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OROGÉNESIS Y DRENAJE EN LA REGIÓN DEL VALLE DELERMA (CORDILLERA ORIENTAL, SALTA, ARGENTINA)DURANTE EL PLEISTOCENO TARDÍO

Gustavo GONZÁLEZ BONORINO1 y Liliana del Valle ABASCAL2

1 1CONICET-CADIC - UTN-FRRG, Ushuaia, CP9410, Tierra del Fuego, Argentina. E-mail: g_bonorino@yahoo.com.ar.2 Islas Malvinas, Río Grande, CP9420, Tierra del Fuego, Argentina. E-mail: liliana_abascal@hotmail.com.

RESUMEN

En el Pleistoceno tardío, luego de la incipiente elevación de las serranías subandinas, la contracción retornó al interior del oró-geno. En aquel tiempo un piedemonte conectaba los contrafuertes occidentales de la Cordillera Oriental (sierras de Lesser yObispo) con la llanura subandina, a través de la región que hoy ocupan el valle de Lerma y la serranía Mojotoro-Castillejo. Lacontracción dio origen a las elevaciones interiores en la sierra de Vaqueros y los Cerrillos de San Miguel, y luego se propagó aleste con un falla inversa que derivó en el desarrollo de la serranía Mojotoro-Castillejo y el cierre del valle de Lerma. Algunosríos incidieron a través de las nacientes barreras topográficas mientras que otros fueron a una cuenca endorreica inundada porun antiguo lago Lerma. La capacidad de incisión fue mayor en el valle de Lerma septentrional, donde los ríos llegaban congradientes de cauce elevados a los sitios de ascenso topográfico, y donde el río Mojotoro persistió como cauce antecedente.En el sur, el lago Lerma colmató la cuenca hasta un punto de derrame por bajos estructurales en capas del Grupo Salta, y elagua labró el cauce subsecuente del actual río Juramento a través de la sierra de Castillejo. Más de 800 m de sedimento (aquídenominado Grupo Valle de Lerma) se acumularon en el valle de Lerma durante el Pleistoceno tardío. Información de sub-suelo permite hacer una revisión crítica de la estratigrafía de este relleno y proponer una subdivisión más detallada. En parti-cular se acota la extensión geográfica de la Formación Tajamar y se revisan las extrapolaciones que de ella se han hecho.

Captura fluvial, Incisión, Andes Centrales, Subsecuente, Antecedente.

ABSTRACTOrogeny and drainage in the Lerma Valley region (Eastern Cordillera, Salta, Argentina) during the late Pleistocene.In the late Pleistocene, following uplift of the first subandean ranges, contraction returned to the orogen interior. At the ti-me, a wide piedmont connected the western ramparts of the Eastern Cordillera (Lesser and Obispo ranges) to the subande-an plain, spanning the zone presently occupied by the Lerma Valley and the Mojotoro and Castillejo ranges. Contraction ga-ve rise to the interior Vaqueros Range and the San Miguel Hills, and then propagated eastward with a regional reverse faultthat derived in the development of the Mojotoro and Castillejo ranges and closure of the Lerma Valley. Some river coursesincised across the rising barriers, whereas others were diverted to an internally drained basin flooded by ancient Lake Lerma.Incision power was greater in the northern Lerma Valley, where the rivers reached the sites of topographic uplift with highbed gradients, and where the Mojotoro River persisted as an antecedent course. In the south, Lake Lerma filled the basin toa pour point through structural lows in Salta Group strata, and the issuing water carved the subsequent channel of the pre-sent Juramento River across the Castillejo Range. More than 800 m of sediment (herein designated Lerma Valley Group) ac-cumulated in the Lerma Valley during the late Pleistocene. Subsurface information allowed a critical revision of the strati-graphy of this fill and a more detailed subdivision. In particular, the geographical extension of the Tajamar Formation is res-tricted and previously proposed extrapolations for it are revised.

River capture, Incision, Central Andes, Subsequent, Antecedent.

INTRODUCCIÓN

A principios del Pleistoceno, la faja plega-da y corrida de los Andes a la latitud de laciudad de Salta comprendía el contrafuer-te occidental de la actual Cordillera Orien-

tal (representado por las sierras de Lessery de Obispo) y las serranías en ascensodel Sistema de Santa Bárbara (Fig. 1; Kleyy Monaldi 1999, Hongn et al. 2007). En-tre ambas áreas elevadas se extendía unpiedemonte formado por los depósitos

aluviales hoy representados por la Forma-ción Piquete (Plioceno-Pleistoceno infe-rior; unidad superior del Grupo Orán;Mingramm et al. 1979, González et al.1996, Hain et al. 2011). A mediados delPleistoceno, una contracción fuera de se-

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cuencia afectó el sector occidental del pie-demonte. En el interior del valle de Ler-ma la contracción dio inicio a la elevaciónde la sierra de Vaqueros y de los Cerrillosde San Miguel, mientras que en el este seresolvió como falla inversa que inició laelevación del contrafuerte oriental de laCordillera Oriental (representado por lassierras de Mojotoro, Castillejo y PeñasBlancas; Fig. 2a), y dio origen a la cuencade piggy-back del valle de Lerma (Gallardoet al. 1996, Monaldi et al. 1996). La crono-logía relativa de la evolución topográficano ha sido debidamente establecida y esmotivo de análisis en este trabajo.Conos aluviales originados en las serraníasoccidentales cubrieron en discordancia elsustrato estructurado, acomodándose a lanueva topografía. Algunos cursos de aguaincidieron a través de las nacientes eleva-ciones mientras que otros fueron desvia-dos a efímeras cuencas endorreicas, comola representada por el antiguo lago Ler-ma, que se formó contra la barrera hidro-gráfica interpuesta por las serranías orien-tales (Gallardo et al. 1996, Malamud et al.1996). Actualmente el escurrimiento saledel valle de Lerma por dos ríos troncales,el Mojotoro y el Juramento. El labradodel cauce del Mojotoro ha sido atribuidoa erosión retrocedente de un río instala-do sobre el faldeo oriental de la sierra deMojotoro (Medina 1981, Gallardo et al.1996). Nuestro estudio concluye que estemecanismo no pudo haber tenido éxito yque el río Mojotoro antecedió el ascensode la sierra. En cuanto al río Juramento,Mon (2005) postuló que en un estadio ini-cial el cauce siguió bajos estructurales enla sierra de Castillejo, lo cual implica que setrata de un cauce subsecuente a la estruc-tura. Este trabajo coincide con esta inter-pretación y agrega información nueva. En un trabajo pionero, Gallardo et al. (1996)subdividieron el relleno del valle de Ler-ma posterior a la Formación Piquete entres formaciones, de más antigua a másjoven: Calvimonte, aluvial, Tajamar, rica enarcillas representativas del lago Lerma, yLa Viña, aluvial (Fig. 2b). Estos autorespostularon que la sedimentación de laFormación Calvimonte habría precedido

el ascenso de las sierras de Mojotoro yCastillejo, en tanto que las formacionesTajamar y La Viña se habrían acumuladocon posterioridad al ascenso de estas sie-rras. La división tripartita es aplicable don-de afloran las distintivas arcillas de la For-mación Tajamar, las cuales están restrin-gidas al cuadrante sudoriental del valle (alsur del punto ‘x’ en la Fig. 2a). La extra-polación de este esquema estratigráfico aotros sectores del valle de Lerma, como sepropuso en Gallardo et al. (1996), da lu-gar a incertidumbre y aún a conflictos conla información existente, como se detallaen este trabajo.El presente estudio tiene tres objetivos.Uno es revisar y actualizar la estratigrafíadel relleno post-Formación Piquete en elvalle de Lerma. Para ello se resume abun-dante información de subsuelo y de su-perficie inédita y publicada en medios decirculación restringida, tales como congre-sos y tesis. Se pone especial énfasis en de-finir la extensión de la Formación Taja-mar, tanto en superficie como en subsue-lo, y en revisar las extensiones que se hanpropuesto para ella. El segundo objetivoes reconstruir la evolución topográficadel área a través de las modificaciones su-fridas por la red de drenaje. Particular in-terés tiene establecer una cronología rela-tiva de los ascensos de la serranía Mojo-toro-Castillejo y de elevaciones menoresen el interior del valle de Lerma (i.e. sierrade Vaqueros y Cerrillos de San Miguel).El tercer objetivo es analizar los factoresque determinaron que algunos ríos logra-ran incidir en las nacientes estructuras, la-brando cauces antecedentes, mientrasotros fueron desviados y acumularon susaguas en cuencas endorreicas. La recons-trucción se apoya en dataciones radiomé-tricas publicadas por otros autores y encorrelaciones e interpretaciones propias.Los resultados de este estudio permitencomprender mejor una importante etapaen el desarrollo de los Andes de Salta yaportan información sobre el llenado sino-rogénico de una cuenca de antepaís frac-turado que alberga cerca de 1 km de espe-sor de depósitos del Pleistoceno superior-Holoceno.

MARCO GEOLÓGICO Y GEOGRÁFICO

El valle de Lerma mide unos 110 km delargo, con un ancho máximo de unos 30

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Figura 1: a) Provincias geológicas en el noroes-te de la Argentina y situación general del áreade estudio (rectángulo grisado, expandido en elpanel b. (b) Imagen con relieve artificial de laCordillera Oriental en Salta. El valle de Lermaes la región plana en el centro. F - falla inversaque dio origen a la cuenca de piggy-back del vallede Lerma, T - lineamiento del Toro. Sismos his-tóricos con hipocentros a profundidades corti-cales someras e intermedias (datos de U.S.G.S.,http://earthquake.usgs.gov, e INPRES,http://www.inpres.gov.ar).

km en el sector medio. El piso del valletiene un gradiente de 0,014 (0,8°) de nor-oeste a sudeste, paralelo al lineamientodel Toro, y de 0,004 (0,2º) en sentido nor-te-sur, entre la ciudad de Salta y el embal-se Gral. Belgrano (gradientes y cotas esti-madas en base a Google Earth, registrosde GPS manual, y la base topográfica dela Hoja 7e Salta, escala 1:200.000, del Ins-tituto de Geología y Minería). El valle de Lerma y las serranías margina-les comprenden cinco unidades litoestra-tigráficas principales separadas por discor-dancias regionales (Fig. 2b): a) metasedi-mentitas marinas agrupadas complexiva-mente en la Formación Puncoviscana(Proterozoico-Cámbrico inferior; Baldisy Omarini 1984, Aparicio González et al.2010), b) cuarcitas y pelitas de plataformamarina de los grupos Mesón y Santa Vic-toria (Cámbrico-Ordovícico inferior; Mo-ya 1998), c) sedimentitas continentales derift del Grupo Salta (Cretácico-Eoceno;Hernández et al. 1999a, Salfity y Marqui-llas 1999), d) sedimentitas aluviales y lagu-nares del Grupo Orán (Oligoceno-Pleis-toceno inferior; Vergani y Starck 1989,Hernández et al. 1999b), y e) depósitosaluviales y lacustres post-Grupo Orán,para los cuales se propone aquí el nombreGrupo Valle de Lerma (Pleistoceno supe-rior-Holoceno; Gallardo et al. 1996, Mala-mud et al. 1996). El lineamiento del Toro cruza oblicua-mente de NO a ESE el valle de Lerma, se-parando zonas con geología contrastante(Figs. 1 y 2a; Mon et al. 2004, Kley et al.2005). Hacia el norte, en las sierras de Les-ser, Obispo septentrional, y Mojotoro, losafloramientos están dominados por rocasdel Precámbrico y Paleozoico inferior, so-bre las cuales apoyan depósitos del Gru-po Orán. Al sur del lineamiento, en cam-bio, capas replegadas de la FormaciónPuncoviscana están cubiertas por estratosdel Grupo Salta, y sobre estos apoyan losdel Grupo Orán (Vergani y Starck 1989). En el norte el valle de Lerma está cons-treñido por la sierra de Vaqueros, un am-plio anticlinal en capas de la FormaciónPiquete que buza unos 5º hacia el sur/sur-sureste (Fig. 2a). El limbo occidental del

anticlinal está cortado por la falla inversaantitética que monta basamento paleozoi-co sobre estratos del Grupo Orán, mien-tras que el limbo oriental se hunde bajolos depósitos aluviales del río Caldera (Li

1994). La naturaleza del contacto con elpaleozoico de la sierra de Mojotoro, si es-tratigráfico (e.g. Ruiz Huidobro 1968) opor falla (e.g. Ferreira 1997), está en dis-cusión.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma 129

Figura 2: a) Mapa geológico del valle de Lerma y serranías circundantes (datos principalmente tomadosde Ruiz Huidobro 1955, 1968, Vergani y Starck 1989, Mon et al. 2004, Aparicio González et al. 2010). b)Columna estratigráfica simplificada. Las rastras coinciden en mapa y columna excepto para el GrupoValle de Lerma, que está indiferenciado en el mapa. CSM - Cerrillos de San Miguel, EB - embalse Gral.Belgrano. LM - lomas de Medeiros, x - afloramientos de la F. Tajamar en Rumical y río Arenales.

En el centro del valle, los Cerrillos de SanMiguel reflejan el desarrollo de un bra-quianticlinal fracturado, con núcleo de ba-samento cubierto por retazos del GrupoSalta (Fig. 2a). Los anticlinales de Vaque-ros y de Cerrillos de San Miguel se pro-yectan en subsuelo bajo depósitos delGrupo Valle de Lerma. Sobre la base delrelevamiento gravimétrico 3D efectuadopor Colombi et al. (1999; Fig. 3) entre lasierra de Vaqueros y los Cerrillos de SanMiguel, se infiere la ubicación y extensiónde estos y otros pliegues. Más al sur, en-tre la latitud del extremo septentrional delembalse Gral. Belgrano y el extremo aus-tral del valle de Lerma, líneas sísmicas re-levadas por YPF S.E. en la década del 90revelan un par anticlinal-sinclinal en ca-pas del Grupo Orán, al oeste del embalseGral. Belgrano (Fig. 2a). En este sector elvalle de Lerma está flanqueado, hacia eloeste, por estratos plegados del GrupoOrán y, hacia el este, por estratos plega-dos del Grupo Salta (Vergani y Starck1989). La sierra de Mojotoro está conformadapor dos unidades litológicas. El tercio oc-cidental, de unos 10 km de ancho al niveldel río Mojotoro, es un anticlinal de ver-

gencia oriental, con núcleo de capas reple-gadas de la Formación Puncoviscana y unacubierta de cuarcitas y pelitas de los gru-pos Mesón y Santa Victoria. Este bloquesostiene la cresta de la sierra. Inmediata-mente al este, adosada al bloque de basa-mento, se desarrolla una cuña de depósi-tos de piedemonte del Pleistoceno cuyosclastos indican proveniencia de la sierrade Mojotoro (Hain et al. 2011). Se adoptapara estos depósitos el nombre Forma-ción La Troja, propuesto por Hain et al.(2011), con las salvedades que se hacen enel apartado ‘Estratigrafía’. Estos depósi-tos desaparecen hacia el sur y no llegan aformar parte de la sierra de Castillejo. La sierra de Castillejo está conformada porun anticlinal de vergencia oriental, connúcleo de rocas de Puncoviscana y cober-tera de estratos de los grupos Salta y Orán(Vergani y Starck 1989). Si bien este anti-clinal es continuación del descripto al nor-te, está separado de aquel por la falla Cas-tillejo, parte del sistema de fracturas obli-cuas asociadas al lineamiento del Toro.La traza de la falla inversa continúa en su-perficie hasta unos 15 km al sur de la fa-lla Castillejo y luego se transforma en fallaciega (Mon et al. 2004).

Persiste una actividad tectónica modera-da en el valle de Lerma, apreciable por laactividad sísmica (Fig. 1b; Colombi et al.2002) y la deformación del Cuaternario(Georgieff y González Bonorino 1999,García et al. 2011). En su mayor parte es-ta actividad tectónica pareciera estar rela-cionada con el lineamiento del Toro, es-tructura alrededor de la cual ella se dispo-ne. En el sector nororiental del valle la ac-tividad sísmica es débil, al punto que Co-lombi et al. (2002) la consideraron asísmi-ca. No obstante, tres epicentros de sismosrecientes podrían estar relacionados conactividad de la falla inversa (Fig. 1b).

PALEOCLIMA

La escasa información paleoclimática pa-ra el Pleistoceno tardío en el valle de Ler-ma y zonas aledañas (Malamud et al. 1996,Kleinert y Strecker 2001, Haselton et al.2002) permite inferir que la distribuciónde las precipitaciones era entonces simi-lar a la actual, con un fuerte gradiente ensentido norte-sur. Actualmente el flancooriental de la sierra de Lesser y la de Va-queros reciben entre 1.200 y más de 1.400mm/año, mientras hacia el sur, en la sie-rra de Obispo, las precipitaciones no su-peran los 600 mm/año; en el interior delvalle las precipitaciones varían entre 800mm/año en el norte y menos de 600mm/año en el sur (Fig. 4; Bianchi 2005).

ESTRATIGRAFIA

El Grupo Valle de Lerma tiene por basela discordancia angular de alto ángulo quelo separa de estratos plegados de la For-mación Piquete y más antiguos, por te-cho la superficie actual del valle, y por lí-mite geográfico el del valle de Lerma. Laedad máxima del grupo está acotada porla edad de una toba intercalada en la For-mación Piquete al oeste del embalse Gral.Belgrano, datada en 1,3+-0,2 Ma (Mala-mud et al. 1996; ver ‘toba datada’ en Fig.2a). Relevamientos por geoeléctrica (Gar-cía 1988) y por gravimetría 3D (Colombiet al. 1999) en la mitad septentrional delvalle indican que el espesor del Grupo

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Figura 3: Espesor del relle-no del valle de Lerma. Isopa-cas basadas en gravimetría3D (tomado de Colombi etal. 1999). V - sierra de Va-queros, M - río Mojotoro,LM - lomas de Medeiros, C -Cerrillos de San Miguel. Seindica la posición de las te-rrazas fluviales de las lomasde Medeiros.

G. GONZÁLEZ BONORINO Y L . DEL VALLE ABASCAL

Valle de Lerma aumenta desde los bordesdel valle hacia el centro, aunque con unaacentuada asimetría (Fig. 3). En dos depo-centros, ubicados uno entre las lomas deMedeiros y los Cerrillos de San Martín, yel otro entre estos y la sierra de Lesser, elespesor supera los 800 metros. En la mi-tad austral del valle, líneas sísmicas indi-can espesores totales para el Grupo Vallede Lerma de aproximadamente 1,5 segun-dos (suponiendo una velocidad de 1.500m/seg para un sustrato mayoritariamentecompuesto por grava y arena moderada-mente consolidadas, el espesor del grupoes de alrededor de 225 m). Hain et al. (2011) incluyeron estos depó-sitos en la Formación La Troja, junto conlos depósitos de abanicos aluviales al es-te de la sierra de Mojotoro. Esta denomi-nación es inválida por dos razones. Enprimer lugar porque desconoce la nomen-clatura propuesta previamente por Ga-llardo et al. (1996), la cual ha sido emple-ada en numerosas publicaciones. En se-gundo lugar, porque los depósitos delGrupo Valle de Lerma no tienen relacióngenética alguna con aquellos que formanla cuña sedimentaria al este de la sierra deMojotoro. La descripción estratigráfica del GrupoValle de Lerma se organiza por sectoresgeográficos: (a) el sector sudoriental y aus-tral, área tipo de las formaciones Calvi-monte, Tajamar y La Viña según Gallar-do et al. (1996); (b) el sector centro-orien-tal, que comprende la franja entre los Ce-rrillos de San Miguel y la sierra de Mojo-toro y su continuación hasta la ciudad deSalta; (c) el sector septentrional, que com-prende la estrecha prolongación del vallea lo largo del río Caldera; (d) el sector delas lomas de Medeiros, y (e) el sector cen-tral-occidental del valle, entre los Cerrillosde San Miguel y las sierras de Lesser yObispo.

Sector sudoriental y australEn este sector aflora la Formación Taja-mar, a cotas de entre 1.120 y 1.150 ms.n.m., aproximadamente. En esta unidadse destaca un intervalo de 10 m de espe-sor con arcillas finamente laminadas que

incluyen fósiles lacustres, el cual haciaarriba pasa a capas de arena fina; el espe-sor máximo medido para esta formaciónes de 43 m (Fig. 5a; Carabanti 2005). Labase es una discordancia sobre capas de lasformaciones Calvimonte y Piquete (Ga-llardo et al. 1996). Los afloramientos másseptentrionales de la Formación Tajamar,en Rumical y el cauce del río Arenales(localidad indicada con ‘x’ en la Fig. 2a;Gallardo et al. 1996) está a una cota de1.150 m. Puesto que el piso del valle as-ciende hacia el norte por encima de esacota, una extensión de la Formación Ta-jamar en esa dirección debiera encontrar-se en el subsuelo. Un sondeo eléctrico vertical a la latituddel extremo austral de los Cerrillos deSan Miguel (P1 en la Fig. 6a; García1988) detectó un intervalo de baja resisti-vidad de unos 20 m de potencia con te-cho cercano a la superficie. Un relevamien-to por sísmica de reflexión al este de losCerrillos de San Miguel (P2 en la Fig. 6a;González Bonorino et al. 2003), recono-ció una unidad sismoestratigráfica homo-génea con una velocidad de intervalo de1.500 a 1.700 m/seg, la cual se correla-ciona con el potente intervalo limo-arci-lloso registrado en el pozo ASP1013 en-tre 25 y 50 m de profundidad (correspon-dientes a cotas de 1.130-1.105 m s.n.m.).Existe, pues, evidencia para extender laFormación Tajamar al menos 10 km alnorte de los afloramientos más septen-trionales. Una correlación de registros depozos entre P1 y la ciudad de Salta (per-fil P3 en la Fig. 6a; Baudino 1986) sugie-re que hacia el norte el intervalo arcillosose digita y asciende estratigráficamente,traslapando sobre grava y arena. En con-clusión, la Formación Tajamar sensu stric-tu es un litosoma de unos 65 km de largoy unos 5 km de ancho promedio, recosta-do contra la serranía Mojotoro-Castillejo,que se extiende desde P2 hasta el extre-mo austral del valle de Lerma. Se redefinen las formaciones Calvimontey La Viña restringiéndolas al área dondela Formación Tajamar está presente, ensuperficie y en subsuelo. Esta propuestarespeta la definición de área tipo para ellas

en Gallardo et al. (1996). Así, la Forma-ción Calvimonte, casi enteramente restrin-gida al subsuelo (cf. Gallardo et al. 1996),tiene un espesor superior a los 100 m, yestá compuesta por gravas y arenas, condelgadas y discontinuas intercalaciones ar-cillosas, acumuladas en ambientes aluvia-les (datos de geoeléctrica, sísmica, y regis-tros de pozos). Por su parte, la Forma-ción La Viña, con un espesor de unos 25m, comprende mayormente grava y arenaaluviales, con intercalaciones de paleo-suelos, y apoya con discordancia de bajoángulo sobre la Formación Tajamar (Fig.5b). Una toba en su base dio 0,1+- 0,04Ma (Fig. 5b; Malamud et al. 1996).

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Figura 4: Principales cursos de la red de drenajeactual en el valle de Lerma. Se indican las isohie-tas (adaptadas de Bianchi 2005) y los paleocaucesantecedentes 1, 2, y 3 en la sierra de Mojotoro.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma

Sector centro-orientalLos pozos en este sector muestran nume-rosas intercalaciones arcillosas en perfilesdominados por grava y arena (Fig. 6c). Unacorrelación este-oeste de pozos en el ex-tremo austral de la zona urbana de Salta(Fig. 6b; Donaire 2004) corta el perfil nor-te-sur y muestra una estratigrafía similar,con intercalaciones arcillosas hasta la ba-se de la columna. Los registros de pozosgeneralmente omiten información sobreel tipo de arcilla pero Larcher (2006) re-portó arcillas rojizas en pozos en el extre-mo septentrional de la ciudad de Salta. Para el presente estudio se inspecciona-ron los registros de 330 pozos provistospor la Dirección Provincial de Aguas deSalta y seis sondeos eléctricos verticalestomados de Donaire (2004). La mayor par-te de los pozos cuenta sólo con registrosbasados en cuttings pero una docena tiene,además, registros de potencial espontá-neo y de resistividad (Donaire 2004, Ber-cheñi 2006, Larcher 2006). La compara-ción de los pases de los intervalos de arci-lla indica que los registros basados en cut-tings son suficientemente precisos para losfines de este estudio. Más de un tercio delos pozos superan los 100 m de profun-didad, y cinco pozos superan los 200 m,con una profundidad máxima de 240 m.En la región cubierta por los pozos lagravimetría indica espesores de menos de200 m para el Grupo Valle de Lerma (Fig.3). Por lo tanto, una proporción significa-tiva de esos pozos han muestreado todo,o la mayor parte del espesor del grupo. El análisis de la información de pozosadopta un enfoque estadístico y el proce-samiento por medio de programas de com-putación ad hoc, con la intención de eli-minar la subjetividad intrínseca en unacorrelación visual. Ventanas móviles de 1y 20 m de alto inspeccionaron cada pozo,computando la proporción de arcilla porventana, para luego integrar valores pro-medio por ventana para cada conjunto depozos seleccionado.En los pozos al este de los Cerrillos de SanMiguel la arcilla es más abundante en lostramos inferiores (Fig. 7a) mientras quebajo el margen austral de la zona urbana

de Salta la arcilla es más común en los tra-mos superiores de las columnas (Fig. 7b).Analizando cada pozo separadamente ydiscriminando la proporción de arcilla se-gún la profundidad, se observa que los in-tervalos más profundos, o sea más anti-guos, muestran depocentros netamenteseparados, uno localizado al este de losCerrillos de San Miguel y el otro en Saltaciudad (Fig. 8). Al ascender estratigráfica-mente los depocentros se amalgaman (Fig.8, 1145-1125 m) y finalmente desapareceel del sur (Fig. 8, comparar cuadros). Seobserva también un conjunto de pozoscon alta proporción de arcilla que seproyecta hacia el sudoeste (Fig. 8, 1165-1145 m).

La sección descripta para el subsuelo deSalta es, con la información existente, in-distinguible de las formaciones Calvimon-te y La Viña en el área tipo, razón por lacual se opta por designarla como GrupoValle de Lerma indiferenciado, hasta tan-to se justifique una subdivisión.

Sector septentrionalLas terrazas fluviales de acumulación (fillterraces) sobre las márgenes del río Calderaofrecen extensos afloramientos del Gru-po Valle de Lerma. Los depósitos consis-ten mayormente de grava mediana y grue-sa, subredondeada (Hoyos 2005), con len-tes de arena gruesa, recubiertos por unmanto limo-arcilloso de unos 3-4 m de es-

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Figura 5: Perfiles columnares. a) Formación Tajamar (tomado de Carabanti 2006). b) FormacionesCalvimonte, Tajamar y La Viña (tomado de Malamud et al. 1996). Conglomerado La Caldera (tomadode Malamud et al. 1996).

pesor, probablemente loéssico. Barras flu-viales y buena imbricación indican paleo-flujo hacia el sur y reflejan la presencia dela barrera creada por el ascenso de la sie-

rra de Mojotoro. Las superficies de estasterrazas inclinan hacia el sur con un gra-diente de aproximadamente 0,017 (1°), si-milar al del actual río Caldera, hasta con-

verger con el piso del valle de Lerma. Elespesor supera 30 m. Una toba, intercala-da en estos depósitos aterrazados cerca delembalse de Campo Alegre, en el extremoseptentrional del valle de Lerma, fue da-tada en 0,33+-0,1 Ma (Malamud et al. 1996;Figs. 2a y 5c). Se propone designar estosdepósitos Conglomerado La Caldera. Ga-llardo et al. (1996) correlacionaron el loesscon la Formación Tajamar e incluyeronlos depósitos aterrazados en la Forma-ción Calvimonte. La marcada diferencialitológica entre el loess y la FormaciónTajamar s. str. y la relación asintótica deltecho de la terraza con el piso del valle deLerma a la latitud del río Mojotoro, nodan sustento a esta propuesta.

Sector de las lomas de MedeirosUn afloramiento extenso del Grupo Va-lle de Lerma se encuentra en las lomas deMedeiros, unas suaves lomadas que se ele-van 200 m por encima del nivel del valle,inmediatamente al sur de la sierra de Va-queros (LM en la Fig. 2a). El sustrato delas lomas es un depósito de grava y arenapobremente estratificado, de unos 70 m deespesor, que representa un abanico aluvialde un antiguo río Lesser (Medina 1981,Gallardo et al. 1996). Este depósito apo-ya con marcada discordancia angular so-bre las capas plegadas de la FormaciónPiquete. La imbricación de los clastos in-dica paleoflujo hacia el sur y sur-sureste(Georgieff y González Bonorino 2004).El depósito aluvial está cubierto por unbanco de loess de unos 3 m de espesor.Gallardo et al. (1996) incluyeron estos de-pósitos en la Formación Tajamar; la mar-cada diferencia litológica entre ambas uni-dades no justifica tal correlación. Aquí sepropone designarlos Formación Lomas deMedeiros. Hasta tanto se afine más la es-tratigrafía el banco de loess se incluye enesta formación.En el extremo septentrional de las lomasde Medeiros hay seis terrazas (designadasT1 a T6, de más antigua a más joven; Fig.9a) labradas en depósitos de las formacio-nes Lomas de Medeiros y Piquete (RuizHuidobro 1968, Georgieff y GonzálezBonorino 2005). El origen de estas terra-

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Figura 6: Correlación de pozos para extracción de agua subterránea. a) Plano de ubicación de losperfiles mencionados en el texto. LM - lomas de Medeiros, CSM - Cerrillos de San Miguel, S - Saltaciudad. b) Perfil OSO-ENE a través sector septentrional del valle (P5, Fig. 6a; tomado de Baudino1996). c) Perfil este-oeste en el sector sur de la ciudad de Salta (P4, Fig. 6a; tomado de Donaire 2004;los cinco pozos tienen registros de resistividad y potencial espontáneo). d) Perfil norte-sur (P3, Fig.6a; tomado de Baudino 1996). La línea de trazos proyecta el techo de la Formación Tajamar hacia elnorte. En la parte superior del panel se indican los cruces con los perfiles P1, P2 y P4.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma

zas es discutido más abajo. Las terrazas es-tán cubiertas por algunos metros de gra-va y arena, con bloques de hasta 2 m dediámetro. La imbricación de los clastosindica paleoflujo paralelo al eje longitudi-nal de cada terraza. Una parte del detritoseguramente fue canibalizada del abanicodel antiguo Lesser. Los bloques mayores,sin embargo, probablemente fueron aca-rreados desde las laderas de la sierra deLesser, juzgando por la presencia de blo-ques de similar tamaño en ríos próximospero no en el sustrato de las terrazas. Es-tos depósitos son genéticamente distintosdel abanico del Lesser, pero debido a laescasa extensión y espesor se opta por in-corporarlos a la Formación Lomas de Me-deiros como Miembro Vaqueros.

Sector central-occidentalUna correlación de pozos de agua a tra-vés del valle entre el pie de la sierra deLesser hasta la de Mojotoro, pasando porlas estribaciones australes de la ciudad deSalta (Fig. 6b; tomado de Baudino 1996)muestra que en el sector occidental del va-lle el Grupo Valle de Lerma está domina-do por grava y arena; la proporción de ar-cilla aumenta hacia el eje del valle. Unacorrelación de sondeos eléctricos vertica-les entre el extremo norte de los Cerrillosde San Miguel y el pie de la sierra de Les-ser (P6 en la Fig. 6d; García 1988) defineuna unidad superior, de alta resistividad(600-420 ohm-m), con base a unos 40 mde profundidad, y otra moderadamente

resistiva (150-135 ohm-m), cuya base al-canza los 480 m. Por correlación con elpozo ASP1198 y por registros de pozossobre el flanco occidental de los Cerrillosde San Miguel, la unidad superior estaríacompuesta mayormente por grava y are-na, mientras que la inferior incluiría inter-calaciones arcillosas de hasta 8 m de po-tencia. Más al oeste, donde el río Rosarioingresa al valle de Lerma se ha formadoun abanico aluvial cuyos depósitos estánexpuestos en la profunda quebrada que locorta. A falta de mayor precisión se optapor agrupar estos sedimentos como Gru-po Valle de Lerma indiferenciado.

DRENAJE

Red de drenaje actualLa red de drenaje en el valle de Lermaconforma dos cuencas separadas por unadivisoria de aguas inmediatamente al nor-te de la ciudad de Salta (cf. Baudino 1996).En la subcuenca del norte, los ríos Calde-ra y Vaqueros, con sus respectivos afluen-tes, confluyen para formar el río Mojoto-ro, que cruza la sierra de Mojotoro con uncauce rectilíneo, incidiendo a través delanticlinal volcado y de los depósitos depiedemonte del Pleistoceno (Fig. 2). Enel sur, al embalse Gral. Belgrano conflu-yen los caudales de los ríos mayores: Are-nales, Rosario, Chicoana, y menores: LaViña, San Vicente y Guachipas, y el cau-dal acumulado en el embalse sale del vallepor el río Juramento, el cual cruza la sie-

rra de Castillejo incidiendo en rocas delGrupo Salta. El aporte mayoritario deagua para el drenaje en el valle de Lermaproviene de los faldeos de las sierras deLesser y Obispo; las sierras de Mojotoroy de Castillejo tienen faldeos occidentalesangostos con un drenaje inmaduro. Las áreas de drenaje y las pendientes pro-medio (calculadas sobre imágenes ASTERDEM 30 m con la herramienta Zonal sta-

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Figura 8: Distribución areal y vertical de arcilla enel subsuelo del valle de Lerma en base a registros depozos para agua. Sólo se representan pozos conmás de 50% de arcilla en la profundidad perforada.

G. GONZÁLEZ BONORINO Y L . DEL VALLE ABASCAL

Figura 7: Distribución verticalde arcilla en pozos para agua.a) Sector al este de los Cerri-llos de San Miguel (42 pozos).b) Sector inmediatamente alsur del casco urbano de Salta(133 pozos). Los gráficos gri-sados a la derecha indican elnúmero de pozos que cubrencada intervalo de profundidad.Así, en (a), el intervalo 1.150-1.130 m está cubierto por lamayor cantidad de pozos y, porende, los promedios son másrepresentativos. El promedioresulta de inspeccionar el con-junto de pozos con una venta-na vertical de 1 m de alto.

tistics en ArcGIS 9.3) de las principalescuencas hidrográficas en la región de in-terés, son las siguientes: Santa Rufina -237 km2, 15,5º; Wierna - 397 km2, 22,2º;Lesser-Vaqueros - 136 km2, 19,3º; Arena-les - 575 km2, 16,7º; Chicoana-Rosario -3.319 km2, 18,8º; y Guachipas - 1.711km2, 16,7º. Las cuencas relativamente me-nores: Santa Rufina, Wierna y Lesser-Va-queros, se encuentran en la zona de pre-cipitación más abundante (ver apartado‘Paleoclima’).

Red de drenaje antiguaLos depósitos de cono aluvial de la For-mación Lomas de Medeiros reflejan laexistencia de un antiguo curso de agua enposición similar a la del actual río Lesser(Medina 1981, Gallardo et al. 1996). Elsuave faldeo de las lomas de Medeirosmuestra un sector central relativamentedeprimido (Fig. 10) que se atribuye a uncauce antecedente fallido del río San Lo-renzo, labrado en los depósitos aluvialesde la Formación Lomas de Medeiros du-rante un estadio intermedio de ascensodel anticlinal de Vaqueros.En las terrazas de las lomas de Medeirosse relevaron transectas longitudinales, esdecir, paralelas a las paleobarrancas, y tran-sectas transversales, perpendiculares a laspaleobarrancas (Fig. 9a). Las transectaslongitudinales muestran convexidad haciaarriba (Fig. 9b). La inclinación hacia eloeste del tramo occidental de la terrazaT2 es contraria a la que habría tenido elantiguo río Lesser-Vaqueros que la labró,que descendía hacia el este-sudeste. La in-clinación del tramo oriental de T2 es deaproximadamente 0,036 (2°), considera-blemente mayor que la del cauce actualdel río Vaqueros, 0,025 (1,4°).Las transectas transversales, por su parte,revelan que las terrazas inclinan hacia elsur y suroeste, es decir, hacia la paleoba-rranca contemporánea de la terraza (Fig.9c). La inclinación transversal se hace ma-yor en las terrazas más antiguas, es decir,aumenta de T4 a T1. Una terraza es unaantigua planicie aluvial y, como tal, des-arrolla una leve inclinación hacia el cauceactivo. Las terrazas de Medeiros, por lo

tanto, muestran inclinaciones transversa-les contrarias a lo que es dable esperar. Al sureste de las lomas de Medeiros, en-tre los Cerrillos de San Miguel y la ciudadde Salta hay varios paleocauces que RuizHuidobro (1968) atribuyó a la migracióndel río Arenales. Paleocauces fuera del valle de Lerma. En la sie-rra de Mojotoro se pueden reconocer por

lo menos tres paleocauces incididos va-rios cientos de metros en rocas de basa-mento Precámbrico-Paleozoico (identifi-cados como 1, 2 y 3 en la Fig. 4; se trata deabras de viento o wind gaps). Los lechosinclinan hacia el este; sus puntos más al-tos coinciden con la divisoria de aguas ytienen cotas de 1.500 m el paleocauce 1,1.380 m el paleocauce 2, y 1.280 m el pa-

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Figura 9: Perfiles topográficos en las terrazas de las lomas de Medeiros. a) Ubicación de los perfiles, límitesde las terrazas T1 a T5. b) Perfil longitudinal sobre T2. c) Perfil transversal. Las terrazas fueron relevadas conGPS diferencial y GPS simple, en modos continuo y con puntos de registros promediados. Los números de-cimales dan gradientes.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma

leocauce 3. El paleocauce 2 desembocacon ángulo obtuso en el actual río Mojo-toro (Fig. 4), sin evidencias de que se ha-ya extendido más al sur.Extrapolación visual permite correlacio-nar los paleocauces 1, 2 y 3 con los cursosactuales de los ríos Santa Rufina, Wiernay Arenales, respectivamente. Es razona-ble, entonces, construir perfiles longitu-dinales integrados, es decir, uniendo loscauces activos y los paleocauces inacti-vos. Se ha hecho esto para el río Wierna-paleocauce 2 (Fig. 11). El cauce del Wier-na está unos 120 m por debajo del cauceabandonado 2; el perfil del río Santa Ru-fina muestra una relación similar con elcauce 1, con un desnivel de aproximada-mente 100 m. Los ríos Santa Rufina y Wierna desarro-llan sendos abanicos aluviales inmediata-mente aguas arriba del pie de la sierra de

Mojotoro. Estos depósitos han disminui-do el gradiente del lecho. Con datos deltramo superior del río Wierna, aguas arri-ba del depósito del abanico aluvial, seconstruyó un perfil que se ajusta a la leyde Hack (Hack 1973, Bull 2007) indicadocon línea de trazos en la figura 12. La pro-longación aguas abajo de este perfil ideales paralela al perfil del paleocauce 2, locual apoya la idea de que ambos tramospertenecieron a un mismo cauce activo enel pasado, que fue desmembrado estruc-turalmente durante el ascenso de la sierrade Mojotoro.

DISCUSIÓN

Hipótesis previasCon anterioridad al presente trabajo elorigen de las terrazas de Medeiros y delas abras de viento en la sierra de Mojo-toro había recibido un tratamiento mar-ginal. En la Memoria de la Hoja Geológi-ca 7e Salta, Ruiz Huidobro (1968; el tra-bajo de campo habría sido ejecutado ha-cia 1956) hizo tres observaciones de inte-rés para el presente estudio: a) reconocióla presencia de cauces antecedentes ele-vados e inactivos en la sierra de Mojoto-ro; específicamente identificó como talesa la quebrada de Gallinato y a la quebra-da de Portezuelo, a lo largo de la cual co-rre la ruta nacional 9 al este de la ciudadde Salta; b) reconoció los paleocaucesabandonados del río Arenales y los atribu-yó a la elevación de los Cerrillos de SanMiguel; y c) atribuyó las terrazas de Me-deiros a un ascenso tectónico regional. Medina (1981), en un trabajo referido es-pecíficamente al origen de las lomas deMedeiros, analizó la evolución morfoló-gica en planta de los ríos Lesser, Vaqueros,Wierna, Caldera, y Mojotoro. Este autorpostuló dos etapas evolutivas antes de lle-gar a la situación actual (Fig. 12). (a) Eta-pa inicial - La sierra de Lesser era drena-da por un antiguo río (informalmente de-signado aquí W-L) formado por la com-binación del tramo superior del actual ríoWierna y del tramo inferior del actual cur-so del río Lesser, el cual flanqueaba la sie-rra de Vaqueros ya entonces elevada. El

río W-L habría construido el abanico alu-vial que subyace las lomas de Medeiros.Otro río (informalmente designado aquíW), coincidente con el curso inferior delactual río Wierna, drenaba el flanco orien-tal de la antigua sierra de Vaqueros. Al es-te, al pie de la sierra de Mojotoro, un an-tiguo río Caldera corría de norte a sur has-ta confluir con el río Arenales. La quebra-da del río Mojotoro no existía aún. (b) Eta-pa intermedia - Por erosión retrocedenteel río W capturó el río W-L, derivando par-te de la descarga de agua al cauce de W ydando origen al actual río Wierna. El tra-mo inferior del W-L quedó descabezadoy alimentado únicamente por el escurri-miento proveniente de la sierra de Lesseral sur del río Wierna. De acuerdo con este autor, la disminu-ción del caudal en el río Lesser habría te-nido como consecuencia el labrado de lasterrazas de Medeiros. En esta etapa, la ca-becera de un antiguo río consecuente so-bre el faldeo oriental de la sierra de Mo-jotoro habría retrocedido por erosión has-ta atravesar la sierra y capturar el río Cal-dera, y con él todo el caudal del sectorseptentrional del valle de Lerma. El cur-so inferior del río Caldera se habría seca-do y el drenaje de este sector del valle sehabría concentrado en el nuevo río Mojo-toro, dando el diseño actual de la red dedrenaje. Gallardo et al. (1996) retomaronla noción de captura por erosión retroce-dente, postulando una caída en el nivel debase como disparador del labrado de lasterrazas de Medeiros. Tanto Medina (1981)

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Figura 10: Modelo digital de elevación de las lomasde Medeiros con curvas de nivel sobreimpuestas. Elperfil topográfico AA’ está dibujado en el ángulo su-perior derecho; P indica la posición del paleocaucedel río San Lorenzo. La línea de trazos indica la tra-za estimada del paleocauce. SL - río San Lorenzo.

Figura 11: Perfil longitudinal del río Wierna y el pa-leocauce 2, o abra de viento de la quebrada de Ga-llinato. La línea de trazos indica el perfil ideal calcu-lado aplicando la ley de Hack. Perfil extraido deimágenes ASTER DEM 30 m.

G. GONZÁLEZ BONORINO Y L . DEL VALLE ABASCAL

como Gallardo et al. (1996) supusieron queel anticlinal de Vaqueros y las lomas deMedeiros fueron elementos topográficospre-existentes y que la sierra de Mojoto-ro ya estaba elevada, total o parcialmente,cuando estos eventos morfológicos ocu-rrieron. A continuación se analizan estashipótesis.

Las terrazas de MedeirosLas terrazas T1 a T4 muestran inclinacio-nes, tanto transversales como longitudi-nales, opuestas a las que debieron habertenido las planicies aluviales de las cualesson un remanente. De ello se concluye queestas terrazas fueron elevadas y alabeadasdurante el ascenso del anticlinal de Vaque-ros, y que la incisión que ellas representantuvo la tectónica como motor principal.Una disminución en el caudal por desca-bezamiento del río W-L habría disminui-do la potencia fluvial y, por ende, tam-bién la capacidad de incisión. Una captu-ra fluvial sí podría derivar en incisiónaguas arriba del sitio de captura, fenóme-no registrado en otras cuencas (e.g. Calva-che y Viseras 1997, Harvey 2007). La po-

sibilidad de captura en el valle de Lermase discute en el siguiente acápite. Coincidi-mos con Ruiz Huidobro (1968) en un ori-gen tectónico de las terrazas pero soste-nemos que el ascenso fue de envergadu-ra local, directamente relacionado al as-censo del anticlinal de Vaqueros. A juzgar por la fuerte inclinación de lostramos orientales de las terrazas, el ríoque las labró habría tenido un gradientesimilar al del río Lesser, con lecho de roca,y no al del río Vaqueros, con lecho de gra-va y arena. El alto gradiente condice conel transporte de los grandes bloques quetapizan las terrazas.

Origen del río Mojotoro y captura deldrenaje del valle de LermaPara una captura fluvial, es condición ne-cesaria que el cauce del río capturador es-té por debajo del cauce capturado (cf.Howard 1971, para una justificación ge-neral, y González Díaz y Castro Godoy2008, para un ejemplo local). Esta situa-ción no se pudo haber dado en el área deestudio. Los cauces consecuentes tienensus tramos proximales varios cientos de

metros por encima del lecho del valle deLerma. Debido a que la incisión vertical setorna infinitamente más lenta a medidaque se avanza hacia las nacientes (cf. Bull2007), el rebajar el perfil de uno de los ac-tuales ríos consecuentes en la sierra deMojotoro hasta el nivel del piso del vallede Lerma llevaría un tiempo infinítamen-te prolongado. La existencia de paleocau-ces antecedentes al ascenso de la sierra deMojotoro, los cuales habrían sido exten-siones de los ríos Santa Rufina, Wierna yArenales, permite inferir un origen simi-lar, es decir, como cauce antecedente, pa-ra el río Mojotoro, con la salvedad de queéste logró persistir hasta el presente co-mo cauce activo.

Origen del río JuramentoEl desarrollo del lago Lerma en el sectoraustral del valle de Lerma es evidencia dela instauración de un régimen endorreicocomo consecuencia de la elevación de laserranía Mojotoro-Castillejo en el Pleisto-ceno tardío (Gallardo et al. 1996, Malamudet al. 1996). La cuenca dejó de ser endo-rreica cuando logró una salida a través delrío Juramento. Mon (2005) postuló que enun estadio inicial el cauce del Juramentose estableció acomodándose a bajos es-tructurales. Estos se encuentran a cotascercanas a 1.140 m (Fig. 13), nivel quecoincide con la altura que pudieron haberalcanzado las aguas del lago Lerma (cf.Malamud et al. 1996). En consecuencia, sepostula que las aguas del lago Lerma su-bieron de nivel hasta alcanzar una salidapor derrame, y que a partir de entoncesincidieron el profundo cauce subsecuen-te por donde corre actualmente el río Ju-ramento.

Cronología de la evolución topográficaEs razonable postular que en el Pleisto-ceno temprano, antes del ascenso de lasserranías interiores de Vaqueros y Cerri-llos de San Miguel, y las marginales deMojotoro y Castillejo, existía una red dedrenaje paralela que drenaba los contra-fuertes occidentales + de la CordilleraOriental y descendía sin obstrucciones alas llanuras subandinas. La elevación del

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Figura 12: Esquema evolutivo del drenaje en el sector septentrional del valle de Lerma simplificado deMedina (1981). a) Etapa inicial. Las nacientes del río Wierna actual forman un curso con el río Lesser(aquí designado W-L). El río Caldera antiguo llegaba más al sur que el actual, hasta el río Arenales. b)Por erosión retrocedente el río consecuente W (designación informal) captura las cabeceras del W-L pa-ra dar el actual Wierna. También por erosión retrocedente el río Mojotoro captura el Caldera. SV - sie-rra de Vaqueros, LM - lomas de Medeiros, M - río Mojotoro.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma

anticlinal de Vaqueros creó un obstáculotopográfico que habría afectado el cursodel río Wierna. Este río tuvo, sin embar-go, merced al alto gradiente del caucedonde cruzaba el eje del anticlinal y a lacarga de grava, la suficiente capacidad ero-siva para incidir a través de la naciente es-tructura. Al sur del río Wierna el escurrimiento seconcentró en la quebrada que separa lassierras de Lesser y de Vaqueros, forman-do el río Lesser, el cual, al ingresar al va-lle originó el cono aluvial cuyos depósi-tos cubrieron en discordancia los estratosplegados de la Formación Piquete, rela-ción que indica que este cuerpo se desarro-lló después del inicio del levantamiento dela sierra de Vaqueros. Los depósitos delabanico fueron luego elevados durante lafase final de ascenso del anticlinal de Va-queros. Durante el ascenso el río Lesser-Vaqueros incidió en ellos, labrando las te-rrazas de Medeiros. Al proceder la inci-sión el curso del río Vaqueros migró deuna orientación ESE a la actual, dirigida

netamente al este. En una etapa interme-dia en el ascenso el antiguo río San Loren-zo incidió temporariamente a través deestas lomas (Fig. 10). Más al sur, la eleva-ción del anticlinal de los Cerrillos de SanMiguel pudo haber sido coetánea con ladel anticlinal de Vaqueros.El ascenso de la sierra de Mojotoro debióhaberse iniciado con posterioridad al repo-sicionamiento de los cursos de los ríosVaqueros y Arenales. Estos dos ríos, másel Santa Rufina y el Wierna, habrían sur-cado la zona de la futura sierra de Mojoto-ro con dirección ESE y exhondaron sen-dos cauces antecedentes cuando la sierracomenzó a elevarse. La alternativa de quelos paleocauces 1, 2 y 3, y el cauce del ac-tual río Mojotoro, se hayan originado porerosión retrocedente de ríos consecuentesimplicaría suponer que la extensión haciael oeste de estos últimos les llevó a coinci-dir con los cursos activos de los ríos San-ta Rufina, Wierna, Vaqueros, y Arenales,situación sumamente improbable. Estaobservación refuerza la más general dada

en el apartado ‘Origen del río Mojotoro ycaptura del drenaje del valle de Lerma’.En conclusión, la elevación de la sierra deVaqueros y de los Cerrillos de San Miguelprecedieron el ascenso de la sierra de Mo-jotoro. La Formación Calvimonte, y la secciónprofunda (por debajo de la cota 1.120 ms.n.m., aproximadamente) correlativa ha-cia el norte, bajo la ciudad de Salta, inclu-yen numerosas intercalaciones arcillosas.Ellas sugieren el desarrollo de planicies deinundación, o ambientes lagunares, y po-drían reflejar el efecto de una incipientetopografía debida al ascenso de la serra-nía Mojotoro-Castillejo. Si esto fuera así,la mayor parte del Grupo Valle de Lermase habría acumulado bajo el efecto de labarrera topográfica Mojotoro-Castillejo.Sólo habrían precedido el ascenso los de-pósitos de la Formación Lomas de Me-deiros, que se acumularon antes de la mi-gración del río Vaqueros hacia el norte.

Controles en la capacidad de incisiónLa información disponible permite supo-ner que las sierras de Mojotoro y de Cas-tillejo se elevaron en tiempos y a tasas si-milares. En cuanto a la litología, a similarnivel estructural y topográfico, en la sie-rra de Mojotoro afloran cuarcitas y en lade Castillejo areniscas. Experimentos enSklar y Dietrich (2001) indican que la re-sistencia a la erosión de cuarcita puedeser un orden de magnitud mayor que pa-ra arenisca. No obstante, el drenaje en elsector norte del valle de Lerma mantuvosu condición exorreica durante el ascensode la sierra de Mojotoro, mientras que eldel sector sur se tornó endorreico por unperíodo de tiempo no determinado, equi-valente como mínimo al tiempo de depó-sito de las capas de la Formación Tajamar.Las causas de este desarrollo contrastan-te habrían estado ligadas a factores climá-ticos y topográficos. Los ríos Santa Rufina, Wierna y Mojoto-ro tuvieron una elevada capacidad de inci-sión, a tal punto que los tres labraron cau-ces antecedentes en la naciente sierra deMojotoro. Esta condición se atribuye a lacombinación de elevados gradientes de

138 G. GONZÁLEZ BONORINO Y L . DEL VALLE ABASCAL

Figura 13: Nacientes del río Juramento en la sierra de Castillejo. El embalse Gral. Belgrano aparece a laizquierda. Se muestran las curvas de nivel para 1.140 y 1.200 m. Imagen tomada de Google Earth, coorde-nadas 25,27°S, 65,32°O, acceso 20/XII/2010.

cauce en el sitio de la emergente barreray una fuerte descarga alimentada por lasabundantes precipitaciones. Al inicio delascenso de la sierra de Mojotoro no exis-tía el depósito aluvial en el valle del Cal-dera, ni se habían desarrollado los abani-cos aluviales de los ríos Santa Rufina yWierna, de modo que estos ríos llegabanal sitio de ascenso con gradientes de cau-ce mayores que los actuales. Cuando losríos Santa Rufina y Wierna fueron derro-tados, sus caudales se sumaron al del ríoMojotoro, favoreciendo así el mantenerabierto el cauce. El paleocauce de Galli-nato confluía con el cauce del antiguo Mo-jotoro, lo cual indica que, ya entonces, elrío Mojotoro actuaba como colector y quela separación en subcuencas norte y sur se

había establecido ya en el Pleistoceno (Fig.14a). El río Arenales también labró un cauceantecedente efímero en la sierra de Mojo-toro. El abandono de este cauce pudo ha-ber sido aproximadamente coetáneo conel abandono del paleocauce 2, a juzgar porla similar diferencia de cota entre ambospaleocauces y el piso del valle de Lerma,alrededor de 120 m. No hay evidencias deque los ríos Rosario y Chicoana hayan la-brado cauces antecedentes en la sierra deCastillejo. Los ríos Arenales, Rosario y Chi-coana cruzan el valle de Lerma donde éstees más ancho, debido a la recesión haciael oeste del frente de montaña (Fig. 14),recorriendo unos 20 km con un gradien-te inferior a 1°. En consecuencia, sus tra-

mos inmediatamente aguas arriba del piede la serranía Mojotoro-Castillejo tienenmuy bajos gradientes. Además, estos ríostienen cuencas de drenaje extensas perosituadas en zonas de precipitación menor.Esta combinación de factores habría de-terminado que estos ríos hayan tenido ba-ja capacidad de incisión.El ensanchamiento del valle de Lerma pro-bablemente estuvo relacionado con movi-mientos tectónicos en el lineamiento delToro. Esta zona de fallas, cuya actividadestá demostrada por la sismicidad actualy por la deformación de estratos del Cua-ternario (ver apartado ‘Marco geológico ygeográfico’), habría facilitado la erosiónretrocedente del frente de montaña quederivó en la profunda entrante.

Ascenso de las sierras de Mojotoro yCastillejoEl tiempo de elevación de la sierra de Mo-jotoro está acotado por edades en dos to-bas mencionadas arriba, con errores deentre 15 y 30% (ver apartado ‘Estratigra-fía’). La edad de la más antigua, 1,3 Ma, esanterior al plegamiento de la FormaciónPiquete y al depósito de los, aproximada-mente, 70 m de grava y arena del abanicoaluvial del Lesser expuesto en las lomasde Medeiros. La edad de la más joven, 0,3Ma, por estar intercalada en depósitos ate-rrazados que no muestran alabeo atribui-ble al ascenso de la sierra de Mojotoro,marcaría un tiempo tope para el ascensode esta sierra. Suponiendo que el bloquede Mojotoro demoró un millón de añosen ascender 800 m, se obtiene una tasa deascenso de 0,8 mm/año, superior a la tasade ascenso regional de la Cordillera Orien-tal en los Andes Centrales, de 0,2 a 0,4mm/año (Gregory-Wodzicki 2000, Mug-nier et al. 2006). La sierra de Castillejo probablemente ini-ció el ascenso también en el Pleistocenotardío, ya que está cubierta por estratos dela Formación Piquete (Vergani y Starck1989). No ha sido posible fijar una edadpara el final del ascenso. Seguramente ocu-rrió con posterioridad al depósito de lossedimentos lacustres de la Formación Ta-jamar.

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Figura 14: Esquemas de la evolución del drenaje en el valle de Lerma y serranías circundantes. a)Etapa temprana. La sierra de Vaqueros y los Cerrillos de San Miguel están formados, el abanico alu-vial del Lesser está en desarrollo y el río San Lorenzo incide en él. El drenaje no está desviado por laserranía de Mojotoro-Castillejo (líneas delgadas de trazos). El piedemonte Pleistoceno está poco des-arrollado (línea gruesa de trazos). El lago Lerma se expande hasta su máxima extensión. 1, 2 - ríosLesser y San Lorenzo. El río Juramento no existe. b) Etapa actual. La sierra de Mojotoro está elevaday varios cursos fluviales han sido derrotados, quedando las abras de viento 1, 2 y 3. El río San Loren-zo contornea las lomas de Medeiros. El piedemonte del Pleistoceno está ensanchado hacia el este. Elrío Juramento está formado.

Drenaje pleistoceno en el valle de Lerma

CONCLUSIONES

Un análisis estratigráfico, geomorfológicoy sedimentológico ha permitido estable-cer una cronología relativa para la orogéne-sis y los consiguientes ajustes en la red dedrenaje en el valle de Lerma y serraníascircundantes. Las conclusiones modificansustancialmente interpretaciones publica-das con anterioridad. Se concluye que lasierra de Vaqueros y los Cerrillos de SanMiguel se elevaron con anterioridad al as-censo de la serranía de Mojotoro-Castille-jo, y que el ascenso de la sierra de Mojo-toro, y probablemente la de Castillejo, es-tá acotado entre 1,3 y 0,3 Ma. En cuanto ala red de drenaje se concluye que la alter-nativa de incisión o de desvío frente a unobstáculo topográfico estuvo controladapor el gradiente de los cauces y, quizás ensegundo lugar, por la abundancia de lasprecipitaciones. En cuanto a la relación en-tre los cursos fluviales y la orografía seconcluye que los ríos Wierna y Mojotoroson antecedentes a las sierras de Vaquerosy de Mojotoro, respectivamente, y que elrío Juramento es subsecuente a la sierra deCastillejo. No hay evidencias morfológi-cas que apoyen la captura del drenaje enel valle de Lerma septentrional por erosiónretrocedente de un río consecuente al as-censo de la sierra de Mojotoro.

AGRADECIMIENTOS

Este estudio fue financiado con fondosde PIP-CONICET 400-98 y PICT-RE-DES 1779 de la Agencia de PromociónCientífica y Tecnológica. Las imágenesASTER DEM fueron obtenidas de http://asterweb.jpl.nasa.gov/gdem.asp. AS-TER GDEM es un producto de METI yNASA. Se agradece a la Dirección Pro-vincial de Aguas de Salta la cesión de re-gistros de pozos. Se agradece a los árbi-tros por la Revista los comentarios. Agra-decemos al Dr. Ricardo Alonso la com-pañía en terreno y el compartir generosa-mente con nosotros sus conocimientos dela geología de Salta. GGB reconoce la co-laboración de D. Carabanti, M. Hoyos yN. Larcher en una etapa inicial de la pre-

paración de este manuscrito.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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