas

Tardío (Younger Dryas, 14–11 ka), caracterizado en la región

por una dinámica dominantemente erosiva. 6) Desarrollo

de un suelo en los depósitos eólicos disipados durante el

Optimum Climaticum del Holoceno (9–5 ka), acompañado

por una probable fase de máxima extensión de las lagunas y

de reactivación de la red fluvial. 7) Desarrollo de campos de

megadunas parabólicas (Fig. 10) y longitudinales de orien-

tación sur-norte y SSO-NNE (el episodio morfogenético más

importante registrado en el paisaje) y truncamiento del suelo

holoceno durante el período semiárido del Holoceno tardío

(3/3,5–1,4/1 ka). 8) Indicadores pedológicos y limnológicos

durante el período húmedo medieval o Máximo Medieval

(1,4–0,8 ka), acompañado por un episodio menor de disipa-

ción de las dunas del Holoceno tardío. 9) Movilización de

arena eólica en el período semiárido equivalente a la Pe-

queña Edad del Hielo (PEH, entre el siglo XVI y mediados

del siglo XIX), coincidente con el período colonial en la Ar-

gentina, con formación de pequeños campos de dunas en

algunas áreas y deflación concentrada en los bajos topográ-

ficos y salinización, con generación de un delgado manto

discontinuo de arena en el noreste del Mar de Arena Pam-

peano hasta el paralelo 34° S. 10) Desarrollo de lagunas tem-

porarias, cañadas y bañados ocupando depresiones eólicas

y fluviales generadas en los períodos previos, relacionado

con el exceso de agua en el paisaje debido al clima actual.

En el noreste del Mar de Arena Pampeano, Iriondo et al.

(2011) identificaron cuatro tipos de megadunas: longitudi-

nales, en escamas, parabólicas y arqueadas (este último tipo

identificado sólo en el sur de Santa Fe). Las megadunas lon-

gitudinales se generaron durante la primera fase de evolu-

ción del sistema. Son estructuras lineales que aparecen en

un patrón muy regular, con dirección SSO-NNE y sur-norte

marcando una suave curva antihoraria. Tienen longitudes

individuales de 50 a 200 km y amplitudes de 3 a 5 km entre

crestas. Las alturas relativas actuales entre crestas y senos son

de 3 a 5 m, aunque el relieve original fue probablemente de

varias decenas de metros. Los procesos de disipación trans-

formaron el relieve y actualmente son perceptibles solamente

en imágenes remotas (Iriondo et al. 2011). La extensión ori-

ginal del campo de dunas en la provincia alcanzaría el área

entre Italó y Laboulaye (M. H. Iriondo, com. pers.). El paisaje

general está caracterizado por largas pendientes de bajo gra-

diente, alternantes con sectores completamente planos hori-

zontales y depresiones alargadas con rumbo S-N, actual-

mente ocupadas por pantanos y lagunas temporarias.

Las megadunas en escamas forman un extenso campo de

dunas en el sudeste de la provincia, siendo un área típica la

que se extiende entre Canals, Arias y La Cesira. Dichas geo-



Figura 10: Megadunas parabólicas de Canals. (Modificado de: Iriondo et al. 2011 e Iriondo 2010). a) Mapa de las dunas y ubicación de sondeos. b) Sección

transversal esquemática de la megaduna. c) Modelo digital del terreno del área abarcada en el mapa 10a. y posición de los sondeos. d) Fotografía de la me-

gaduna.

formas tienen formas semicirculares a triangulares apun-

tando hacia el norte. Son notablemente regulares en forma y

tamaño en toda el área, con 5 a 7 km de longitud y 4 a 6 km

de anchura. Se reconocen en modelos digitales del terreno

procesados. Estas estructuras habrían sido generadas en el

período seco del Holoceno tardío. Los espesores típicos de

la unidad sedimentaria que constituye el cuerpo de la duna

disipado son de 3 a 5 m (Iriondo et al. 2011).

Las megadunas parabólicas son complejos irregulares

que se distribuyen en forma agrupada en un paisaje domi-

nantemente plano del noreste del Mar de Arena Pampeano

(Iriondo et al. 2011). Iriondo (2010) cita campos de mega-

dunas de 30 a 50 km2 de superficie individual al sur de La

Carlota, en el área de Canals, en un sector al norte de Gene-

ral Levalle y en la zona de Huanchillas. Carignano (1999)

también expresa que pueden aparecer aisladas en la llanura

arenosa. Se identifican a partir de su característica forma en

U con brazos de diferente longitud (Fig. 10). El campo de

Canals tiene dunas con rumbo SSO-NNE, de entre 6 y 8 km

de longitud, con 0,3 y 0,7 km de anchura individual en cada

ala y 5 m de altura relativa típica (Iriondo y Brunetto 2008;

Iriondo et al. 2011). Se reconocen en modelos digitales (Fig.

10) y cartas topográficas y alcanzan buena expresión en el

paisaje. El relieve interno de estos campos de dunas es de 2

a 4 m de altura, con depresiones elípticas a circulares (in-

cluyendo el interior de los arcos parabólicos), actualmente

convertidas en pantanos temporarios acompañados por sue-

los salinos. La unidad formacional que la compone es la For-

mación San Gregorio (Iriondo y Kröhling, 2007; Iriondo

2010), de edad Holoceno tardío.

En el ámbito de la Planicie arenosa del sur se reconocen

los siguientes ambientes geomorfológicos: a) Depresión de

Curapaligüe-Saladillo, b) Planicie sudoriental con campos

de dunas, c) Planicie arenosa de Moldes-Malena, d) Depre-

sión del Tigre Muerto, e) Campo de dunas de Villa Valeria-

Laguna Oscura, f) Abanico aluvial del río Popopis (Quinto)

y g) Faja fluvial del Río Popopis.

Depresión Curapaligüe – Saladillo: Es una extensa área de-

primida (150–115 m s.n.m) de orientación SO-NE que co-

lecta gran parte del drenaje proveniente del sur de las Sie-

rras de Córdoba y de la región comprendida entre los ríos

Tercero y Quinto, conduciéndolo a través del río Saladillo

hacia el río Carcarañá (Fig. 2). En ella se alojan una serie de

humedales interconectados, entre los que se destacan de

norte a sur los bañados del Saladillo, el sistema lagunar La

Brava-Santa Ana-La Chanchera y el bajo de Curapaligüe.

Según Cantú y Degiovanni (1984) y Degiovanni et al.

(2005), es ésta una depresión estructural asociada a la falla

Bajos del Saladillo (de posible actividad cuaternaria). El re-

lieve de la depresión es plano-cóncavo con pendiente general

hacia el noreste y su eje se sitúa hacia su margen sudeste, al

pie de un desnivel topográfico que varía de 6 a 8 m en su ex-

tremo norte, y que disminuye hasta hacerse imperceptible

en el sur. La falla fue indicada por Pasotti (1991), a partir de

la identificación en fotografías aéreas de paleocauces diva-

gantes del río Saladillo, que fueron abandonados por inte-

rrupción del escurrimiento hacia el este debido al hundi-

miento muy reciente de bloques tectónicos menores.

La depresión presenta un relieve complejo, resultante de

la yuxtaposición de geoformas fluviales, eólicas y palustres-

lagunares generadas en diferentes períodos climáticos del

Cuaternario. Las morfologías fluviales, de orientación pre-

ferencial SO-NE, corresponden a paleocauces de los ríos

Quinto (mayoritariamente) y Cuarto (en menor medida) que

han sido asignados a los subestadios húmedos del EIO 3

(65/60–30/25 ka; Cantú y Degiovanni 1984 y 1987; Degio-

vanni et al. 2005; Iriondo y Kröhling 2007).

Las geoformas eólicas están representadas por campos de

dunas longitudinales y parabólicas y formas de deflación so-

breimpuestas, de edad pleistocena y holocena, relacionadas

a eventos secos que van desde EIO 4 hasta la PEH (Iriondo

et al. 2011; Iriondo y Brunetto 2008; Degiovanni et al. 2005).

Los sistemas interconectados de lagunas y bañados cons-

tituyen los rasgos más representativos de la unidad, y se ins-

talan en las depresiones de origen eólico y fluvial, producto

del mejoramiento vinculado al Optimum Climaticum del Ho-

loceno y al clima actual. Además, según Cantú y Degiovanni

(1984) y Degiovanni et al. (2005) también podrían relacio-

narse con la generación de condiciones de drenaje impedido

por posible actividad neotectónica en el Pleistoceno tardío.

Como resultado de estos procesos, no se observan morfo-

logías primarias puras, sino rasgos disipados por erosión,

sedimentación y anegamiento.

Los paleocanales del río Cuarto tienen una dirección NO-

SE y se localizan en la mitad norte de la unidad (al oeste de

la laguna La Brava, localidad de Olmos), mientras que los

del Quinto, de orientación SO-NE, dominan en el sector cen-

tro–sur (Ruiz Díaz de Guzmán, Laboulaye, Curapaligüe).

En ambos casos se trata de cursos sinuosos, ocupados por

lagunas permanentes o temporarias, cuya anchura y profun-

didad se ha modificado marcadamente por la sucesión de

ciclos de anegamiento y deflación.

Hacia el borde occidental de la depresión, las lagunas se



disponen en rosario siguiendo el eje de los paleocanales

siendo en general pequeñas y elongadas (0,6/1 x 0,3 km). En

los sectores más deprimidos, los formas fluviales se desdi-

bujan totalmente y se solapan lateralmente (deflación, col-

matación), alojando cuerpos lagunares de mayores dimen-

siones (hasta 7–8 km de eje mayor) como La Chanchera y

Santa Ana.

Las lagunas asociadas a formas eólicas primarias (Cantú

y Degiovanni, 1987), tienen en general orientación más re-

gular, SO-NE, y se corresponden con corredores entre dunas

longitudinales y cubetas de deflación aisladas o asociadas a

dunas parabólicas. En general todos los cuerpos lagunares

son poco profundos y, los de mayor superficie, exhiben lu-

netas de arcillas en diversas posiciones indicando la alter-

nancia de ciclos húmedos y secos.

En los bordes de lagunas y bañados y en las áreas muy

planas de toda la unidad hay eflorescencias salinas, vincula-

das a las fluctuaciones del nivel freático de aguas subterráneas

sulfatadas y/o cloruradas sódicas (Blarasín et al., en este vo-

lumen). Estas condiciones hidrológicas han favorecido el

desarrollo de suelos halohidromórficos (policíclicos), sobre

materiales aluviales, lagunares y/o eólicos arenosos muy

finos/limosos, donde son frecuentes los niveles de fragipanes

y duripanes, que actúan como nivel de base de procesos de

deflación y constituyen el piso de varios cuerpos lagunares.

Las áreas positivas en esta unidad constituyen planicies

muy suavemente onduladas, sobreelevadas entre 2 y 5 m

respecto a las zonas más bajas, donde apenas son percepti-

bles los antiguos campos de dunas debido a su alta tasa de

disipación. Las de mayor extensión se sitúan en proximida-

des de Assunta (al noreste de laguna Santa Ana) y en el alto

de Guardia Vieja -oeste de Laboulaye- (Degiovanni et al.

1991; Chebli et al. 2005).

Los procesos activos están muy vinculados a las condi-

ciones climáticas e hidrológicas regionales. En los ciclos

húmedos, dominan procesos de anegamiento, por ascenso

del nivel freático y acumulación de excedentes pluviales, y de

inundación/sedimentación, asociado a los aportes líquidos

y sólidos de los sistemas superficiales que descargan en la

depresión. En los períodos secos, se exponen extensas áreas

de suelos salinizados, las cuales son deflacionadas a fines de

invierno-primavera, potenciando la salinización-alcalini-

zación de los suelos circundantes.

La mayor tasa de sedimentación se registra en los baña-

dos del Saladillo, por los aportes del río Chocancharava, y

en la depresión de Curapaligüe- lagunas Las Acollaradas y

Santa Ana-, por los caudales sólidos de los arroyos Santa

Catalina, del Gato y muy especialmente El Ají. Las canali-

zaciones de estos cursos recorren la unidad desde el sud-

oeste, interconectando lagunas (las cuales actúan como re-

ceptoras de sedimentos) y, a través del canal La Brava, des-

cargan en los bañados del Saladillo. En este último humedal,

fuertemente canalizado en las últimas décadas, ha dismi-

nuido notoriamente la superficie ocupada por bañados y la-

gunas permanentes.

Planicie sudoriental con campos de dunas: El paisaje de la

subunidad está dominado por las megadunas parabólicas

y longitudinales, cubriendo en forma discontinua una su-

perficie general sumamente horizontal. Éstas alternan con

depresiones que corresponden a tramos de grandes paleo-

cauces generados durante el EIO 3 y pertenecientes a una

paleored fluvial muy probablemente desarrollada por el río

Popopis (Iriondo y Kröhling 2007). Actualmente dichas de-

presiones están transformadas en cañadas y lagunas encade-

nadas con orientación SO-NE (Fig. 2). Otras depresiones

fueron producidas por deflación y afectando el interior de

dichos paleocauces. Un segmento preservado de una de las

fajas fluviales aparece al noreste de Arias; tiene 11 km de lon-

gitud y de 2 a 3,5 km de anchura y está limitado por un campo

de dunas disipado, con diferencias altimétricas máximas de

4 m. Respecto al origen de la cañadas del área, Ferpozzi

(1988a) interpreta que se trata de bajos o depresiones lon-

gitudinales heredadas de paleorrelieves eólicos y que en las

condiciones morfogenéticas actuales funcionan concen-

trando el escurrimiento. Iriondo y Kröhling (2007), en cam-

bio, deducen un primer origen fluvial para las mencionadas

cañadas.

En el resto del área, los interfluvios en general correspon-

den a extensas áreas planas y prácticamente horizontales o

con pendientes poco perceptibles debido a la disipación casi

total de las megadunas del EIO 4 (Kröhling 1998). Su super-

ficie fue cementada por procesos pedogénicos y epigenéti-

cos (calcreta), dificultando la infiltración del agua de lluvia

y favoreciendo la formación de bañados. Dicha superficie

se detectó por debajo de las megadunas parabólicas a una

profundidad entre 5,5 y 8 m en el área de Canals a partir de

datos de resistividad eléctrica (Iriondo y Brunetto 2008). Esta

superficie poligénica aparece en superficie o muy cerca de

ella (cubierta por dunas disipadas o un manto policíclico de

arena eólica) en el área ubicada inmediatamente al sur de La

Cesira y al este de Laboulaye (sector Leguizamón-Rosales),

extendiéndose en el área ocupada por la laguna La Picasa,

en el sudoeste de Santa Fe. La existencia de una calcreta en



el tope de los depósitos de disipación eólica limitó la defla-

ción en los eventos semiáridos subsiguientes.

Las dunas generadas durante el EIO 2 son en general re-

gulares, de centenas de metros de longitud y dirección prin-

cipal sur-norte, que han colmatado parcialmente los cauces

de los ríos Tercero y Quinto. Las depresiones eólicas gene-

radas a fines del Pleistoceno tardío tienen forma general-

mente circular o elíptica con clara orientación SO-NE. Bajo

el clima actual se encuentran en general anegadas y afectadas

por procesos limnológicos. Algunas hoyas presentan lunetas

a sotavento de la depresión.

Un área típica del borde del Mar de Arena Pampeano

en la provincia aparece entre las localidades de Cavanagh y

Arias. En una distancia de 18 km, el extremo sur de esa tran-

secta está caracterizado por megadunas sobre las que se di-

ferencian pequeñas lomas de 2 a 4 m de altura y depresiones

en un patrón irregular, el extremo norte está expresado por

un plano loéssico dominante, con lomas arenosas y depre-

siones aisladas (Iriondo et al. 2011).

Planicie Arenosa de Moldes y Malena: Es una llanura cons-

tituida por los derrames distales de los cursos de agua que

drenan la vertiente oriental de la Sierra de Comechingones

(Fig. 2), al sur del río Ctalamochita, y por acumulaciones de

arenas de los importantes ciclos eólicos del Pleistoceno su-

perior y Holoceno (Fig. 6). En ella se reconocen algunas fajas

fluviales y abanicos aluviales medios y distales que, en gene-

ral, se encuentran muy disipados y cubiertos por las arenas

del Mar de Arena Pampeano (Iriondo 1990a, b y c; 1999).

Esta unidad, de relieve suave a moderadamente ondulado,

tiene una pendiente general hacia el sudeste del orden del

0,5 a 0,1 % y, aproximadamente, se extiende entre las cotas

550–250 m s.n.m. En algunos sectores, especialmente al nor-

este y ONO, el relieve interno es más irregular, por la pre-

sencia de altos estructurales y depresiones asociadas, paleo-

cauces y/o dunas con mayor expresión topográfica.

Entre las morfoestructuras se destacan: el alto de Santa

Catalina-del Golf, de orientación submeridiana que controla

a los arroyos Santa Catalina y Las Lajas, como también al río

Chocancharava (Degiovanni et al. 2005; Doffo y Degiovanni

1993; Doffo y Bonorino 2006). Asociada a este alto (hacia el

oeste) están las depresiones de Colonia El Carmen y arroyo

Chico, donde se alojan humedales sostenidos por aflora-

miento de la freática, las que en períodos secos presentan

extensas áreas de suelos salinizados sujetas a deflación. Los

altos que limitan por la margen sur a los arroyos Las Lajas y

del Gato están asociados a estructuras de rumbo este-oeste

y NO-SE, respectivamente (Degiovanni 2008; Doffo 2007;

Sagripanti 2006; Costa et al. 2005). En todos los casos estos

altos (15–20 m de desnivel local) conforman lomas de cum-

bres planas o ligeramente convexas con flancos de pendientes

del orden de 0,5–0,7% cubiertas por materiales arenosos

finos del Holoceno donde se distinguen campos de dunas

longitudinales y algunas dunas parabólicas sobreimpuestas

(especialmente los situados en la margen sur de los arroyos

Las Lajas y Sampacho).

Los paleocanales mejor preservados de la unidad se lo-

calizan hacia el noroeste de la ruta nacional 8, tienen diseño

rectilíneo a ligeramente sinuoso y pueden alcanzar hasta 200

m de anchura. Los mayores se asocian a los arroyos Santa

Catalina, Las Lajas, del Gato y El Ají, algunos de los cuales

se extienden hacia el sudeste y constituyen los paleovalles

por donde circulan actualmente estos cursos y otros con na-

cientes en áreas de llanura (Los Jagüeles, Sampacho).

La planicie está surcada por los arroyos Santa Catalina,

Las Lajas, del Gato y El Aji, con nacientes en las Sierra de

Comechingones, y Corralito, Sampacho y Los Jagüeles, que

sólo drenan áreas del piedemonte y la llanura. Estos cursos,

natural o artificialmente, descargan en la depresión del Tigre

Muerto, a excepción del arroyo El Ají, que lo hace en la de

Curapaligüe, exhibiendo un marcado proceso de incisión e

integración, especialmente desde la última centuria, con va-

lles angostos y profundos, perfiles longitudinales desajusta-

dos y varios frentes de retroceso (knickpoint) activos (De-

giovanni 2008; Degiovanni et al. 2005, 2014; Andreazzini et

al. 2014; Doffo et al. 2010; Degiovanni y Doffo 2005). Esta

reactivación, asociada tanto a causas climáticas como a an-

trópicas, tiene importantes implicancias ambientales (ero-

sión en tramos medios y bajos, sedimentación, colmatación

de humedales) con afectación a la infraestructura vial y a los

humedales, entre otras (Degiovanni et al. 2005, 2014).

Los materiales dominantes en las lomas que conforman

la unidad son secuencias fluviales con diferente grado de ce-

mentación, depósitos loéssicos con paleosuelos y sedimen-

tos lacustres-palustres, cubiertos por arenas eólicas (Degio-

vanni et al. 2005; Degiovanni 2008; Costa et al. 2005). La

cubierta de arenas se presenta como un manto relativamente

uniforme del cual sobresalen dunas longitudinales de 2 a 4

km de longitud y orientación SO-NE, que presentan distinto

grado de disipación. En proximidades de Holmberg y de Río

Cuarto se reconocen campos de dunas longitudinales bien

desarrollados, mientras que en el área central, en cercanías

de Moldes y de Malena, la expresión en el relieve de las dunas

es mínima. En varios sectores de esta unidad, especialmente



hacia el noreste, aparecen dunas parabólicas dispersas, par-

cialmente activas, que presentan una dirección predomi-

nante NE-SO y dimensiones muy variables (0,7 a 5 km de eje

mayor). A su vez se identifican amplios sectores deflaciona-

dos (depresión del arroyo Chico, nacientes del arroyo Co-

rralito, zona unión Cortaderas-Zelegua y otras menores) con

suelos y sedimentos más antiguos expuestos y eflorescen-

cias salinas.

Depresión del Tigre Muerto: Constituye un área deprimida

ubicada en la parte distal de la planicie de Moldes Malena,

que se corresponde con el bloque hundido asociado a la falla

del Tigre Muerto (Fig. 2), presentando rumbo submeridiano,

pendiente general hacia el sudeste-sur del orden de 0,20 % y

un perfil transversal marcadamente asimétrico, situándose

el eje de la depresión al oriente, al pie del Alto estructural de

Levalle. Los desniveles entre ambos bloques disminuyen de

norte a sur, desde aproximadamente 60 m hasta hacerse im-

perceptibles. Su borde occidental no tiene manifestación to-

pográfica pero queda indicado por una serie de rasgos mor-

fosedimentarios, hidrológicos y edáficos (lóbulos de derra-

mes, materiales aluviales, freática subaflorante, suelos ente-

rrados, entre otros), que coinciden con la traza de la falla San

Basilio (Degiovanni et al. 2005).

Esta sub-unidad a la que convergen los flujos subterrá-

neos y superficiales que drenan el extremo austral de la Sie-

rra de Comechingones y de las llanuras vecinas, tiene un

nivel freático poco profundo o aflorante, y en ella se gene-

ran bañados y lagunas, en general temporarios, que ocupan

cubetas de deflación circulares (150 a 300 m de diámetro) y

paleocanales a los que se asocian suelos salinizados.

Los arroyos del Gato y Santa Catalina son los tributa-

rios principales que aportan a la depresión caudales líquidos

que varían entre 1 y 120 m3/seg (estiaje y crecidas, respecti-

vamente) y sólidos (arenosos finos-limosos) del orden de

0,5–6 kg/seg (Villalba et al. 2002 y 2005). Desde mediados

del siglo pasado (décadas del ‘50 y ‘60), este humedal es dre-

nado hacia la depresión del Saladillo a través de los canales

La Cautiva (Aº del Gato) y Devoto (Aº Santa Catalina) y,

desde el año 2004, se puso en funcionamiento la presa Tigre

Muerto con el propósito de recuperar parcialmente su ca-

pacidad de almacenaje.

En los sectores norte, occidental y sur de la sub-unidad,

se observan paleoformas fluviales (lóbulos de derrames, pa-

leocanales, etc.) que se encuentran cubiertos parcialmente

por dunas longitudinales disipadas, de rumbo SO-NE y edad

holocena, separadas por bajos interdunas localmente ocu-

pados por paleocauces y hoyas de deflación alineadas. Algu-

nos médanos parabólicos históricos y suelos salinizados

son comunes localmente (Cantú y Degiovanni 1984; De-

giovanni et al. 2005).

Los rasgos más antiguos permiten inferir la existencia

de sistemas fluviales de envergadura que se integraban a la

cuenca del río Quinto, como lo corroboran las secuencias se-

dimentarias atravesadas en perforaciones hidrogeológicas

(hasta 350 m de profundidad) descriptas por Cabrera (2009),

donde aparecen potentes depósitos fluviales asignados a la

Formación Tigre Muerto (Mioceno, Blarasin et al. 2000),

Alpa Corral y Chocancharava (Plio-Pleistoceno y Pleisto-

ceno tardío, respectivamente, Cantú 1992). Durante el Cua-

ternario tardío, el área pasó a comportarse como una cuenca

endorreica.

Paleoabanico aluvial del río Popopis (río Quinto): El río

Popopis ha desarrollado en la llanura arenosa del sur un pa-

leoabanico aluvial (Fig. 2) que cubre una superficie de ca.

4.000 km2 y está conformado por un conjunto de paleoca-

nales y paleoderrames del Pleistoceno tardío-Holoceno

(Fig. 6), cuya expresión topográfica está muy disipada por

acumulación y/o deflación eólica asociada al desarrollo del

manto arenoso policíclico del Mar de Arena Pampeano

(Iriondo 1990a, b y c; 1999). Se extiende aproximadamente

desde los 380 m s.n.m., al oeste, hasta los 150 s.n.m., al este

de los bañados de La Amarga y tiene en general muy bajo

gradiente, del orden de 0,3–0,1 % y desniveles locales no

superiores a 3–4 m, asociados fundamentalmente a forma-

ciones medanosas. Se destacan dos ápices principales, uno

en la Provincia de San Luis próximo al límite con Córdoba

(Justo Daract), cuando el río atraviesa el sector pedemontano

meridional de las Sierra de Comechingones y, el otro, 8–10

km aguas abajo de Villa Sarmiento, previo al ingreso a los

ambientes centro-orientales más deprimidos. El abanico

más occidental se reconoce sólo al sur del cauce actual, el

cual está controlado por un lineamiento de rumbo NO-SE

(Kostadinoff y Gregori 2004), y está integrado por paleoca-

nales NO-SE y ONO-E-SE, de moderada sinuosidad, cuya

anchura varía entre 80 y 130 m, reconociéndose otros secun-

darios de 20–30 m de anchura. Los de mayor grado de pre-

servación se sitúan entre la presa Los Chañares y Villa Sar-

miento, constituyendo bajos muy suaves de 1–2 m de desni-

vel local, cubiertos por mantos de arena removilizados y al-

gunas dunas parabólicas dispersas estabilizadas. Hacia el

sudeste (Del Campillo, Nicolás Bruzone, Mataldi, Jovita) los

paleocanales están parcialmente cubiertos por dunas longi-



tudinales de orientación SE-NO y en algunos sectores defla-

cionados y ocupados por lagunas interconectadas alimen-

tadas por aporte freático. Coexisten en el paisaje lagunas de

orientación similar ubicadas en los corredores de deflación

interdunas, resultando un mosaico complejo de bañados,

suelos salinos y lagunas de origen fluvial, eólico y mixto. En

general estos ambientes deprimidos tienen una anchura de

500–600m y una longitud variable entre 2 y 7 km.

El segundo paleoabanico está mejor representado al

noreste del cauce actual y está conformado, principalmente,

por paleocanales de sinuosidad media y orientación SO-NE

y oeste-este, cubiertos por depósitos eólicos removilizados

(arenas eólicas y loess) y dunas parabólicas (0,5–1,5 km de

eje mayor), algunas de las cuales tienen sectores activos a so-

tavento (especialmente al oeste y noreste del puente ubicado

sobre ruta nacional 35). Algunos de los paleocanales se in-

terdigitan con otros provenientes de la Depresión del Tigre

Muerto, atraviesan la de Curapaligüe y la planicie sudoriental

e ingresan al sur de la Provincia de Santa Fe. Se interpreta

que estos cursos conformaban una importante red de drenaje

en el EIO 3 (Cantú y Degiovanni 1984; Iriondo y Kröhling

2007; Degiovanni et al. 2005). Los paleocanales fueron par-

cialmente cubiertos y deflacionados durante el ciclo árido

del UMG. Algunos de ellos están ocupados por lagunas y

bañados.

El más moderno de los paleoabanicos es aquél desarro-

llado en forma previa al ingreso del río Popopis a los baña-

dos de La Amarga, y está conformado por algunos paleocau-

ces mayores y cursos menores de desbordes. Este extenso

humedal, que actuaba como área de descarga de este curso,

desde hace algunas décadas, asociado a ciclos húmedos y ca-

nalizaciones, constituye un área de tránsito, donde el río ha

incidido 6–7 m y, presenta saltos y rápidos de erosión retro-

cedente (Degiovanni 2008; Degiovanni et al. 2005, 2014;

Becher Quinodóz 2014).

La interacción entre la dinámica fluvial del río Popopis

y los procesos eólicos fue estudiada por Di Paola (1987) a

partir de estudios mineralógicos de los sedimentos de la re-

gión, determinando que los materiales eólicos finos tienen

composición mineralógica similar a las de las arenas del río

Popopis.

Los materiales que conforman esta unidad muestran una

alternancia de secuencias aluviales arenosas finas limosas,

limo arenosas finas, arcillosas, con distinto grado de diagé-

nesis, y colores correspondientes a facies de canal, llanura de

inundación, ambientes de bañados y palustres. Están en ge-

neral cubiertas por sedimentos eólicos arenosos finos a muy

finos, que suelen presentar niveles de paleosuelos y lagunares

intercalados (Becher Quinodóz 2014).

Faja fluvial del río Popopis (río Quinto): Los antecedentes

de estudios geomorfológicos del río Popopis se remontan a

estudios regionales que involucraban la cuenca en forma par-

cial o general. Entre ellos se destacan los realizados por

Castellanos (1958), Frengüelli (1950), Pasotti y Castellanos

(1963). Quintana Salvat y Romero (1993) elaboraron un es-

tudio geomorfológico de la cuenca aplicado al control de las

inundaciones. Costa et al. (2005) integraron descripciones

geomorfológicas del valle fluvial en San Luis.

El río Popopis nace en las Sierras de San Luis, de la unión

de los ríos Grande y Trapiche (embalsados en el dique La

Florida, desde 1953), se dirige hacia el sudeste, atravesando

el piedemonte de dicha sierra, donde se construyó el dique

Paso de las Carretas (1982) y penetra en territorio cordobés,

en las cercanías de la ciudad de Justo Daract (San Luis). En

este tramo su traza es mayormente recta pero presenta algu-

nos segmentos de mayor sinuosidad, y ha excavado un valle

de 1 a 1,5 km de anchura media que presenta niveles de te-

rrazas (Ramonell et al. 1992). Su cauce discurre en una es-

trecha planicie aluvial con un marcado control estructural,

que hacia aguas abajo alcanza hasta 1,5 km de anchura.

Aguas arriba de Justo Daract recibe las aguas del denomi-

nado “río Nuevo”, que drena el faldeo sudoriental de las Sie-

rras del Morro y el área de Villa Mercedes, que aporta gran-

des volúmenes de sedimentos (en general finos) al colector.

En su primer segmento, ya en la Provincia de Córdoba, atra-

viesa una zona pedemontana cubierta por campos de dunas

del Mar de Arena Pampeano, cuyas fuertes pendientes favo-

recen el entallamiento por erosión lineal retrogradante, que

ha profundizado el valle (Quintana Salvat y Romero 1993).

Próximo al límite interprovincial, la presa de regulación

Los Chañares ha potenciado localmente la degradación del

lecho aguas abajo, donde son comunes los rápidos y saltos

en secuencias cohesivas pleistocenas (toscas).

En la zona de Villa Sarmiento el cauce comienza a

desarrollar un diseño meandriforme de alta sinuosidad que

ocupa una planicie aluvial de unos 2 a 3 km de anchura, con

un nivel de terraza asociado, que continúa hasta alcanzar

una depresión donde forma humedales y lagunas, conoci-

dos como bañados de La Amarga (antiguamente, Laguna

Amarga). Es en esta zona que durante eventos extremos

secos, el río se subsume, desapareciendo superficialmente.

Durante los eventos húmedos el río Popopis sobrepasa los

bañados de la Amarga, y a través de una serie de paleocauces



retrabajados por deflación eólica, se abre en dos direccio-

nes. La primera hacia el noreste por el denominado “Brazo

Norte” que aporta sus aguas al Bañado del Destino, en el lí-

mite de las provincias de Córdoba y Santa Fe; y una segunda,

en dirección sureste, pasando por las localidades cordobesas

de Jovita e Italó, a través del mucho más importante “Brazo

Sur” para ingresar en la Provincia de Buenos Aires en las cer-

canías de Banderaló. Cuando esto sucede anega los territo-

rios próximos a las ciudades de General Villegas, América,

y Trenque Lauquen. Desde allí, con curso divagante, el río

Popopis tuerce hacia el noreste para confluir con el río Sa-

lado bonaerense en las cercanías de Mechita. Considerando

sólo el componente endorreico, el río Popopis tiene una lon-

gitud de 375 km.

Luego de reiteradas canalizaciones, los bañados de La

Amarga constituyen un sector de tránsito, donde el río Po-

popis se ha profundizado marcadamente, con cabeceras de

erosión retrocedente de hasta 2 m de altura (Becher Quino-

dóz 2014). Del mismo modo, Cisneros et al. (2002) señalan

marcados procesos de erosión lateral y profundización en

el tramo comprendido entre Villa Sarmiento y el ingreso a

los bañados.

Campo de dunas de Villa Valeria - Laguna Oscura: Es una

extensa planicie cubierta por un gran campo de dunas que

se extiende en las provincias vecinas de San Luis, La Pampa,

Buenos Aires y Santa Fe (Planicie medanosa austral, Gonzá-

lez Díaz 1981; Llanura pampeana de arenas eólicas, Ramo-

nell et al. 1993a y b; Región norte del Mar de Arena Pam-

peano, Iriondo y Kröhling 1995; Campo de dunas pampeano

occidental y central, Zárate y Tripaldi 2012). Abarca el sud-

oeste de Córdoba y es atravesada por el río Popopis por lo

que también recibió el nombre de Llanura medanosa del río

Quinto (Cantú y Degiovanni 1984). Se trata de una planicie

suavemente ondulada a plana (pendientes del orden de 0,1–

0,3 %) donde se destaca un campo de dunas longitudinales

de dirección SE-NO y SSE-NNO, en general con alto grado

de disipación. Según su orientación y características geo-

morfológicas, esta unidad puede subdividirse en tres gran-

des áreas: un sector ubicado al norte del río Popopis, que

conforma el campo de dunas de Laguna Oscura, y al sur de

éste el campo de dunas de Villa Valeria, que se divide en un

sector occidental en y otro oriental Blarasín y Sánchez 1987.

Zárate y Tripaldi (2012) describen en el sur de San Luis

dunas longitudinales (de hasta 25 km de longitud), perte-

necientes a este campo, y sugieren un origen por coalescen-

cia de dunas parabólicas y vientos provenientes del sudeste.

Iriondo y Ramonell (1993), Iriondo y Kröhling (1995),

Iriondo et al. (2011) y Tripaldi et al. (2010) indican que la

fuente principal de materiales habría sido el sistema fluvial

del Bermejo-Desaguadero-Salado (fuente andina) y secun-

dariamente las Sierras Pampeanas. Iriondo et al. (2011) se-

ñalan que las megadunas longitudinales con dirección SSO-

NNE y sur-norte (marcando una suave curva antihoraria),

constituyen un patrón más antiguo (EIO 4), muy disipado

durante el o los eventos húmedos del EIO3 y posteriormente

reactivado y cubierto por campos de dunas de menor expre-

sión topográfica en el Pleistoceno tardío (EIO 2) y parte del

Holoceno.

Ramonell et al. (1992) deducen una edad pleistoceno tar-

día (UMG) para las dunas longitudinales y Holoceno tardío

para algunos de los campos de dunas sobreimpuestos de

San Luis. Cantú y Degiovanni (1984) y Cantú (1992), consi-

derando aspectos estratigráficos, pedológicos y geomorfoló-

gicos, al campo de dunas longitudinales le asignan una edad

Holoceno tardía, por correlación con la Formación Laguna

Oscura (Degiovanni et al. 2005), mientras que al complejo

de dunas parabólicas lo atribuyen al ciclo frío y árido de la

PEH.

Posteriormente Latrubesse y Ramonell (2010) y Tripaldi

y Forman (2007), en el sudeste de San Luis, obtuvieron eda-

des de estos campos de dunas por medio dataciones utili-

zando el método OLS (Optically Stimulated Luminescence

dating), los primeros autores determinaron que correspon-

den al UMG, mientras que para la secuencia suprayacente

alcanzaron edades inferiores la centuria (Tripaldi y Forman

2007). Kruck et al. (2011) dataron por el método IRSL (In-

frared Stimulated Luminescence dating) dos muestras de un

perfil de dunas en Vicuña Mackenna que dieron edades de

ca. 12 y 3 ka en coincidencia con dos períodos constructi-

vos eólicos referidos por Iriondo et al. (2011) para el norte y

noreste del Mar de Arena Pampeano (Pleistoceno tardío y

Holoceno tardío). Iriondo (2010) refiere removilización de

arena eólica durante la PEH en un área de unos 1.500 km2

en la que se hallan las localidades de Paunero y Washington.

Por otra parte, Giordano (2008) describe en proximidades

de Huinca Renancó cenizas volcánicas correspondientes a

la erupción del Quizapú en 1932, cubiertas por materiales

arenosos finos, lo cual indica removilizaciones recientes en

el Mar de Arena Pampeano.

El campo de dunas de Laguna Oscura presenta un relieve

ondulado (pendiente media 0,3–0,4 %) donde se destacan

dunas parabólicas de diferentes tamaños (Fig. 11), originadas

por vientos de dirección NE-SO, sobreimpuestas a un campo



de dunas longitudinales de orientación SO-NE. Todo el con-

junto está compuesto por arenas muy finas cuya composi-

ción mineralógica indica área de proveniencia mixta, andina

y pampeana (Ramonell et al. 1992; Iriondo y Kröhling 1995;

Zárate y Tripaldi 2012).

Las dunas parabólicas se presentan aisladas o bien for-

mando dunas compuestas, y están rodeadas de mantos de

arena removilizados. Las formas de mayores dimensiones

alcanzan hasta 5 km de longitud de eje mayor, las interme-

dias entre 1 y 1, 5 km y las más pequeñas 0,2–0,5 km; los

desniveles locales son del orden de 5–8 m, en las más cons-

picuas. La mayoría de estas dunas están asociadas a cubetas

de deflación que, en muchos casos, están ocupadas por la-

gunas y bañados (Fig. 11), por lo general permanentes, de

profundidad moderada y bordes muy vegetados, a excepción

de las mayores que presentan bordes erosivos escarpados

(Cantú y Degiovanni 1987). La mayor parte de las dunas pa-

rabólicas se encuentran estabilizadas por vegetación y por

la presencia del nivel freático próximo a la superficie; no

obstante hay sectores con reactivaciones que presentan ca-

denas de dunas barjanoides móviles sobreimpuestas (Blara-

sín 1984). En las últimas décadas se reactivaron procesos de

deflación, vinculada a deforestación, inadecuado manejo de

los suelos (Degiovanni et al. 2005; Tripaldi et al. 2010; Becher

Quinodóz 2014). Las dunas longitudinales tienen entre 2 y

5 km de longitud, espaciamiento interduna de 200–300 m;

su expresión topográfica es mínima, pero son más notorias

y continuas hacia el norte.

La unidad no presenta una red de drenaje organizada y

no hay rasgos de erosión hídrica, pero es área de descarga

del arroyo Chaján, el cual es canalizado hasta la Laguna Os-

cura. Además, desde 1986, constituye el área de tránsito del

canal del arroyo El Ají, hacia la Depresión de Curapaligüe.

Este curso desborda en sectores deprimidos al oeste de Fra-

gueiro, mientras que en proximidades de Pretot Freire pre-

senta un canal muy incidido, con procesos de erosión lateral

y retrocedente activos (Degiovanni et al. 2014).

El Campo de dunas de Villa Valeria, sector occidental, se

extiende desde el límite con la Provincia de San Luis hasta

una línea imaginaria que une Del Campillo con Huinca Re-

nancó, desde los 290 hasta aproximadamente los 220 m

s.n.m. El relieve es suavemente ondulado (desniveles locales

de orden 2–3 m) y está dominado por dunas SE-NO, con alto

grado de disipación, localmente retrabajadas y cubiertas

por mantos arenosos y algunas dunas parabólicas dispersas

(especialmente hacia el oeste). Los corredores interdunas

están espaciados 1,5 a 2 km, pero en algunos sectores se

hacen imperceptibles y se observan extensas áreas planas de

disipación. Los corredores muestran la acción de reiterados

ciclos de deflación que generan depresiones elongadas, en

pocos casos subredondeadas, que alojan bañados y lagunas

encadenadas, permanentes y temporarias (Cantú y Degio-

vanni 1987), que se hacen más notorias hacia el este. En esta

subunidad se reconocen algunos sistemas de escurrimientos

superficiales encauzados en las depresiones intermédanos,

destacándose el arroyo Quetrú Luebú, de carácter perma-

nente, que nace en un humedal de este origen y luego de re-

correr aproximadamente 25 km, descarga en la laguna El

20. En los períodos secos todas las depresiones muestran

bordes con eflorescencias salinas. En las últimas décadas con

el avance de la frontera agrícola se han potenciado los pro-

cesos erosivos y de removilización de dunas y mantos de

arena (Degiovanni et al. 2005; Tripaldi et al. 2010; Becher

Quinodóz 2014).

El Campo de dunas de Villa Valeria, sector oriental, se

extiende desde los 220 hasta los 120 m s.n.m., presenta una

pendiente muy tendida, relieve plano a plano-cóncavo, don-

de se destaca un sistema de dunas longitudinales de orien-

tación SSE-NNO (100–130 km longitud, 2–3 km de anchura

y 2 m relieve local) con un espaciamiento medio de aproxi-

madamente 2,5 km y corredores de deflación ocupados por

lagunas, bañados y playas salinas. Algunos humedales tam-

bién se localizan en paleocanales del río Quinto, los cuales

fueron modificados por diferentes ciclos de deflación. Los

cuerpos lagunares son elongados y se encadenan en estas de-

presiones, constituyendo las vías de drenaje superficial hacia

el sudeste. Tal es el caso del río Popopis que interconecta las

lagunas La Legua, Nelson y La Margarita en tránsito hacia

las provincias de La Pampa y Buenos Aires (Cantú y De-

giovanni 1987; Degiovanni et al. 2005; Malagnino 1989).

Esta situación hace que, dependiendo de los aportes del río

Quinto, los escurrimientos superficiales locales y los subte-

rráneos, este sistema de lagunas presenten una alta diná-

mica, convirtiéndose en áreas de circulación de agua, sales

y sedimentos hacia la provincias vecinas, por lo que tiene

una importancia hidrológica de trascendencia regional.

En toda la unidad afloran materiales arenosos finos

asignados al Holoceno tardío (Formación Laguna Oscura,

Cantú 1992), cuya procedencia es volcaniclástica andina

(Iriondo y Kröhling 1995).

Altos estructurales del sur

En el extremo sudoeste de la provincia, en la planicie are-

nosa emergen elevaciones muy discretas que corresponden



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

Renancó) localizados en el área central del alto gravimétrico

de Rancul constituido por rocas del basamento (Kostadinoff

et al. 2001), que representa el extremo septentrional de la

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

mento positivo que tiene su mayor desarrollo en la Provin-

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

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

continuación del mismo sistema de corrimientos que levan-

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

Los únicos afloramientos de rocas asociados a este alto

se encuentran en la Sierra Lonco Vaca (Provincia de La

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

rocas metamórficas precámbricas, intruidas por rocas gra-

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

mento se disponen secuencias psefíticas-pelíticas miocenas

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

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

forma parte de una extensa planicie estructural, parcial-

mente cubierta por mantos arenosos de distinto espesor.

Alto El Cuero: Es una morfoestructura asociada a la falla

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

cundariamente, a fallas de orientación NO-SE (Degiovanni

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

plicando el estilo geomorfológico de las Sierras Pampeanas.

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

versal asimétrico permite inferir que la vertiente norocci-

dental sería una escarpa flexural, que presenta pendientes

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

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

tiente sudoriental, más tendida, sería la planicie estructural

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

geoformas de la llanura vecina.

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

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



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

Ralicó, El 20, todas ellas con bordes intensamente deflacio-

nados y suelos salinizados. No se registran rasgos de escu-

rrimientos superficiales encauzados, pero se destaca una red

dendrítica, desorganizada, desarrollada sobre las calcretas.

El alto El Cuero está cubierto por los materiales que

conforman la unidad manto policíclico del Mar de Arena

Pampeano (Iriondo y Kröhling, 1995; Iriondo, 1990a,b y c,

1999), representado por campos de dunas disipadas y man-

tos de arenas removilizadas. Las dunas más antiguas (Pleis-

toceno tardío) tienen orientación SO-NE y se ubican en el

sector sur; hacia el noroeste el relieve está conformado por

un campo de dunas longitudinales SE-NO y, hacia el sud-

este, se identifican algunas dunas parabólicas de dirección

sur-norte (Holoceno tardío), parcialmente deflacionadas

durante fases semiáridas-áridas posteriores.

Alto de Villa Huidobro - Huinca Renancó: Es una elevación

de orientación SO-NE, con frente de levantamiento al nor-

oeste, pero con menor expresión topográfica que el anterior.

Presenta un relieve moderado a suavemente ondulado, una

altura de 220–180 m s.n.m y un gradiente hacia el este de 0,4–

0,2 %. Una perforación hidrogeológica realizada entre Villa

Huidobro y Huinca Renancó (Giordano 2008), de 215 m de

profundidad, no alcanzó rocas de basamento y atravesó una

secuencia sedimentaria compuesta principalmente por mar-

gas, arcillas y capas de tosca, a excepción de los 3 m superio-

res compuestos por sedimentos arenosos finos a muy finos.

En proximidades de la localidad de Huinca Renancó, en el

borde oriental del alto, se exponen costras calcáreas, lami-

nadas, con alto grado de diagénesis (Giordano 2008) de edad

miocenas. Toda la unidad exhibe un relieve de dunas longi-

tudinales de orientación SE-NO, pero las mejor preservadas

se sitúan al noroeste de Huinca Renancó. En las cubetas de

deflación y corredores interdunas se alojan lagunas, con bor-

des salinos, sujetas a deflación en periodos secos.

CONSIDERACIONES FINALES

La historia y configuración geomorfológica de la provin-

cia muestra un marcado contraste entre las zonas serranas y

las planicies (incluidos los bolsones del noroeste). La fisono-

mía de las sierras está dominada por geoformas generadas

en períodos tan antigüos como el Mesozoico, las que se con-

servan como remanentes relictos o exhumados. Mientras que

las llanuras adquieren su actual configuración geomorfoló-

gica en los últimos 80 ka.

Carignano et al. (1999) y Carignano y Cioccale (2014)

han postulado que la exhumación de relieves paleozoicos a

gran escala en las Sierras de Córdoba es poco probable, por

lo tanto las geoformas que se conservan de ese período, que

sin dudas están exhumadas, tienen escasa extensión y son

mayoritariamente paleovalles glaciales carboníferos (Ca-

rignano et al. 1999, y otros citados allí). Por otra parte, los

datos termocronológicos (Löbens et al. 2011, Bense et al.

2013, 2014) refuerzan la hipótesis de que las Sierras de Cór-

doba tienen un relieve positivo al menos desde fines del Me-

sozoico (Carignano et al. 1999), lo que permite suponer que

gran parte de sus geoformas no serían terciarias y aceptar

que muchas habrían permanecido en superficie, o cerca de

ella, desde el momento de su formación como señalaron

Carignano et al. (1999), lo que implica que la deformación

andina sólo es parcialmente responsable del actual relieve

(Carignano et al. 1999, Löbens et al. 2011, Bense et al. 2013,

2014). Los eventos terciarios sólo modificaron parcialmente

el paisaje mesozoico, esencialmente magnificando escarpes

preexistentes, inclinando las superficies de erosión mesozoi-

cas y causando una profunda incisión de las redes de drenaje

en valles preexistentes. Entonces, la destrucción del relieve

que siguió a la deformación andina fue intensa pero no su-

ficiente como para enmascarar las características de la mor-

fología mesozoica, y las geoformas puestas a consideración

en este trabajo son evidencia de ello.

Se ha determinado que en las sierras hay tres grupos ma-

yoritarios de geoformas, genéticamente diferentes, que pre-

dominan en las distintas paleosuperficies (Carignano y

Cioccale 2014). El primero son valles glaciares carboníferos

exhumados, que generalmente están truncados por ellas,

como el de Tasa Cuna. El segundo grupo son mayormente

geoformas relictas (raramente exhumadas) representadas por

las paleosuperficies más elevadas (Achala y Sierra Norte)

que corresponden a restos de un frente de meteorización

(etchplain), originado bajo condiciones ambientales cálidas

y húmedas durante el intervalo Triásico tardío-Jurásico

medio (Carignano et al. 1999), donde se encuentran rema-

nentes de perfiles de meteorización como en Bosque Alegre,

Achala, o los plutones de Alpa Corral, Calmayo y El Hongo.

Algunas de las elevaciones que sobresalen de ellas son cerros

residuales (bornhardts). El tercero está representado por las

paleosuperficies que bordean los núcleos de las sierras, que

habrían sido formadas por procesos de pedimentación, en

climas semiáridos, durante un prolongado ciclo de denuda-

ción asociado con la ruptura de Gondwana. Dos niveles di-

ferentes generadas por sendos ciclos erosivos, activados por

eventos de extensión del Cretácico, y que habrían evolucio-



nado independiente entre ellos, progresando conjuntamente

(destruyendo las formas y depósitos sedimentarios prece-

dentes), cada uno con su nivel de base particular. Son pedi-

mentos muy regulares y planos, en los que se destacan for-

mas relictas como cerros islas (monadnocks) y paleovalles

cretácicos parcialmente exhumados. Dado el particular modo

de progresión del sistema erosivo por pedimentación, en las

partes centrales de estas paleosuperficies, mayormente se re-

conocen geoformas relictas que no habrían sido cubiertas

nunca: Dique La Viña, Sierra de Pocho, Valle de San Carlos,

Characato, Chaján, mientras que en los bordes es común en-

contrar geoformas total o parcialmente exhumadas como los

inselbergs de Sauce Puncu.

La morfología de las llanuras adquirió su actual fisono-

mía con los eventos ocurridos luego del Ultimo Interglacial

(EIO 5, 128–65/60 ka) cuyo registro es un suelo poligénico

muy desarrollado que se encuentra en el piedmeonte oriental

de las sierras, durante el EIO 4 (80/75–65/60 ka) se produce

una importante acumulación de loess, limos loéssicos, arenas

eólicas y limos y arenas fluviales vinculado a condiciones cli-

máticas áridas Iriondo y Kröhling (1995, 1996). Estos depó-

sitos de loess nivelan el relieve y constituyen la base de todas

las morfologías visibles en la llanura actual.

El EIO 3 (65/60–30/25 ka) está representado por un me-

joramiento climático con características complejas e irregu-

lares, caracterizado por una significativa pausa en la sedi-

mentación eólica, la estabilización de los interfluvios con el

desarrollo de suelos, la disipación generalizada de las formas

eólicas, el desarrollo de las grandes fajas fluviales de la lla-

nura y la formación de grandes lagos (Carignano 1996, 1997a

y b).

El retorno de condiciones áridas a semiáridas se pro-

duce en el EIO 2 (30/25–16 ka), representado por un patrón

morfo-sedimentario comparable al del EIO 4. En el Bolsón

de las Salinas Grandes se generó la removilización de las are-

nas fluviales, con formación de dunas y mantos de arenas

(Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En la llanura y las cuen-

cas del noroeste se formó una nueva generación de abanicos

aluviales, con menor desarrollo que la precedente (Carig-

nano 1996, 1997a y b, 1999). En el ambiente de la Planicie

fluvio-eólica central y la Elevación Pampeana se deposita-

ron los mayores espesores de loess, especialmente durante el

UMG (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). Los paleolagos de

Salinas Grandes y Ambargasta fueron ocupados nuevamente

por salares y playas salinas, mientras que la Laguna Mar Chi-

quita fue reemplazada por pequeñas lagunas dispersas (Ca-

rignano 1996, 1997a, 1999). Los materiales fluviales y deltai-

cos fueron retrabajados por acción eólica, formando dunas

a lo largo de la costa sur de la laguna. En el sur de la provin-

cia, durante el EIO 2 se acumularon depósitos de arenas eó-

licas. Una corta fase subhúmeda correspondiente al final del

UMG (ca. 16,5–15 ka) está indicada por un depósito de di-

sipación de dunas de la costa sur de la Laguna Mar Chiquita

(Kröhling e Iriondo 1999), entre otros indicadores. El perí-

odo seco del Pleistoceno final equivalente al Dryas Tem-

prano (ca. 14–11 ka) está presente en los interfluvios. En las

fajas fluviales principales de la Planicie fluvio-eólica central

hay sedimentación aluvial generalizada.

El Optimo Climático del Holoceno (ca. 9–5 ka) se carac-

teriza por una significativa disminución de la tasa de sedi-

mentación loessica y su reemplazo por la acumulación de

sedimentos finos en ambientes deprimidos (con alto conte-

nido de materia orgánica y frústulos de diatomeas), por el

desarrollo de suelos muy evolucionados, y por la expansión

general de lagos y de las redes de drenaje de la llanura (Ca-

rignano 1996, 1997a y b, 1999). El suelo enterrado holoceno

resulta un distintivo marcador pedoestratigráfico en las

áreas de interfluvio de la planicie (Geosuelo El Ranchito;

Suelo Las Tapias; Hypsithermal soil), coronando los depósi-

tos eólicos del EIO 2. En las secuencias de paleovalles fluvia-

les este forma un pedocomplejo acrecionario compuesto por

horizontes hidromórficos separados por capas loéssicas o

por lentes de ceniza volcánica. El período seco del Holoceno

superior (4/3,5–1,4/1 ka) estuvo dominado por la erosión y

deflación de suelos y sedimentos de superficie, depositación

de una unidad loessica, generación de campos de dunas en

el Bolson de Salinas Grandes y en la Depresión de Mar Chi-

quita, y la retracción de los paleolagos (Carignano 1996,

1997a y b, 1999). En el sur de la provincia se generaron

campos de dunas. El Período Cálido Medieval (1,4/1–800 a.

AP) favoreció la pedogénesis incipiente de las unidades ge-

neradas en el período previo, las geoformas eólicas fueron

parcialmente disipadas y los lagos se expandieron nueva-

mente. Durante la Pequeña Edad del Hielo (700–150 a.AP)

se reactivaron los procesos erosivos afectando principal-

mente a los interfluvios, los lagos del noroeste fueron reem-

plazados por el actual salar (Carignano 1996, 1997a y b,

1999). La Laguna Mar Chiquita sufrió una notable retrac-

ción. En la Planicie fluvio eólica central se produjo la remo-

vilización de arenas asociadas a derrames de los cursos prin-

cipales, formando pequeños campos de dunas (Carignano

1996, 1997a y b, 1999).



AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a los organismos nacionales que

facilitaron sus instalaciones y financiaron, mediante subsi-

dios y becas, los proyectos que permitieron generar la infor-

mación compilada en este trabajo: Universidad Nacional de

Córdoba, Universidad Nacional del Litoral, Universidad

Nacional de Río Cuarto y CONICET.

Un especial reconocimiento a los árbitros, Jorge Rabassa

y Carlos Costa, quienes con sus sugerencias y aportes con-

tribuyeron a mejorar el trabajo.

Los autores también expresan su agradecimiento a Ale-

jandra Mazzoni, por su invalorable trabajo en la revisión del

texto, y a Jimena Andreazzini (UNRC), Karina Echevarria

(UNRC) y Candela Francisconi (UNL) por su valioso aporte

en la preparación de las figuras del trabajo.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Ab’Sáber, A. 1969. Participação das superficies aplainadas nas paisa-gens do Rio Grande do Sul. Universidade de São Paulo, Instituto deGeografia 11: 1–17.

Agua y Energía Eléctrica. 1967. Estudios y proyecto de presa embalseTincunaco sobre el río Cuarto, Provincia de Córdoba. Jefatura deEstudio, zona Centro. Tomo I: Estudios. B-Tomo III. Planos.

Álvarez, L., Fernández Seveso, F., Pérez, M. y Bolatti, N. 1990. Estrati-grafía de la Cuenca Saliniana. 11º Congreso Geológico Argentino,Actas 2: 145–148. San Juan.

Ameghino, F. 1885. Informe sobre el Museo Antropológico y Paleonto-lógico de la Universidad Nacional de Córdoba durante el año 1885.Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 7: 347–360. Córdoba.

Ameghino, F. 1889. Contribución al conocimiento de los mamíferos fó-siles de la República Argentina. Actas de la Academia Nacional deCiencias 6: 1–1027. Córdoba.

Andreazzini, J. y Degiovanni, S. 2011. Diseño de canal en el sector pe-demontano del río Las Cañitas, Córdoba. Factores de control, mor-fodinámica e implicancias ambientales. 18º Congreso Geológico Ar-gentino, Actas CD: 1426–1427. Neuquén.

Andreazzini, J. y Degiovanni, S. 2014. Geomorphology of Paleosurfacesin the Sierras de Comechingones, Central Pampean Ranges, Argen-tina. En Rabassa, J. y Ollier, C. (eds.) Gondwana Landscapes insouthern South America. Springer Earth System Sciences: 305–330.Netherlands.

Andreazzini, J., Degiovanni, S., Cantú, M., Grumelli, M.T. y Schiavo, H.2012. Estudio preliminar de secuencias cuaternarias en pampas dealtura de la Sierra de Comechingones (cuenca alta del río Cuarto,Córdoba). Actas 5º Congreso Argentino de Cuaternario y Geomor-fología Actas: 29. Río Cuarto.

Andreazzini, J., Degiovanni, S. y Salinas, J. 2014. Relación entre la cargaen suspensión y las variaciones morfodinámicas del arroyo El Ají,Córdoba. Actas 19º Congreso Geológico Argentino, Córdoba.

Andreazzini, J., Degiovanni, S., Cantú, M., Grumelli, M.T. y Schiavo, H.2014. Análisis e interpretación paleoambiental de secuencias delCuaternario superior en pampas de altura del sector centro-sur dela Sierra de Comechingones, Córdoba. Latin American Journal ofSedimentology and Basin Analysis (en prensa).

Argüello, G., Dasso, C. y Sanabria, J. 2006. Effects of intense rainfalls

and their recurrence: Case study in Corralito ravine, CórdobaProvince, Argentina. Quaternary International 158: 140–146.

Arnosio, J. 1995. Secuencias piroclásticas del complejo volcánico dePocho, Provincia de Córdoba. Trabajo Final. Universidad Nacionalde Córdoba (inédito), 78 p. Córdoba.

Aznárez, E. 1982. La ciencia en Córdoba en el siglo 18°. Revista de laJunta Provincial de Historia de Córdoba 11: 15–24.

Bain Larrahona, H.G. 1940. Estudios geológicos en la Provincia de Cór-doba. Boletín Y.P.F. 192: 13–53.

Barazangi, M. e Isacks, B. 1976. Spatial distribution of earthquakes andsubduction of the Nazca Plate beneath South America. Geology 4:686–692.

Becher Quinodóz, F.N. 2014. Implicancias ambientales de las relacioneshidrodinámicas e hidroquímicas entre aguas superficiales y subte-rráneas en la planicie arenosa del sur de Córdoba. Argentina. TesisDoctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 383 p. RíoCuarto.

Becker, A.R. 2006. Evaluación del proceso de degradación de suelos porerosión hídrica en una subcuenca representativa de la región pede-montana del suroeste de la Provincia de Córdoba, Argentina. Tesisdoctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 200 p. RíoCuarto.

Beder, R. 1916. Estudios geológicos e hidrológicos en los alrededores deVilla Dolores. Boletín de la Dirección Nacional de Minería Geologíae Hidrología 14: 1–26.

Beder, R. 1932. La Sierra Norte de Córdoba. Anales Sociedad Argentinade Estudios Geográficos, GAEA 4 (1): 3–8.

Beltramone, C.A. 1996. Evolución morfoestructural del piedemonte oc-cidental de las sierra Chica de Córdoba entre las coordenadas30º42’-31º00’ lat. sur y 63º30’-63º40’ logitud oeste. Tesis Doctoral,Universidad Nacional de Córdoba (inédita), 198 p. Córdoba.

Bense, F., Löbens, S., Dunkl, I., Wemmer, K., y Siegesmund, S. 2013. Isthe exhumation of the Sierras Pampeanas only related to Neogeneflat-slab subduction? Implications from a multi-thermochrono-logical approach. Journal of South American Earth Sciences 48:123–144.

Bense, F., Wemmer, K., Löbens, S. y Siegesmund, S. 2014. Fault gougeanalyses: K–Ar illite dating, clay mineralogy and tectonic signifi-cance -a study from the Sierras Pampeanas, Argentina. Internatio-nal Journal of Earth Sciences103(1): 189–218.

Bertoldi de Pomar, H. 1953. Contribución al conocimiento del origende la laguna Mar Chiquita de la Provincia de Córdoba. Tesis docto-ral. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Universidad,Nacional de Córdoba (inédita), 215 p. Córdoba.

Bettiol, A. 2012. Estudio neotectónico de las fallas con actividad cuater-naria, ubicadas al Sur de las Sierras Las Peñas. Universidad Nacionalde Río Cuarto. Tesis de Licenciatura (inédita), 115 p. Río Cuarto.

Bigarella, J.J. y Ab’saber, A.N. 1964. Paläogeographische und paläokli-matische Aspekte des Känozoikums in Südbrasilien. Zeitschrift fürGeomorphologie 8: 286–312.

Blarasín, M. 1984. Hidrología subterránea de la zona de Laguna Oscura.Córdoba. Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis de Licenciatura(inédita), 98 p. Río Cuarto.

Blarasín, M. 2003. Geohidrología ambiental del Sur de Córdoba, con én-fasis en la ciudad de Río Cuarto y su entorno rural. Tesis Doctoral,Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 200 p. Río Cuarto.

Blarasín, M. y Sánchez, M. 1987. Secuencia evolutiva de dunas cuater-narias en el sector de la Laguna Oscura. Departamento Río Cuarto,Provincia de Córdoba, República Argentina. 10º Congreso Geoló-gico Argentino, Actas, 3: 297–300.

Blarasín, M., Degiovanni, S., Cabrera, A., Villegas, M., Sagripanti, G. yCantero, J.J. 2004. Morfotectónica, escalas de flujo de aguas super-ficiales y subterráneas y antropización en los humedales pampeanos.



32º Congreso Aguas Subterraneas y Desarrollo Humano (ALSHUD)Actas: 6. Zacatecas.

Blarasín M., Degiovanni, S., Cabrera, A. y Villegas, M. (eds.). 2005.Aguas superficiales y subterráneas en el Sur de Córdoba: Una pers-pectiva geoambiental. Universidad Nacional de Río Cuarto, 346 p.Río Cuarto.

Blarasín, M., Degiovanni, S., Cabrera, A., Villegas, M. y Sagripanti, G.2005. Los humedales del Centro-Sur de Córdoba. Parte A: Factoresnaturales y antrópicos condicionantes de la dinámica hidrológicaregional. En Blarasín M., Degiovanni, S., Cabrera A. y Villegas M.(eds.) Aguas superficiales y subterráneas en el sur de Córdoba. Uni-versidad Nacional de Río Cuarto, 275–282. Río Cuarto.

Bodenbender, G. 1890. La cuenca del valle del Río Primero en Córdoba.Descripción geológica del valle del Río Primero desde la Sierra deCórdoba hasta la Mar Chiquita. Boletín de la Academia Nacionalde Ciencias 12: 5–55. Córdoba.

Bodenbender, G. 1894. Llanura al este de la sierra de Córdoba. Contri-bución a la historia del desarrollo de la llanura Pampeana. Boletínde la Academia Nacional de Ciencias 14: 21–54. Córdoba.

Bodenbender, G. 1895. Devónico y Gondwana en la República Argen-tina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 15: 201–252.Córdoba.

Bodenbender, G. 1905. La Sierra de Córdoba. Constitución geológica yproductos minerales de aplicación. Anales del Ministerio de Agri-cultura de la Nación 1/2: 1–150.

Bodenbender, G. 1907. Petrografía: Meláfidos, basaltos y andesitas en lasierra de Córdoba. Diabasas, porfiritos augíticos y meláfidos entrela Sierra de Córdoba y la Precordillera. Anales del Ministerio deAgricultura de la Nación, Sección Geología 2: 1–34.

Bodenbender, G. 1911. Constitución geológica de la parte meridionalde La Rioja y regiones limítrofes. Boletín de la Academia Nacionalde Ciencias 19: 1–220. Córdoba.

Bodenbender, G. 1921. Reseña hidrogeológica de la cuenca del Río Pri-mero en Córdoba. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 25:205–230. Córdoba.

Bodenbender, G. 1929. Triásico y Terciario de la falda oriental de la Sie-rra de Córdoba. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 31:73–139. Córdoba.

Bonalumi, A., Escayola, M., Kraemer, P., Baldo, E.G. y Martino, R.D.1999. Precámbrico, Paleozoico inferior de la Sierra de Córdoba. EnCaminos, R. (ed.) Geología Argentina. Instituto de Geología y Re-cursos Minerales. Anales 29: 136–140. Buenos Aires.

Bonalumi, A., Martino, R.D., Sfragulla, J., Carignano, C. y Tauber, A.2005. Hoja Geológica 3363-I. Villa Maria. Instituto de Geología yRecursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín347. Buenos Aires.

Brackebusch, L. 1879. Informe. Boletín de la Academia Nacional Cien-cias 3: 251–262. Córdoba.

Brackebush, L. 1880. Informe sobre la marcha del Museo Mineralógicode la Universidad Nacional de Córdoba. Boletín de la Academia Na-cional de Ciencias 3:135–163. Córdoba.

Brackebusch, L. 1891. Mapa Geológico del Interior de la República Ar-gentina. Escala 1:1.000.000, Gotha. Academia Nacional de Ciencia.Córdoba, Argentina.

Briere, P. 2000. Playa, playa lake, sebkha. Proposed definitions for oldterms. Journal of Arid Environments 45: 1–7.

Brunetto, E. 2008a. Actividad neotectónica en el sector oriental de lacuenca inferior del río Dulce, laguna Mar Chiquita y bloque SanGuillermo. Tesis Doctoral. Universidad Nacional de Córdoba(inédita), 306 p. Córdoba.

Brunetto, E. 2008b. Geological features of neotectonic deformation inArgentine pampas (intraplate). In the symposium: STP-01 Generalcontributions to palaeoseismology. 33º International Geological

Congress. Oslo. CD.Brunetto, E. 2013. Estudio integral del paisaje de la Cuenca del Río Sa-

lado del Norte en la Provincia de Santa Fe aplicado al manejo delrecurso hídrico y edáfico. Influencia de la neotectónica. Informe deAvance Inédito para el CAID+O/2012. Universidad Nacional delLitoral, 30 p.

Brunetto, E. y Giménez, M. 2012. Características de la deformación cua-ternaria en el centro de la llanura pampeana. 15º Reunión de Tec-tónica, Actas 36–37. San Juan.

Brunetto, E. e Iriondo, M. 2007. Neotectónica en la Pampa Norte (Ar-gentina). Revista de la Sociedad Geológica de España 20: 17–29.

Brunetto, E., Iriondo, M., Zamboni, L. y Gottardi, M. 2010. QuaternaryDeformation around the Palo Negro area, Pampa Norte, Argentina.Journal de South American Earth Sciences 29: 627–641.

Bucher, E.H., Pizarro, G.G., Curto, E.D. 2006. Síntesis geográfica. En Bu-cher E.H. (ed.) Bañados del río Dulce y laguna Mar Chiquita (Cór-doba, Argentina). Academia Nacional de Ciencias, 15–27. Córdoba.

C.A.A.S. 1973. Llanura Pampeana (provincias de Córdoba y Santa Fe) –Hidrogeología. Recursos de agua subterránea y su aprovechamientoen la llanura pampeana y en el valle de Conlara. Convenio Argen-tino-Alemán de aguas subterráneas. 2, 1–25.

C.A.De.Ne. 1979. La laguna Mar Chiquita (Mar de Ansenuza). Comisiónde Apoyo al Desarrollo del Noreste de la Provincia de Córdoba,INCYTH-CIHRSA, Córdoba. 132 p.

Cabrera, A. 2009. Evolución hidrogeoquímica e isótopos ambientalesdel sistema acuífero asociado a los ambientes morfotectónicos de lafalla regional Tigre Muerto. Córdoba. Argentina. Tesis doctoral.Universidad Nacional de Córdoba (inédita) 354 p. Córdoba.

Cabrera, A. y Blarasín, M. 1993. Estudio Geohidrológico de la cuencadel arroyo Las Cortaderas, Río Cuarto, Córdoba. 12º CongresoGeológico Argentino. 6: 184–196. Mendoza.

Calmels, A.P. 1996. Bosquejo Geomorfológico de la Provincia de LaPampa. Universidad Nacional de La Pampa 110 p. Santa Rosa.

Candiani, J.C., Stuart-Smith, P., Lyons, P., Carignano, C., Miró, R. yLópez, H. 2001a. Hoja Geológica 3166-II, Cruz del Eje. Instituto deGeología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argen-tino. Boletín 249: 1–88.

Candiani, J.C., Gaido, F., Miró, R., Carignano, C. y López, H. 2001b. HojaGeológica 3163-I Jesús María. Instituto de Geología y RecursosMinerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 314, 90p. 1 mapa.

Cantú, M. 1992. El Holoceno en la Provincia de Córdoba. En: Iriondo,M. (ed.) Holoceno de la República Argentina. CADINQUA, 1: 1–16.Paraná. Argentina.

Cantú, M. 1998. Estudio Geocientífico para la evaluación ambiental yordenación territorial de una cuenca pedemontana. Caso: Cuencadel Arroyo La Colacha, Departamento Río Cuarto, Provincia deCórdoba. Tesis doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto(inédita). 210 p. Río Cuarto.

Cantú, M. y Blarasín, M. 1987. Geología del Pleistoceno Superior-Ho-loceno del Arroyo Las Lajas-Km. 630. Departamento Río Cuarto,Provincia de Córdoba. 10º Congreso Geológico Argentino, Actas,1: 337–340. San Miguel de Tucumán.

Cantú, M. y Degiovanni, S. 1984. Geomorfología de la Región CentroSur de la Provincia de Córdoba. 9º Congreso Geológico Argentino.Actas 4: 76–92. San Carlos de Bariloche.

Cantú, M. y Degiovanni, S. 1987. Génesis de los sistemas lagunares delcentro-sur de la Provincia de Córdoba, República Argentina. 10ºCongreso Geológico Argentino, Actas, 3: 289–292. San Miguel deTucumán.

Cantú, M., Becker, A., Bedano, J., Schiavo, H. y Parra, B. 2009. Evalua-ción del impacto del cambio de uso y manejo de la tierra medianteindicadores de calidad de suelo, Córdoba, Argentina. Cadernos La-



boratorio Xeolóxico de Laxe 34: 203–214. Conuña.Capitanelli, R. 1979a. Geomorfología. En Vázquez J.B., Miatello R.A. y

Roqué M.E. (eds.) Geografía física de la Provincia de Córdoba. 213–457. Editorial Boldt. Córdoba.

Capitanelli, R. 1979b. Clima. En Vázquez J.B., Miatello R.A. y RoquéM.E. (eds.) Geografía física de la Provincia de Córdoba. 45–138.Editorial Boldt. Córdoba.

Carignano, C. 1996. Evolución geomorfológica de las planicies en la Pro-vincia de Córdoba durante el Pleistoceno superior. Revista del Ins-tituto de Geología y Minería 11: 7–26.

Carignano, C. 1997a. Caracterización y evolución durante el Cuaternariosuperior de los ambientes geomorfológicos extraserranos en el nor-oeste de la Provincia de Córdoba. Tesis Doctoral. Universidad Na-cional de Córdoba (inédita), 208 p. Córdoba.

Carignano, C. 1997b. El Holoceno de la Provincia de Córdoba. Revistadel Instituto de Geología y Minería de la Universidad Nacional deJujuy; Lugar: San Salvador de Jujuy 11: 1–20.

Carignano, C. 1999. Late Pleistocene to recent climate change in Cór-doba province, Argentina: geomorphological evidence. QuaternaryInternational 57-58: 117–134.

Carignano, C. y Cioccale, M. 1997. Landscapes antiquity of the CentralSierras Pampeanas (Argentina): geomorphic evolution since theGondwana times. 4º International Conference On Geomorphology.Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria. Abstracts3: 104. Torino, Italy.

Carignano, C. y Cioccale, M. 2008. Geomorfología de la Sierra Norte-Ambargasta, provincias de Córdoba y Santiago del Estero, Argen-tina. 17º Congreso Geológico Argentino, Actas, 1189–1190. SanSalvador de Jujuy.

Carignano, C. y Úngaro, R. 1988a. Geología y geomorfología de la cuencadel Río Segundo En: Proyecto de Cooperación Hispano Argentino.(UNESCO-ICI). Planificación Integrada del Medio, Evaluación delImpacto Ambiental y Formación de un Equipo de Técnicos. EstudioPiloto al Norte de Córdoba (República Argentina).

Carignano, C. y Úngaro, R. 1988b. Geología y geomorfología de MarChiquita. In: Proyecto de Cooperación Hispano Argentino. (UNESCO-ICI). Planificación Integrada del Medio, Evaluación del ImpactoAmbiental y Formación de un Equipo de Técnicos. Estudio Pilotoal Norte de Córdoba (República Argentina).

Carignano, C. y Úngaro, R. 1988c. Geología y geomorfología del Depar-tamento Pocho. En: Proyecto de Cooperación Hispano Argentino.(UNESCO-ICI). Planificación Integrada del Medio, Evaluación delImpacto Ambiental y Formación de un Equipo de Técnicos. EstudioPiloto al Norte de Córdoba (República Argentina).

Carignano, C., Cioccale, M. y Rabassa, J. 1999. Landscape antiquity ofthe Central Eastern Sierras Pampeanas (Argentina): Geomorpho-logical evolution since Gondwanic times. Zeitschrift für Geomor-phologie, NF, Supplement Band 118: 245–268.

Carignano, C., Cioccale, M. y Lipka. L. 2014a. Megadeslizamiento relictoy complejo de deslizamientos sobreimpuestos en el Valle de SanAlberto, Córdoba, Argentina. 19º Congreso Geológico Argentino,Córdoba. Actas. Córdoba.

Carignano, C., Cioccale, M. y Martino, R.D. 2014b. El megadesliza-miento del cerro Uritorco, ladera occidental de la Sierra Chica deCórdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina 71: 21–32.

Castellanos, A. 1926. Observaciones preliminares sobre el Pleistocenode la Provincia de Córdoba. Boletín de la Academia Nacional deCiencias 23: 232–254. Córdoba.

Castellanos, A. 1936. Los sedimentos del Pampeano inferior y el Arau-cano en el valle de Los Reartes, Sierra de Córdoba. Publicación de laFacultad de Ciencias Matemáticas, Físicas, Químicas y NaturalesAplicadas a la Industria. Universidad Nacional del Litoral, 6. Rosario.

Castellanos A. 1944. Paleontología estratigráfica de los sedimentos ne-

ógenos de la Provincia de Córdoba. Publicaciones del Instituto deFisiografía y Geología. Universidad Nacional de Rosario 23: 6–43.

Castellanos, A. 1951. Una nueva especie de “Glyptodon (G. morelloi)”en el Ensenadense del Valle de Los Reartes (Sierras de Córdoba).Publicaciones Científicas Instituto de Fisiografía y Geología. Uni-versidad Nacional de Rosario 39: 23–45.

Castellanos, A. 1959. Posibles desplazamientos morfológicos en el pa-sado de las redes potamográficas en la llanura cordobesa. Boletínde Estudios Geográficos, Córdoba 19: 29–63.

Castellanos, A. 1966. Génesis geomorfológica de la Llanura Pampeana.Boletín de la Sociedad Argentina de Estudios Geográficos GAEA,68/70: 15–16.

Chebli, G., Mozetic, M., Rossello, E. y Bühler, M. 1999. Cuencas sedi-mentarias de la llanura chacopampeana. En Caminos, R. (ed.). Geo-logía Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Anales29: 627–644. Buenos Aires.

Chebli, G.A., Spalletti, L.A., Rivarola, D., de Elorriaga, E. y Webster, R.E.2005. Cuencas cretácicas de la región central de la Argentina. 6ºCongreso de Hidrocarburos. IAPG. Actas en CD. Mar del Plata.

Chernicoff, C.J., Zappettini, E.O. y Villar, M.L. 2005. La faja de metaga-bros del sector centro-norte de la Provincia de La Pampa, Argentina:nuevas evidencias geofísicas. 16º Congreso Geológico Argentino,Actas 3: 39–44.

Chiappero, S. 2013. Hidrogeoquímica de un sector de la Llanura fluvio-eólica imperfectamente drenada - Bañados del Saladillo. Córdoba.Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis de Licenciatura (inédita),198 p. Río Cuarto.

Cioccale, M. 1999a. Climatic fluctuation in the Central region of Ar-gentina in the last 1000 years. Quaternary International 62: 35–47.

Cioccale, M. 1999b. Investigación geomorfológica de cuencas serranas.Estudio geomorfológico integral: Morfodinámica, morfometría ymorfogénesis del flanco oriental de las Sierras Chicas de Córdoba.Tesis doctoral. Universidad Nacional de Córdoba (inédita) 250 p.Córdoba.

Cioccale, M. 2002. Geomorfología y relieve de la Provincia de Córdoba.En Secretaría de Minería de la Nación. Inventario de recursos na-turales. Programa de asistencia técnica para el desarrollo del sectorminero argentino. http://www.mineria.gov.ar/estudios/inicio.asp.

Cione, A., Tonni, E., San Cristóbal, J., Hernández, P., Benítez, A., Bor-dignon, F. y Perí, J.A. 2002. Putative Meteoritic Craters in Río Cuarto(Central Argentina) Interpreted as Eolian Structures. Earth, Moon,and Planets 91: 9–24.

Cisneros, J., Degioanni, A., Gil, H., Cantero A., Gutiérrez, M., Reynero,A., Chiapparoli, A. y Chesta, D. 2002. Principales procesos de ero-sión-sedimentación en la cuenca media y derrames del río Popopis(Quinto). 19º Congreso Nacional del Agua, Editado en CD: p.10.Carlos Paz, Córdoba.

Coniglio, J.E., Pérez Xavier, R., Pinotti, L.P. y D’Eramo, F.J. 2000. Oreforming fluid of vein-type fluorite deposits of Cerro Ásperobatholith, southern Córdoba Province, Argentina. InternationalGeology Review 42: 368–383.

Coniglio, J.E., Perez Xavier, R., Pinotti, L.P. y D’Eramo, F.J. 2004. Estudiode isótopos estables aplicado a los depósitos de fluorita del batolitoCerro Áspero. Córdoba. 7º Congreso de Mineralogía y Metalogenia,Actas 1: 171–176. Río Cuarto.

Coniglio, J.E., D´Eramo, F.J., Pinotti, L.P., Demartis, M., Agulleiro Insúa,L. y Petrelli, H. 2010. Control estructural de las mineralizaciones defluorita del batolito Cerro Aspero, Sierras Pampeanas de Córdoba.Revista de la Asociación Geológica Argentina 67: 507–520.

Córdoba, F., Cioccale, M.A. y Tauber, A. 2005. Geología y Estratigrafíadel Pleistoceno tardío-Holoceno en la Pampa de Olaen, SierrasGrandes, Provincia de Córdoba. 16º Congreso Geológico Argentino4: 269–276. La Plata.



Correa Morales, E. 1947. Resumen Histórico-Geográfico de la RepúblicaArgentina. Geografía de la República Argentina, Sociedad Argentinade Estudios Geográficos, GAEA 1: 1–46.

Costa, C. 1996. Análisis neotectónico en las Sierras de San Luis y Co-mechingones: Problemas y métodos. 13º Congreso Geológico Ar-gentino y 3º Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 2:285–300. Buenos Aires.

Costa, C. 1999. Tectónica Cuaternaria en las Sierras Pampeanas. En:Caminos, R. (Ed.) Geología Argentina, Anales 29(24), Sección 2B:779–784. SEGEMAR, Buenos Aires.

Costa, C. 2000. Geomorphic signature of Quaternary deformation andstrategies for regional mapping in Argentina. Proceedings of 31ºInternational Geological Congress, in CD-Rom, Brazil.

Costa, C. y Vita-Finzi, C. 1996. Late Holocene intraplate faulting in theSE Sierras Pampeanas, Argentina. Geology, 24: 1127–1130.

Costa, C., Giaccardi, A. y González Díaz, E. 1999a. Palaeolandsurfacesand neotectonic analysis in the Southern Sierras Pampeanas. EnSmith, B., Whalley, W. y Warke, P. (eds.) Uplift, Erosion and Stabil-ity: Perspectives on Long-Term Landscape Development. GeologicalSociety, London, Special Publication 162: 229–238. London.

Costa, C., González Díaz, E., Murillo, M., Gardini, C., Giaccardi, A., Se-queiros, J. y Bea, S. 1999b. Morfoneotectónica del frente de levanta-miento andino de la Sierra de Comechingones, Provincia de Cór-doba y San Luis. 14º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 32–33.

Costa, C., Murillo, V., Sagripanti, G. y Gardini, C. 2001. Quaternary in-trapalate deformation in the southearstern Sierras Pampeanas, Ar-gentina. Journal of Seismology 5: 399–409.

Costa, C., Cisneros, H., Machette, M. y Dart, R. 2003. A new databaseof Quaternary faults and folds in South America. ILP Task GroupII-2 (western Hemisphere). American Geophysical Union, FallMeeting, San Francisco.

Costa, C., Ortiz Suárez, A., Miró, R., Chiesa, J., Gardini, C., CarugnoDurán, A., Ojeda, G., Guerstein, P., Tognelli, G., Morla, P. y Strasser,E. 2005. Hoja Geológica 3366-IV.Villa Mercedes. Instituto de Geo-logía y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino.Boletín. 348, 100 p.

Cristallini, E., Domínguez, A., Ramos, V. y Mercerat, E. 2004. Basementdouble-wedge thrusting in the northern Sierras Pampeanas of Ar-gentina (278S) Constraints from deep seismic reflection. En McClay,K.R. (ed.) Thrust tectonics and hydrocarbon systems. American As-sociation of Petroleum Geologists, Memoir 82: 65–90. Tulsa.

Cruz, L.E., Fernícola, J.C. y Carignano, C.A. 2010. El “Horizonte Bro-cherense” del Valle de San Alberto, Córdoba, Argentina. Conside-raciones taxonómicas e implicancias bioestratigráficas. 10º Con-greso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía. 7º CongresoLatinoamericano de Paleontología. Actas.

Cuerda, A.J. 1973. Sierras Pampeanas, una nueva interpretación de su es-tructura. Revista de la Asociación Geológica Argentina 38: 293–303.

Dargám, R.M. 1994. Dinámica evolutiva y geoquímica de aguas y sal-mueras del ambiente evaporítico de las Salinas Grandes, Provinciade Córdoba, Argentina. Tesis doctoral, Universidad Nacional deCórdoba (inédita), 350 p. Córdoba.

Dargám, R.M. 1995. Geochemistry of waters and brines from SalinasGrandes basin, Córdoba, Argentina. I - Geomorphology and hidro-chemical characteristics. International Journal of Salt Lake Research3: 137–158.

Dargám, R.M. y Depetris, P.J. 1995. Mecanismos de control hidroquí-mico de aguas y salmueras de las Salinas Grandes de Córdoba. Re-vista de la Asociación Geológica Argentina 50: 87–102.

Dargám, R.M. y Depetris, P.J. 1996. Geochemistry of waters and brinesfrom the Salinas Grandes basin, Cordoba, Argentina. II. Gypsumdisolution - calcite precipitation and brines evolution. InternationalJournal of Salt Lake Research 5: 81–101.

Dávila, F.M, Astini, R.A. y Jordan T.E. 2005. Cargas subcorticales en elantepaís andino y la planicie pampeana: evidencias estratigráficas,topográficas y geofísicas. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina 60: 775–786.

Davis, W.M. 1899. The geographical cycle. Geographical Journal 14:481–504.

Davis, W.M. 1909. Geographical Essay. Ginn and Company. 777 p. NewYork.

Degiovanni, S. 2008. Análisis geoambiental del comportamiento de lossistemas fluviales del Sur de Córdoba, en especial del Aº Achiras -del Gato, como base para su gestión sustentable. Tesis doctoral. Uni-versidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 597 p. Río Cuarto.

Degiovanni, S. y Andreazzini, J. 2013. Geomorphological characteriza-tion of relictic Gondwanic paleosurfaces in the Comechingonesrange, Central Pampean Mountains, Argentina. Actas del 8º Inter-national Conference on Geomorphology, Acta, París.

Degiovanni, S. y Blarasín, M. 2005. Hidrología superficial y morfodiná-mica de sistemas fluviales en el Sur de Cba. En Blarasín M., Degio-vanni, S., Cabrera, A. y Villegas M. (eds.). Aguas superficiales ysubterráneas en el Sur de Córdoba, Universidad Nacional de RíoCuarto: 31–40. Río Cuarto.

Degiovanni, S. y Cantú, M. 1997. Neotectonic activity in the La Cruz-Gigena depression, Córdoba, Argentina. 4º International Confe-rence on Geomorphology.Rev. Supplementi di Geografia Fisica eDinámica Quaternaria.1: 142. Bologna. Italia.

Degiovanni, S. y Doffo, N. 2005. Longitudinal profile adjustment andchannel stability: a case-study of the Achiras-del Gato and Las Lajasstreams, southern of Cordoba Province, Argentina. 6º Internatio-nal Conference on Geomorphology. Abstract. 20–321. Zaragoza.España.

Degiovanni, S., Villegas M. y Doffo, N. 2000. Rectificación de meandros:evolución del perfil longitudinal de un tramo del río Chocancha-rava, Provincia de Córdoba. En Uso y Preservación de los RecursosHídricos en los Umbrales del siglo XXI, Editado en CD. IRHi –FCEy T-UNSE.

Degiovanni, S., Villegas, M. y Doffo, N. 2003. Geomorfología del ex-tremo Sur de la Sierra de Comechingones. 2º Congreso Nacional deCuaternario y Geomorfología Cuaternario y Geomorfología. Actas1:257–266. San Miguel de Tucumán.

Degiovanni, S., Villegas, M., Blarasín, M. y Sagripanti, G. 2005. HojaGeológica 3263-III. Río Cuarto. Instituto de Geología y RecursosMinerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Buenos Aires.Boletín 349, 95 p.

Degiovanni, S., Cabrera, A. e Iparraguirre, J. 2012. Caracterización delfuncionamiento hidrogeológico y morfodinámico del humedalpampeano “Laguna Pagliero”- Complejo lagunar La Felipa. Cór-doba. Argentina. Memorias 11º Congreso Latinoamericano de Hi-drogeología y 4º Congreso Colombiano de Hidrogeología CD: p. 5.Cartagena de Indias, Colombia.

Degiovanni, S., Villegas M. y Ulla, J. P. 2013. Análisis de la carga de fondoy dinámica de transporte en el río Cuarto, Córdoba, como base parauna minería de áridos sustentable. Revista de la Asociación Geoló-gica Argentina 70: 238–248.

Degiovanni, S., Echevarría, K., Andreazzini, J. y Doffo, N. 2014. Los sis-temas fluviales del Sur de Córdoba: alteraciones históricas, procesosde ajustes y consecuencias ambientales. Actas 19º Congreso Geoló-gico Argentino, Córdoba.

Delachaux, E.A.S. 1908. Las regiones físicas de la República Argentina.Revista del Museo de La Plata 15: 102–131.

de Moussy, M. 1860. Description géographique et státistique de la Con-fédération Argentine. Librairie de Fermin Didot Fréres, París. Ree-dición de la Academia Nacional de la Historia. Tomo 1, 554 p. Bue-nos Aires.



Dillon, A., Hurtado, M.A. y Giménez, J.E. 1987. Influencia de la geomor-fología y estratigrafía en los anegamientos de la “Pampa Arenosa”.Provincia de Buenos Aires, República Argentina. 10º CongresoGeológico Argentino, Actas, 3: 301–304. San Miguel de Tucumán.

Di Paola, E. 1987. Mineralogía de las fracciones arena muy fina y limodel río Quinto. Su relación con el loess pampeano. Revista de la Aso-ciación Argentina de Mineralogía, Petrología y Sedimentología 18:17–26.

Döering, A. 1882. Geología. Informe oficial de la Comisión Científicaagregada al Estado mayor general de la expedición al Río Negro (Pa-tagonia) 3: 297–530. Buenos Aires.

Döering, A. 1884. Estudios hidrognósticos y perforaciones artesianas enla República Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Cien-cias 6: 252–340. Córdoba.

Döering A. 1907. La formation pampèenne de Córdoba. Revista delMuseo de La Plata, 14: 172–190.

Doffo, N. 2007. Alteraciones en el régimen hidrológico del arroya LasLaja, Provincia de Córdoba: causas naturales y antrópicas; umbralesde resistencia” Tesis doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto(inédita). 190 p. Río Cuarto, Córdoba.

Doffo, N. y Bonorino, G. 2006. Evidencias de ajustes por tectonismo enlos cauces de los arroyos Las Lajas y Santa Catalina, DepartamentoRío Cuarto, Córdoba. 3º Congreso Cuaternario y Geomorfología.Actas 1: 367–375. Córdoba.

Doffo, N. y Degiovanni, S. 1993. Geomorfología de la Hoja Río Cuarto,su aplicación en estudios de susceptibilidad de erosión. 12º Con-greso Geológico Argentino. Actas, 6: 274–282. Mendoza

Doffo, N., Degiovanni, S. y Villegas, M. 2010. Integración de cuencas dedrenaje en áreas de llanura durante la última centuria. El caso delarroyo Las Lajas, Córdoba, Argentina. 1º Congreso Internacionalde Hidrología de Llanuras. 1: 131–138. Azul.

Du Toit, A.L. y Reed, F.R.C. 1927. A geological comparison of SouthAmerica with South Africa. Carnegie Institution, 157 p. Washing-ton, D.C., U.S.A.

Echavarría, K., Degiovanni, S. y Blarasín, M. 2012. Análisis morfohidro-lógico en la zona de Villa Dolores, Córdoba, Argentina. 5º Con-greso Argentino de Cuaternario y Geomorfología. Actas 1: 163. RíoCuarto, Córdoba.

Elorriaga, E. y Tullio, J. 1998. Relieve Superficial y Estructuras del Sub-suelo y su influencia en la morfología en el Norte de la Provinciade La Pampa. 8º Congreso Latinoamericano de Geología. BuenosAires.

Eric, C.F. 1986. Geología del Cuaternario en el río de Las Barrancas,Dpto. Río Cuarto. Provincia de Córdoba. Universidad Nacional deRío Cuarto. Tesis de Licenciatura (inédita). Río Cuarto.

Fairbridge, R.W. y Finkl, C.W. 1980. Cratonic erosional unconformitiesand peneplains. Journal of Geology 88: 69–86.

Ferpozzi, L. 1988a. Principales rasgos geomorfológicos y dinámica hí-drica de un sector de la llanura sudoriental de la Provincia de Cór-doba, República Argentina. 2º Simposio Latinoamericano sobreSensores Remotos, Actas. p. 23. Bogotá.

Ferpozzi, L. 1988b. Paleoformas eólicas reconocidas entre los 32° y 33°45’ lat. S, en un sector de la llanura sudoriental de la Provincia deCórdoba, República Argentina. 2º Simposio Latinoamericano sobreSensores Remotos; Actas 32 p. Bogotá.

Frank, H. 1912. Contribución al Conocimiento de la Mar Chiquita. Bo-letín del Departamento General de Agricultura y Ganadería de laProvincia de Córdoba 6: 87–101.

Frank, H. 1915. Contribución al conocimiento de las Salinas Grandes yla Mar Chiquita de la Provincia de Córdoba. Revista del Centro deEstudiantes de Ingeniería de la Universidad Nacional de Córdoba3: 91–107.

Freiberg, B. 1932. Ergebnisse geologischer Forschungen in Minas Geraes

(Brasilien) Neues Jahrb. Min. Geol., Sonderband II. 403 p. Stuttgart.Frenguelli, J. 1918. Notas preliminares sobre la constitución del subsuelo

de la cuenca de Córdoba. Boletín de la Academia Nacional de Cien-cias 23: 203–220. Córdoba.

Frenguelli, J. 1921. Sobre un Proteroterido del Pampeano Superior deCórdoba, Neolicaphrium recens, nob. Boletín de la Academia Na-cional de Ciencias 24: 7–12. Córdoba.

Frenguelli, J. 1925. Limos y loess pampeanos. Anales Sociedad Argentinade Estudios Geográficos, GAEA 1: 1–88.

Frenguelli, J. 1931. Observaciones geográficas y geológicas en la regiónde Sayapé (Provincia de San Luis). Publicaciones de la Escuela Nor-mal Superior “José María Torres” 5–68. Paraná.

Frenguelli, J. 1945. El piso Platense. Revista del Museo de La Plata(Nueva Serie), Sección Geología 2: 287–311.

Frenguelli, J. 1946. Contribuciones al conocimiento de la Flora delGondwana superior en la Argentina. Museo de la UniversidadNacional de La Plata Notas del Museo de La Plata 11(87): 101–127.La Plata.

Frenguelli, J. 1950. Rasgos generales de la morfología y la geología de laProvincia de Buenos Aires. LEMIT serie 2(33): 1–72.

Frenguelli, J. 1957. El Neozoico. En Geografía de la República Argentina.Sociedad Argentina de Estudios Geográficos GAEA 2: 1–113.

Frenguelli, J. y Cordini, R. 1937. La diatomita de Quilino (Provincia deCórdoba). Su contenido y posibilidades de explotación. Revista delMuseo de La Plata (Nueva Serie) sección Geología 2: 67–115.

Frenguelli, J. y De Aparicio, F. 1932. Excursión a la laguna Mar Chiquita(Provincia de Córdoba). Publicaciones del Museo Antropológico yEtnográfico de la Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Na-cional de Buenos Aires 2: 121–147.

Furlong, G. 1936. Cartografía jesuítica del Río de la Plata. Facultad deFilosofía y Letras. 228p. Buenos Aires.

Galindo, C., Pankhurst, R., Casquet, C., Coniglio, J.E., Baldo, E.G., Ra-pela, C.W. y Saavedra, J. 1997. Age, Sr and Nd isotope systematics,and origin of two fluorite lodes, Sierras Pampeanas, Argentina. In-ternational Geology Review 39: 948–954.

Gallo, M. 2011. Estudio neotectónico de la falla Sierra Chica en la sec-ción Las Peñas-Los Cóndores. Tesis de Licenciatura, UniversidadNacional de Río Cuarto (inédita), 103 p. Río Cuarto.

Gay, E. 1996. Museo de Mineralogía y Geología Dr. Alfredo Stelzner.Datos Históricos. Homenaje al 125° Aniversario de su Fundación.Comunicaciones. Museo de Mineralogía y Geología. Facultad deCiencias Exactas, Físicas y naturales. Nueva Serie 1: 1–76. Córdoba

Gerth, E. 1914.Constitución geológica, hidrogeológica y minerales deaplicación de la Provincia de San Luis. Anales de la Dirección Ge-neral de Minas, Geología e Hidrología 5: 1–64.

Gerth, E. 1927. El Morro de San Luis. Un cráter de elevación. Boletín dela Academia Nacional de Ciencias 30: 171–180. Córdoba.

Giordano, L.R. 2008. Caracterización hidrogeoquímica del entorno ruralde Huinca Renancó. Córdoba. Argentina. Universidad Nacional deRío Cuarto. Tesis de Licenciatura (inédita), 104 p. Río Cuarto.

Giuliano Albo, M.J. 2013. Evaluación por contaminación por nitratosen aguas subterráneas de agroecosistemas mediante el uso de isó-topos estables 15N-14N, 18O-16O y otros solutos relacionados. Uni-versidad Nacional de Río Cuarto. Tesis Doctoral (inédita), 385 p.Río Cuarto.

González Bonorino, F. 1950a. Algunos problemas geológicos de las Sie-rras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Argentina 5:81–110.

González Díaz, E. 1974. Superficies de erosión (abanicos rocosos) ex-humadas en el flanco occidental de la Sierra de Ambato al su de laquebrada de la Cébila (La Rioja). Revista de la Asociación GeológicaArgentina 29: 5–22.

González Díaz, E. 1981. Geomorfología. En: Yrigoyen, M. Geología de



la Provincia de San Luis. Relatorio 8º Congreso Geológico Argen-tino 193–236. Buenos Aires.

Gordillo, C. y Lencinas, A. 1967. Geología y petrología del extremo nortede la sierra de Los Cóndores. Córdoba. Boletín de la Academia Na-cional de Ciencias 46: 73–108. Córdoba.

Gordillo, C. y Lencinas, A. 1979. Sierras Pampeanas de Córdoba y SanLuis. En Turner, J.C. (ed.) Geología Regional Argentina. AcademiaNacional de Ciencias 1: 577–650. Córdoba.

Groeber, P. 1935. Klimaschwankungen der jüngsten geologischen Ver-gangenheit in Argentinien. Lasso 6: 3–24. Buenos Aires.

Groeber, P. 1946. Esbozo de un mapa estructural de América del Sur.Conferencia en la Segunda Reunión de Comunicaciones del IPIMI-GEO, realizada el 30 de mayo de 1946.

Gross, W. 1948. Cuadro morfológico del Valle de Punilla. Revista de laFacultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Universidad Na-cional de Córdoba 11: 1–14.

Grumbkow, J.B. 1890. Exploración de Mar Chiquita. Boletín InstitutoGeográfico Argentino 2: 113–115.

Harperath, L. 1887. Estudios sobre la composición química de sales delas salinas del interior de la República Argentian. Boletín de la Aca-demia Nacional de Ciencias 10: 427–441. Córdoba.

Herrero, S. 2000. Procesos sedimentarios Holocenos en la cuenca del ríoLos Tártagos (Sierra norte, Provincia de Córdoba): implicancias pa-leoclimáticas y geomorfológicos. Tesis doctoral. Universidad Nacio-nal de Córdoba (inédita), 200 p. Córdoba.

Huerta, E. 1973. Resultados gravimétricos en una zona de la cañada deSan Antonio. Publicación Facultad de Ciencias Exactas e Ingeniería,Universidad Nacional de Rosario, 13 p.

INCYTH y Bundesanstalt für Bodenforschung. 1973. Recursos de aguasubterránea y su aprovechamiento en la llanura Pampeana y en elvalle del Conlara. Instituto Federal de las Geociencias y RecursosNaturales, I and II, Hannover.

Introcaso, A., Lion, A. y Ramos, V.A. 1987. La estructura profunda delas Sierras de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argen-tina 42: 1–2.

Iriondo, M. 1981. Antigüedad del último cambio climático en el litoral.Ecología 6: 5–8.

Iriondo, M. 1987. Geomorfología y Cuaternario de la Provincia de SantaFe (Argentina). D’Orbignyana 4: 1–54.

Iriondo, M. 1989a. Major fractures of the Chaco-Pampa Plain. EnMorner, N. (ed.) Bulletin of INQUA, Neotectonics Commission N.A.12: 1–42

Iriondo, M. 1989b. Quaternary lakes of Argentina. Palaeogeography,Palaeoclimatology, Palaeoecology 70: 81–86.

Iriondo, M. 1990a. Map of the South America plains -Its present state.Quaternary of South America and Antarctic Peninsula 6: 297–308.

Iriondo, M. 1990b. The Northern Pampa. En Loess Stratigraphy andGeomorphology of the Pampas (Post-symposium field excursion).International Symposium on Loess, INQUA.

Iriondo, M. 1990c. The Late Holocene dry period in the Argentinaplains. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula 7:197–218.

Iriondo, M. 1993. Cambios climáticos en el Noroeste durante los últimos15.000 años. En Iriondo M. (ed.) El Holoceno en La Argentina 2:35–44.

Iriondo, M. 1994. Los climas cuaternarios de la región pampeana. Co-municaciones Museo Provincial de Ciencias Naturales FlorentinoAmeghino, Nueva Serie 4: 1–8.

Iriondo, M. 1997. Models of Deposition of Loess and Loessoids in theUpper Quaternary of South America. Journal of American EarthScience 10: 71–79.

Iriondo, M. 1999. Climatic changes in the South American plains:Records of a continent-scale oscillation. Quaternary International

57/58: 93-112. Iriondo, M. 2010. Geología del Cuaternario en Argentina. Museo Pro-

vincial de Ciencias Naturales Florentino Ameghino. Ediciones Mo-glia, 437 p. Corrientes.

Iriondo, M. y Brunetto, E. 2008. El Mar de Arena Pampeano en el sudestede Córdoba. 17º Congreso Geológico Argentino, Actas: 1224–1225.Jujuy.

Iriondo, M. y García, N. 1993. Climate Variations in the Argentine plainsduring the last 18,000 years. Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology 101: 209–220.

Iriondo, M. y Kröling, D. 1995. El sistema eólico pampeano. Comuni-caciones Museo Provincial de Ciencias Naturales, FlorentinoAmeghino 5: 1–68.

Iriondo, M. y Kröhling, D. 1996. Los sedimentos eólicos del noreste dela llanura pampeana (Cuaternario superior). 13º Congreso Geoló-gico Argentino, Actas 4: 27–48. Buenos Aires.

Iriondo, M. y Kröhling, D. 2007. Geomorfología y Sedimentología de laCuenca Superior del Río Salado (Sur de Santa Fe y Noroeste de Bue-nos Aires, Argentina). Latin American Journal of Sedimentologyand Basin Analysis 14: 1–23.

Iriondo, M. y Ramonell, C. 1993. San Luis. En Iriondo, M. (ed.) El Ho-loceno en La Argentina, CADINQUA 2: 50–63.

Iriondo, M., Kröhling, D. y Brunetto, E. 2011. Aridization, dune dissi-pation and pedogenesis in the Quaternary of Eastern Pampean SandSea. En Murphy, J. (ed.) Sand Dunes: Conservation, Shapes/Typesand Desertification. Nova Science Publishers, Inc. 1–42. USA.

Jordan, T.E. 1995. Retroarc foreland basins. En Busby, C.J. y Ingersoll,R.V. (eds.) Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Science331–362. U.S.A.

Jordan, T.E. y Allmendinger, R.W. 1986. The Sierras Pampeanas of Ar-gentina: A modern analogue of Rocky Mountain foreland defor-mation. American Journal of Science 286: 737–764.

Jordan, T.E., Allmendinger, R.W., Brewer, J.A., Ramos, V.A. y Ando, C.J.1983. Andean tectonics related to geometry of subducted Nazcaplate. Geological Society of America Bulletin 94: 341–361.

Jordan, T.E., Zeitler, P., Ramos, V. y Gleadow, A.J.W. 1989. Thermochrono-metric data on the development of the basement peneplain in theSierras Pampeanas, Argentina. Journal of South American EarthSciences 2: 207–222.

Kanter H. 1935. La Cuenca Cerrada de la Mar Chiquita en el Norte dela Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 32: 285–322. Córdoba.

Keidel, J. 1916. La geología de las Sierras de la Provincia de Buenos Airesy sus relaciones con las montañas de Sud África y los Andes. AnalesMinisterio de Agricultura. Argentina 9: 5–77.

Keidel, J. 1922. Sobre la influencia de los cambios climatéricos cuatema-rios en el relieve de la región seca de los Andes centrales y septen-trionales de la Argentina. Boletín de la Dirección General de Minas,Geología e Hidrología 5: 3–19.

King, L. 1949. The Pediment Landform: Some Current Problems. Geo-logical Magazine 86: 245–250.

King, L. 1950. The study of the World’s plainlands: a new approach toGeomorphology. Quarterly Journal. Geological Society of London106: 101–131.

King, L. 1953. Canons of landscapes evolution. Bulletin of GeologicalSociety of America 64: 721–752.

King, L. 1956. A geomorphological comparison between Brazil andSouth Africa. Quarterly Journal. Geological Society 112: 445–474.

King, L. 1967. The Morphology of the Earth. 2a edition. Oliver and Boyd.726 p. Edinburgh.

Kostadinoff, J. y Gregori, D. 2004. La Cuenca de Mercedes, Provincia deSan Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 488–494.

Kostadinoff, J., Llambías, E., Raniolo, L.A. y Álvarez, G.T. 2001. Inter-



pretación geológica de la información geofísica de la Provincia deLa Pampa: Revista de la Asociación Geológica Argentina 56: 481–493.

Krapovickas, J.M. y Tauber, A.A. 2012a. Atos Pampa, Área FosilíferaCuaternaria de las Sierras de Córdoba: Estudios Preliminares. 5ºCongreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología. Actas. RíoCuarto, Córdoba

Krapovickas, J.M. y Tauber, A.A. 2012b. La Estratigrafía en las Pampasde Altura de las Sierras Pampeanas de Córdoba: Modelo Regional.5º Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología. Actas. RíoCuarto, Córdoba.

Kröhling, D.1998. Geomorfología y Geología del Cuaternario de lacuenca del río Carcarañá, desde la confluencia de los ríos Tercero yCuarto, provincias de Córdoba y Santa Fe. Tesis Doctoral, Univer-sidad Nacional de Córdoba (inédita) 224 p. Córdoba.

Kröhling, D. 1999. Upper Quaternary Geology of the Lower CarcarañáBasin, North Pampa, Argentina. Quaternary International, 57/58:135–148.

Kröhling, D. y Brunetto, E. 2013. Los materiales superficiales de la cuencadel Arroyo Cululú. Bases para el ordenamiento del territorio en elmedio rural - Región Centro, Argentina. Parte 3 - Territorio Santa-fesino. Editorial de la Universidad Nacional de Río Cuarto, 513–544.Río Cuarto.

Kröhling, D. e Iriondo, M. 1999. Upper Quaternary Palaeoclimates ofthe Mar Chiquita Area, North Pampa, Argentina. Quaternary In-ternational 57/58: 149–163.

Kröhling, D. e Iriondo, M. 2003. El loess de la Pampa Norte en el Bloquede San Guillermo. Revista de la Asociación Argentina de Sedimen-tología 10: 137–150.

Kröhling, D., Costa, C., Carignano, C., Brunetto, E., Piovano, E. y Cór-doba, F. 2013. Guía de Campo del Curso de Postgrado de Entre-namiento de Campo y Taller del Sam-GeoQuat Int. Focus Group(TERPRO-INQUA) “From the Pampean Ranges to the NorthPampa: Tectonic and Climatic Forcing on the Late Quaternarylandscape evolution of Central Argentina. 80 p.

Kröhling, D., Brunetto, E., Galina, G., Zalazar, M.C. e Iriondo, M. 2014.Planation Surfaces on the Parana Basaltic Plateau, South America.En Rabassa, J. y Ollier, C. (eds.) Gondwana Landscapes in southernSouth America. Springer Earth System Sciences: 247–303. Nether-lands.

Kruck, W., Helms, F., Geyh, M., Suriano, J., Marengo, H. y Pereyra, F.2011. Late Pleistocene-Holocene history of Chaco-Pampa sedimentsin Argentina and Paraguay. Quaternary Science Journal 60:188–202.

Latrubesse, E. y Ramonell, C. 2010. Landforms and chronology in thePampean Sand Sea, Argentina. 18º International SedimentologicalCongress 1: 529. Mendoza.

Lecomte, K.L. 2006. Control geomorfológico en la geoquímica de ríosde montaña, Sierras Pampeanas, Provincia de Córdoba, RepúblicaArgentina. Tesis Doctoral. Universidad Nacional de Córdoba (inédita),279 p. Córdoba.

Leguizamón, R. 1972. Estudio paleobotánico de la Formación TasaCuna, Pérmico Inferior de la Provincia de Córdoba. Ameghiniana9: 305–342

Linares, E., Timonieri, A. y Pascual, R. 1961. La Edad de los sedimentosterciarios del Valle de Punilla, Provincia de Córdoba, y la presenciade Eohyrax rustics Ameghino en los mismos. Revista de la Asocia-ción Geológica Argentina 15: 19–210.

Linares, E., Llambías, E.J. y Latorre, C.O. 1980. Geología de la Provinciade La Pampa. República Argentina y geocronología de sus rocasmetamórficas y eruptivas. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina 35: 87–146.

Löbens, S., Bense, F., Wemmer, K., Dunkl, I., Costa, C., Layer, P. y Sie-gesmund, S. 2011. Exhumation and uplift of the Sierras Pampeanas:

Preliminary implications of K-Ar fault gouge dating and low ther-mal geochronology in the Sierra de Comechingones, Argentina. In-ternational Journal of Earth Sciences (Geol. Rundsch.) 100: 671–694.

Lozano, P. 1733. Descripción Corográfica del gran Chaco Gualamba.Reedición 1941 con prólogo e índice por Radames Altieri, Institutode Antropología. 166 p. Tucumán.

Lutri, V. 2013. Hidrodinámica del acuífero freático en la zona de LasPeñas Sur, modelación numérica del flujo y relación con calidad deagua subterránea. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional deRío Cuarto (inédita) 121 p. Río Cuarto.

Magnante, L., Degiovanni, S. y Doffo, N. 2012. Variaciones morfológicasy morfodinámicas del arroyo El Cano (Córdoba) en la última cen-turia. Causas e implicancias ambientales. 5º Congreso Argentino deCuaternario y Geomorfología 1: 165–174. Río Cuarto.

Magnante, L., Degiovanni, S. y Doffo, N. 2014. Análisis de los cambiosmorfológicos y morfodinámicos del arroyo El Cano (Córdoba) enla última centuria: factores de control, causas e implicancias am-bientales. Revista de la Asociación Geológica 71: 56–68.

Manzur, A. 1995. Aspectos genéticos de los suelos presentes en AtumPampa y Athos Pampa, Sierras Grandes, Córdoba, Tesis Doctoral.Universidad Nacional de Córdoba (inédita), 105 p. Córdoba.

Martínez, D. 1987. Geomorfología del área de bañados del río Dulce dela Provincia de Córdoba, Argentina. 2º Simposio Latinoamericaosobre Sensores Remotos, Actas. Bogotá, Colombia.

Martínez, D. 1991. Caracterización geoquímica de las aguas de la LagunaMar Chiquita, Provincia de Córdoba. Tesis Doctoral. UniversidadNacional de Córdoba (inédita). 274 p. Córdoba.

Martínez, D., Gómez Peral, M. y Maggi, J. 1994. Caracterización Geo-química y Sedimentológica de los Fangos de la Laguna Mar Chi-quita, Provincia de Córdoba: Aplicación del Análisis Multivariante.Revista de la Asociación Geológica Argentina, 49: 26–38.

Martino, R.D., Guereschi, A.B. y Carignano, C. 2012. Influencia de latectónica preandina sobre la tectónica andina: el caso de la falla dela Sierra Chica. Revista de la Asociación Geológica Argentina 69:207–221.

Massabié, A.C. 1982. Geología de los alrededores de Capilla del Monte ySan Marcos, Provincia de Córdoba. Revista de la Asociación Geo-lógica Argentina 37: 153–173.

Massabie, A., Mutti, D. y Nestiero, O. 2002. Edad, afinidades geoquí-micas y tectónicas del pórfido riolítico de La Lidia, Sierra Nortede Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57(1):80–84.

Matteoda , E.M. 2013. Evaluación hidrodinámica e hidrogeoquímica dela cuenca del arroyo El Barreal, para establecer línea de base am-biental, con énfasis en la geoquímica del Cromo. Tesis Doctoral,Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 397 p. Río Cuarto.

Meijerink, A.M.J. 1988. Data acquisition and data capture through ter-rain mapping units. I.T.C. Journal 2: 23–44.

Mercado, R. y Moore, M. 1997. Geografía de Córdoba. Editorial Troquel.143 p. Buenos Aires

Milicich, E. 2010. Incidencia de factores geológicos y de uso del territorioen la hidrogeoquímica del acuífero freático en la cuenca alta delarroyo Carnerillo, Córdoba. Tesis de Licenciatura Universidad Na-cional de Río Cuarto (inédita) 148 p. Río Cuarto.

Mon, R. y Gutiérrez, A. 2005. The neotectonic origin of the natural damof Mar Chiquita, Córdoba, Argentina. Third Joint Meeting of ICSUDark Nature and IGCP 490: Holocene environmental catastrophesin South America: from the lowlands to the Andes. Miramar, 2 p.Córdoba.

Mon, R. y Gutiérrez, A. 2009. The Mar Chiquita Lake: An indicator ofintraplate deformation in the central plain of Argentina. Geomor-phology 111: 111–122.

Olsacher, J. 1960. Descripción Geológica de la Hoja 20h Los Gigantes,



Provincia de Córdoba. Carta Geológica Económica de la RepúblicaArgentina. Dirección Nacional de Geología y Minería Boletín 90:1–48. Buenos Aires.

Olthoff, L. 2012. Estimación de crecidas históricas mediante modeliza-ción numérica, basada en evidencias sedimentológicas y geomorfo-lógicas, en el tramo medio del arroyo Tegua. Tesis de Licenciatura,Universidad Nacional Río Cuarto (inédito), 150 p. Río Cuarto.

Olthoff, L., Doffo, N., Degiovanni, S., Origlia, D. y Sánchez, M.L. 2012.Estimación de crecidas extraordinarias en el arroyo Tegua (Cór-doba), a partir de evidencias geomorfológicas-sedimentológicas ymodelación hidráulica. 5º Congreso Argentino de Cuaternario yGeomorfología 1: 223–232. Río Cuarto.

Orozco, J.G. 1998. Evolución Geológica de la Cuenca del Arroyo Tegua.Universidad Nacional de Río Cuarto. Tesis de Licenciatura (inédito),134 p. Río Cuarto.

Parish, W. 1839. Buenos Ayres and the Provinces of the Rio de la Plata.John Murray. 415 p. Londres.

Partridge, T. y Maud, R. 1987. Geomorphic evolution of Southern Africasince the Mesozoic. South African Journal of Geology 90: 179–208.

Pasotti, P. 1956. Morfología de la ladera oriental del valle de Los Reartes(Sierra de Córdoba), Argentina. 18º Congreso Internacional deGeografía, Actas. 2 p.

Pasotti, P. 1963. Algunos rasgos morfológicos de la llanura cordobesaentre la dislocación de S.J. del Salteño y el meridiano 62°45’W. Bo-letín Estudios Geográficos, Facultad Filosofía y Letras, UniversidadNacional de Cuyo, 10(41): 161–190.

Pasotti, P. 1974. La neotectónica en la llanura pampeana: fundamentospara el mapa neotectónico. Publicaciones del Instituto de Fisiografíay Geología, Universidad Nacional de Rosario 58: 1–28.

Pasotti, P. 1987. Contribución al conocimiento de la llanura pampeana:“La Cañada de San Antonio”. Boletín Academia Nacional de Geo-grafía 37–54.

Pasotti, P. 1991. El río Saladillo (Provincia de Córdoba). Anales de laAcademia Nacional de Geografía 14/15: 205–218.

Pasotti, P. y Albert. O.A. 1991. El río Carcarañá en el territorio santafe-sino. Publicaciones del Instituto de Fisiografía y Geología Univer-sidad Nacional de Rosario 67: 1–30.

Pasotti, P. y Albert, O.A. 1995. Estudio de la Cuenca Hidrográfica delrío Carcaraná. Publicaciones del Instituto de Fisiografía y GeologíaUniversidad Nacional de Rosario 69: 1–179.

Pasotti, P. y Canoba, C. 1979. Estudio de la llanura pampeana con imá-genes Landsat. Publicaciones del Instituto de Fisiografía y GeologíaUniversidad Nacional de Rosario 63: 1–23.

Pasotti, P. y Castellanos A. 1963. El relieve de la llanura santafesino-cordobesa comprendida entre los paralelos 32° y 32°30’S desde62°45’W hasta el río Paraná. Publicaciones del Instituto de Fisio-grafía y Geología, Universidad Nacional del Litoral 47: 1–79.

Pastore, F. 1932. Hoja 20i del Mapa Geológico de la Argentina. Regiónoriental media de la Sierra de Córdoba. Relevamiento geológico yexplicación. Boletín de la Dirección de Minas y Geología 36: 1–67.Buenos Aires.

Penck, W. 1914. La estructura geológica del Valle de Fiambalá y las cor-dilleras limítrofes al norte de Tinogasta. Ministerio de Agriculturade la Nación 17: 1–36.

Penck, W. 1920. Der Südrand der Puna de Atacama (NW Argentinien).Ein Beitrag zur Kenntnis des Andinen Gebirgstypus und der Frageder Gebirgsbildung. Der Abhandlungen der Sachsischen Akademieder Wissenchaften 1: 3–420.

Penck, W. 1924. Die Morphologische Analyse: Ein Kapitel der physika-lischen Geographisches Geologie; Geographische Abhandlungun-gen 283 p. Stuttgart.

Piccoli, G. 1960. Le formazioni piroclastiche della Sierra di Cordoba (Ar-gentina). (Osservazioni geo-vulcanologiche). Atti della Società Ita-

liana di Scienze Naturali 99: 1–24.Piovano, E.L. 1996. Correlación de la Formación Saldán (Cretácico tem-

prano) con otras secuencias de las Sierras Pampeanas y de las cuen-cas chacoparanaense y de Paraná. Revista de la Asociación Geoló-gica Argentina 51: 29–36

Piovano, E.L. y Ariztegui, D. 2002. Los Cambios ambientales en la lagunaMar Chiquita durante los últimos 300 Años. 9º Reunión Argentinade Sedimentología, Actas 2: Córdoba.

Piovano, E.L., Manzur, A. y Pasquini, A. 1993. Análisis paleoambientalde las formaciones aflorantes al oeste de la ciudad de Córdoba (Cre-tácico y Cuaternario). 4º Reunión Argentina de Sedimentología,Actas 3: 105–111. La Plata

Piovano, E.L., Damatto Moreira, S. y Ariztegui, 2002. Recent environ-mental changes in Laguna Mar Chiquita (Central Argentina): A se-dimentary model for a highly variable saline lake. Sedimentology49: 1371–1384.

Piovano, E.L., Ariztegui, D., Bernasconi, S.M. y Mckenzie, J.A. 2004a.The isotopical record of hydrological changes in subtropical SouthAmerica over the last 230 years. The Holocene, 14: 535–535.

Piovano, E.L., Larizatti, F.E., Favaro, D., Oliveira, S.M., Damatto, S.R.,Mazzilli, B. y Ariztegui, D. 2004b. Geochemical response of a closed-lake basin to 20th century recurring droughts/wet intervals in thesubtropical Pampean plains of South America. Journal of Limnology63: 21–32.

Piovano, E.L, Ariztegui, D., Sylvestre, F., Bernasconi, S. y Hajdas, I. 2005.Limnogeological reconstruction of climatic changes in the southAmerican extratropics since the Last Glacial Maximum. 16° Con-greso Geológico Argentino. Actas p. 6. La Plata

Piovano E.L., Zanor, G.A. y Ariztegui, D. 2006a. Marco geológico gene-ral. En Bucher E.H.(ed.) Bañados del río Dulce y laguna Mar Chi-quita (Córdoba, Argentina). Academia Nacional de Ciencias, 29–35. Córdoba.

Piovano E.L., Zanor, G.A. y Ariztegui, D. 2006b. Historia geológica y re-gistro climático. En Bucher E.H.(ed.) Bañados del río Dulce y lagunaMar Chiquita (Córdoba, Argentina). Academia Nacional de Cien-cias, 37–55. Córdoba.

Piovano, E.L., Ariztegui, D., Córdoba, F., Cioccale, M. y Sylvestre, F.2009. Hydrological Variability in South America Below the Tropicof Capricorn (Pampas and Patagonia, Argentina) during the Last13.0 Ka. En Vimeux, F., Sylvestre, F., Khodri, M. (eds.), Past ClimateVariability in South America and Surrounding Regions, From theLast Glacial Maximum to the Holocene. Springer 14: 323–351.

Poveda, L.M. 2014. Variaciones espaciales y factores de control sobre ladinámica e hidrogeoquímica del acuífero libre asociado al abanicoaluvial del río Seco, Departamento Río Cuarto, Córdoba. Tesis deLicenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 208 p.Río Cuarto.

Pozzi, C.E., Plencovich, G.E., Corral, M., Pagot, M.R., Hillman, G.D.,Rodríguez A., Curto E.D. y Bucher E.H. 2006. Circulación de lasaguas superficiales en la laguna Mar Chiquita. En Bucher E.H.(ed.)Bañados del río Dulce y laguna Mar Chiquita (Córdoba, Argentina).Academia Nacional de Ciencias, 103–115. Córdoba.

Quintana Salvat, F. y Barbeito, O. 1999. Geomorfología y riesgo geoló-gico del ejido urbano de Córdoba. Revista de Fotointerpretación8: 99–102.

Quintana Salvat, F. y Romero, E. 1993. El río Quinto y las inundacionesen las provincias de Córdoba y Buenos Aires. Análisis geomor-fológico. Fotointerpretación 2: 128–143.

Rabassa, J. 2010. Gondwanic Paleolandscapes: long-term landscape evo-lution, genesis, distribution, and age. Geociências 29: 541–57.

Rabassa, J. 2014. Same concepts on Gondwana Landscapes: Long-termlandscape evolution, genesis, distribution and age. En Rabassa, J. yOllier, C. (eds.) Gondwana Landscapes in southern South America.



Springer Earth System Sciences: 9–46. Netherlands.Rabassa, J., Zárate, M., Cioccale, M., Carignano, C., Partridge, T. y Maud,

R. 1995. Paisajes relictuales Gondwanicos (Cretácico-Paleoceno) enáreas cratonicas de Argentina. Congreso del Paleógeno de Américadel Sur, La Pampa.

Rabassa, J., Zárate, M., Cioccale, M., Carignano, C., Partridge, T.C.,Maud, R. 1996. Paisajes relictuales de edad Gondwánica en áreascratónicas de Argentina. 13º Congreso Geológico Argentino, Actas,4: 219. Buenos Aires.

Rabassa, J., Zárate, M., Partridge, T.C., Maud, R., Cioccale, M. y Cari-gnano, C. 1997. Gondwanic relict paleolandscapes in cratonic areasof Argentina. 4º International Conference on Geomorphology Ab-stracts, Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria,Supplement 3, 1: 321. Torino, Italia.

Rabassa, J., Carignano, C. y Cioccale, M. 2010. Gondwana Paleosurfacesin Argentina: An Introduction. Geociências 29: 439–466.

Rabassa, J., Carignano, C. y Cioccale, M. 2014. A General Overview ofGondwana Landscapes in Argentina. En Rabassa, J. y Ollier, C. (eds.)Gondwana Landscapes in southern South America. Springer EarthSystem Sciences: 201–245. Netherlands.

Ramonell, C. y Latrubesse, E. 1991. El loess de la formación Barranquita:comportamiento del sistema eólico pampeano en la Provincia deSan Luis, Argentina. 3º Reunión Programa Internacional de Corre-lación Geológica. 281, Contribución Científica, 69–81.

Ramonell, C., Iriondo, M. y Krömer, R. 1992. 5º Reunión de Campo,CADINQUA. San Luis, Departamento de Geología, UniversidadNacional de San Luis.

Ramonell, C., Iriondo, M. y Krömer, R. 1993a. Guía de Campo N°1,Centro-Este de San Luis. 5ta. Reunión de Campo del CADINQUA,36 p. San Luis.

Ramonell, C., Tullio, J., Calmels, A. y Carballo, O. 1993b. Provincia de laPampa. En Iriondo, M. (ed.) El Holoceno en la Argentina 2: 71–80.

Ramos, V. 1999. Las provincias geológicas del territorio argentino. EnCaminos, R. (ed.). Geología Argentina. Instituto de Geología y Re-cursos Minerales, Anales 29(3): 41–96. Buenos Aires.

Rassmuss, E. 1916. Rasgos geológicos generales de las Sierras Pampea-nas. Dirección General de Minas, Geología e Hidrología, Boletín 13 B.

Reati, G.J., Florín, M., Fernández, G.J. y Montes, C. 1997. The Lagunade Mar Chiquita (Córdoba, Argentina): A little know, seculary fluc-tuating, saline lake. International Journal of Lake Research 5: 187–219.

Renne, P.R., Ernesto, M., Pacca, I.G., Coe, R.S., Glen, J.M., Prévot, M.y Perrin, M. 1992 The age of Paraná Flood Volcanism, rifting ofGondwanaland, and the Jurassic-Cretaceous boundary. Science 258:975–97.

Rice, R.J. 1983. Fundamentos de geomorfología. Paraninfo. 392 p. Madrid.Rigal, R. 1932. Contribución al conocimiento de las Salinas Grandes de

la Provincia de Córdoba. Boletín de la Academia Nacional de Cien-cias 31: 142–162. Córdoba.

Rimann, E. 1926. Estudio geológico de la Sierra Chica. Entre Ongamiray Dolores. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 23: 9–191.Córdoba.

Río, M. y Achával, L. 1905. Geografía de la Provincia de Córdoba: Com-pañía Sud-Americana de Billetes de Banco. Volumen 1. 558 p. Bue-nos Aires.

Rovereto, G. 1911. Studi di geomorfologia argentina. I. La sierra di Cór-dova. Bollettino della Società geologica italiana 1: 1–19.

Sacchi, G.A. 2001. Dinámica de erosión hídrica y de degradación físicay química de suelos, en las cuencas de los ríos Santa Catalina y As-conchinga: Córdoba: Argentina. Tesis Doctoral. Universidad Nacio-nal de Córdoba (inédita), 200 p. Córdoba.

Sagripanti, G.L. 2006. Neotectónica y peligro sísmico de la región deSampacho, Departamento Río Cuarto. Provincia de Córdoba. Uni-

versidad Nacional de Río Cuarto, Tesis Doctoral, (inédita), 300 p.Río Cuarto.

Sagripanti, L., Schiavo, H., Felizzia, J., Villalba, D., Aguilera, H., Giaccardi,A. y Membrives, J. 2011. Fuertes paleosismos de intraplaca y sus re-tornos vinculados a la falla Las Lagunas, Sierras Pampeanas de Cór-doba. Revista de la Asociación Geológica Argentina 68: 52–70.

Sagripanti, L., Rojas Vera, E., Gianni, G., Rusconi, F., Ruiz, F., Folguera,A. y Ramos, V. 2012. Reactivación neotectónica de la faja plegaday corrida de Chos Malal, evidencias en la vertiente occidental delvolcán Tromen, Andes Centrales del sur. 15º Reunión de Tectónica,Acta en CD: 135–136. San Juan.

Sanabria, J. 2000. Génesis de los suelos y su relación con la geomorfo-logía y geología del cuaternario en la cuenca baja del río Aniza-cate, Córdoba. Tesis Doctoral. Universidad Nacional de Córdoba(inédita), 220 p. Córdoba.

Sanabria, J. y Argüello, G. 2003. Aspectos geomorfológicos y estratigrá-ficos en la génesis y evolución de la Depresión Periférica, Córdoba(Argentina). 2º Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfo-logía, Actas: 177–184. Tucumán.

Sánchez, M.L. y Blarasín, M.T. 1987. Depósitos eólicos cuaternarios dela zona de Cuatro Vientos. Departamento Río Cuarto, Provincia deCórdoba, República Argentina. 10º Congreso Geológico Argentino,Actas 3: 293–296. San Miguel de Tucumán.

Santa Cruz, J. 1972. Geología al este de la sierra Chica (Córdoba). Valledel Río Primero. Boletín Asociación Geológica de Córdoba 3/4:102–109. Córdoba.

Sayago, M. 1969. Estudio fitogeográfico del norte de Córdoba, Boletínde la Academia Nacional de Ciencias 46: 123–427. Córdoba.

Sayago, J.M. 1979. Geomorfología del Valle de San Alberto, Provinciade Córdoba. 7º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 89–107.

Sayago. J.M. 1975. Geomorfología aplicada del Valle de San Alberto(Provincia de Córdoba) Tesis Doctoral. Universidad Nacional deCórdoba (inédita), 150 p. Córdoba.

Sayago, J.M. 1980. Geomorfología aplicada a hidrología y suelos en elvalle de San Alberto, Provincia de Córdoba. Acta Geológica Lilloana15: 119–138.

Schickendantz, F. 1874. Estudios sobre la formación de las salinas. Bo-letín de la Academia Nacional de Ciencias 1: 240–248. Córdoba.

Schlagintweit, O. 1954 Una interesante dislocación en Potrero de Garay.Revista de la Asociación Geológica Argentina 9: 135–154.

Schmidt, C.J., Astini, R.A., Costa, C., Gardini, C. y Kraemer, P. 1995.Cre-taceous rifting, alluvial fan sedimentation and Neogene inversion,Southern Sierras Pampeanas, Argentina. En Tankard, A.J., Suárez,R.S. y Welsink, H. (eds.) Petroleum Basins of South America. Amer-ican Association of Petroleum Geologists, Memoir 62: 341–358.

Schmieder, O. 1921. Apunte geomorfológicos de la Sierra Grande deCórdoba. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 25: 181–204.Córdoba.

Schultz, P.H. y Lianza, R. 1992. Recent grazing impacts on the earth recordin the Río Cuarto crater field, Argentina. Nature 355: 234–237.

Smalley, I.J. 1972. The interaction of great rivers and large deposits ofprimary loess. Transactions of the New York Academy of Sciences,Series 2, 34: 534–542.

Stappenbeck, R. 1911. Geología de la falda oriental de la Cordillera delPlata (Provincia de Mendoza). Anales del Ministerio de Agricultura(República Argentina), Sección Geología, Mineralogía y Minería 12:1–49. Buenos Aires.

Stappenbeck, R. 1926. Geologie und Grundwasserkunde der Pampa.Schweizerbartsche Verlagsbuchhandlung: 512 p. Stuttgart.

Stelzner, A. 1885. Comunicaciones al Profesor H.B. Geinitz: Primeracarta. Homenaje 150º aniversario de la Independencia Argentina.Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 45: 115–120. Córdoba.

Tauber, A.A. y Goya, F. 2006. Estratigrafía y fósiles del Pleistoceno-



Holoceno de las pampas de altura en el departamento Cruz delEje, Córdoba, Argentina. 3º Congreso Argentino de Cuaternarioy Geomorfología, Actas 2: 717–726.

Tauber, A., Álvarez, D. y Luna, C. 2008. Registro de Megatherium ame-ricanum Cuvier, 1796 en una pampa de altura de las Sierras de Cór-doba, Argentina. 17º Congreso Geológico Argentino. Actas 3: 1055–1056. San Salvador de Jujuy.

Tauber, A., Carignano, C., Martino, R.D., Krapovickas, J. y Haro, A. 2013.Nuevas localidades neógenas de la vertiente oriental de las sierrasPampeanas de Córdoba. 2º Simposio del Mioceno-Pleistoceno delCentro y Norte de Argentina, Actas. Diamante.

Tripaldi, A. y Forman, S.L. 2007. Geomorphology and chronology oflate quaternary dune fields of western Argentina. Palaeogeography,Palaeoclimatology and Palaeoecology 251: 300–320.

Tripaldi, A., Zárate, M.A., Forman, S.L. y Doyle, M. 2010. Early-mid XXcentury aeolian reactivation in the western Pampas. 18º Interna-tional Sedimentological Congress Actas: 877 p. Mendoza.

Twidale, C.R. 1968. Inselbergs. En: R.W. Farbridge, (ed.) Encyclopediaof Geomorphology. Reinhold Ed. 556–559. New York.

Twidale, C.R. 1982. Granite landforms. Elsevier, 371 p. Amsterdam.Twidale, C.R. 2007. Ancient Australian Landscapes. Rosenberg Publish-

ing Co.144 p. New South Wales.Ulla, J.P. 2008. Variación de parámetros sedimentológicos y su relación

con la descarga e intervenciones de cauce en la cuenca media altadel río Chocancharava, Córdoba. Tesis de licenciatura, UniversidadNacional de Río Cuarto (inédito) 159 p. Río Cuarto, Córdoba.

Vázquez, J.B., Miatello, R.A. y Roqué, M.E. (eds.) 1979. Geografía físicade la Provincia de Córdoba. Editorial Boldt, 356 p. Córdoba.

Villalba, G., Blarasín, M., Degiovanni, S., Villegas, M. y Cabrera, A. 2002.Características hidrológicas superficiales y subterráneas en el áreade Vicuña Mackenna y Bañados del Tigre Muerto, Córdoba, Argen-tina. 32º Cong. IAH- VI ALSHUD. Aguas Subterráneas y DesarrolloHumano. Mar del Plata. CD: 10 p.

Villalba, G., Blarasín, M. y Villegas, M. 2005. Hidrología ambiental delos Bañados del tigre Muerto y bases para su gestión integral. En

Blarasín M., Degiovanni, S., Cabrera y Villegas, M.A. (eds). Aguassuperficiales y subterráneas en el Sur de Córdoba: Una perspectivageoambiental. Universidad Nacional de Río Cuarto 91–104. RíoCuarto.

Walther, J. 1912. Über transgressionen der oberen “Gondwana Forma-tion” in Sud-brasilien und Uruguay. Centralblatt Mineralogie undPalaeontologie, 385–403.

Wayland, E.J. 1933. Peneplains and some other erosional platforms. An-nual Report and Bulletin, Protectorate of Uganda, Geological SurveyDept. Notes 74: 376–377.

Wien, O. 1882. Die sierra von Córdoba. Gesellschaft für Erdkunde zuBerlin 17: 57–70.

Windhausen, A. 1929. Geología de la República Argentina. Primera parte.Jacobo Peuser Ltda. 435p. Buenos Aires.

Zamora, E.M. 1990. Cartografía, génesis y clasificación de los suelos delNoroeste de la Provincia de Córdoba. Tesis doctoral. (inédita) Uni-versidad Nacional de Córdoba. 174 p. Córdoba

Zanor, G.A. 2009. El registro sedimentario de la Salina de Ambargasta(29°S-64°O): análisis de multi-indicadores y reconstrucción paleo-ambiental durante el Pleistoceno tardío-Holoceno. Tesis Doctoral.Universidad Nacional de Córdoba (inédita), 211 p. Córdoba.

Zanor, G.A., Piovano, E.L., Ariztegui, D. y Vallet-Coulomb, C. 2012. Amodern subtropical playa complex: Salina de Ambargasta, centralArgentina. Journal of South American Earth Sciences 35: 10-26.

Zanor, G.A., Piovano, E.L., Ariztegui, D., Pasquini, A.I. y Chiesa, J.O.2013. El registro sedimentario Pleistoceno tardío-Holoceno de laSalina de Ambargasta (Argentina central): una aproximación paleo-limnológica. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 30: 336–354.

Zárate, M.A. y Tripaldi, A. 2012. The aeolian system of central Argentina.Aeolian Research, 3: 401–417.

Zárate, M.A., Rabassa, J., Partridge, T.C. y Maud, R. 1995. La BrechaCerro Colorado, es Miocena? 4° Jornadas Geológicas Bonaerenses,Actas 1: 159–168.

Zuretti, J.C. 1956. Historia de la Cultura Argentina. Colección Arte yCiencia. Ed. Itinerario. 327 p. Buenos Aires.



geologia de superficie - geomorfologia

Documents