Estudio INA 1 . 2 . . observaciones 1 . 2 . 3 . . planicie . . ley de humedales . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . . Salida Luján 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . . Parque Industrial 1 . 2 . 3 . . Larena . . Aliviador . . Vinculacion . . Pilará 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . 10 . . causa Pilará 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . . planEscobar 1 . 2 . 3 . 4 . . Ord 727 1 . 2 . 3 . . Consultatio 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . 10 . 11 . 12 . . altimetrias . . San Sebastián 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . 10 . 11 . 12 . 13 . 14 . 15 . 16 . 17 . 18 . 19 . 20 . 21 . 22 . 23 . 24 . 25 . 26 . 27 . 28 . 29 . . embalses . . EIDICO . 1 . 2 . . mentiras . . quantum . . El cazal EIRSA 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . La Cañada 1 . 2 . . humedal Escobar 1 . 2 . 3 . . Cartas Doc a Scioli . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . miserias . . cartas doc al OPDS 1 . 2 . 3 . a la AdA . al Juzg Fed 1ºSI . al Fiscal Federal . a Sergio Massa 1 . 2 . . a Zúccaro 1 . 2 . 3 . . a Arlía . . a Alvarez Rodríguez 1 . 2 . 3 . . a otros . . atropellos 1 . 2 . 3 . 4 . . playboy . 1 . 2 . . puertoescobar 1 . 2 . 3 . 4 . . areco . . cloaca 1 . 2 . 3 . . causa 2843 JF1SI 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . Colony Park 1 . 2 . . preguntas 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . respuestas . . remediacion . . recusacion . . amicus . . propuesta 1 . 2 . . terraplen . . jurisprud . . archivolegislativos . . hidrolinea 1 . 2 . 3 . 4 . . . art 59 . . Res.29/09 . . eiaydia 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . 10 . . Valls . . parentescos . . contralor . . salvedades . . IAB . . flujo termodinámico 1 . 2 . 3 . convenglish . . plataforma 1 . 2 . . termodinamica 1 . 2 . 3 . . riovivo . . riomuerto . . mantos . . sedimentología . . acuíferos . . puelches 1 . 2 . . albanueva . . sustentable. 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . 7 . 8 . 9 . 10 . 11 . . agua 1 . 2 . 3 . . pendientes 1 . 2 . . Luján . 1 . 2 . 3 . maná del cielo 1 . 2 . 3 . . ensanche . 1 . 2 . 3 . 4 . . Zanjón Villanueva . 1 . 2 . 3 . . garin . . cantón . . las tunas . . ley particular . . emergencias . 1 . 2 . inundate . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . colinacarmel . . carmel . . Comilú . 1 . 2 . 3 . . comireclu . . otamendi . . Verazul . 1 . 2 . 3 . . Anibal . . jubileo . . cauce robado . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . . hidrometrias . . invitacion . . linea de ribera . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . . cartadocdevido . . compuertas . . serman . 1 . 2 . 3 . 4 . 5 . 6 . . index

Serman PMRL 2

http://www.naturanaturata.net/PMRL_Serman/PMRL-CAP.VI-Diagnostico-Ambiental-Rev.0.pdf

Los comentarios entre paréntesis y en itálica son de mi autoría. Francisco Javier de Amorrortu

4.1.2 Geología y Geomorfología

4.1.2.2 Estratigrafía y Sedimentología

Las unidades estratigráficas que están presentes en la cuenca del río Luján corresponden a sedimentos del Cuaternario, con edades que se extienden desde el Holoceno hasta el Pleistoceno. Unidades estratigráficas de mayor antigüedad que las referidas se localizan en el subsuelo. En este caso, la caracterización estratigráfica general se completa con las unidades geológicas de edad terciaria y precámbrica media, las que no afloran en la zona de estudio y solamente pueden ser reconocidas a partir de perforaciones.

En el cuadro estratigráfico de la Figura 6 se indican la totalidad de las unidades geológicas aflorantes en la cuenca/comarca estudiada y las localizadas en el subsuelo, con su correspondiente edad. En el mismo se han resaltado en color celeste las unidades expuestas. En estos casos se trata de los depósitos fluviales y lacustres modernos, además de las sedimentitas correspondientes al Lujánense, Platense y Querandinense. Asimismo, como se indicó precedentemente, los sedimentos de edad pleistocena correspondientes a los términos superiores de la Formación Buenos Aires, también quedan expuestos en los laterales del valle del río Luján. A continuación se señala la totalidad de la columna estratigráfica referida desde la base hasta el techo ya que si bien las unidades formacionales subyacentes no afloran, las mismas son descriptas debido a que se relacionan con los acuíferos profundos presentes en la comarca relevada. Figura 6. Estratigrafía de unidades geológicas aflorantes y del subsuelo en la región del proyecto. En color celeste se indican las unidades expuestas.

 

4.1.2.2.1 Precambrico medio Basamento Cristalino

El Basamento Cristalino constituye la unidad geológica de mayor edad, con 2.000 Ma. (Millones de años) de antigüedad. Los afloramientos más cercano a la localidad investigada se sitúa a 50 km. al Este, en la Isla Martín García (y también en la ribera Norte de la salida del Barca Grande). La petrología del Basamento Cristalino corresponde a metamorfitas del tipo micaesquisto, de color gris oscuro y grano fino, las que están acompañadas por plutonitas del tipo granitos. Estas rocas fueron sometidas a lo largo del tiempo geológico a esfuerzos tensionales que generaron en ellas un sistema de fallas directas que, si bien no afectan directamente a las secuencias clásticas modernas, han dado lugar a claros controles estructurales en el desarrollo de la red fluvial actual. Esta unidad geológica constituye el basamento sobre el cual se depositó una espesa secuencia de sedimentos de edad cenozoica, en ambientes que oscilaron recurrentemente desde continentales a marinos. La referida secuencia se describe a continuación.

 

4.1.2.2.2 Terciario PALEOGENO Eoceno-Mioceno Formación Olivos

Sobre-yaciendo al Basamento Cristalino se desarrolla la Formación Olivos. Esta unidad geológica no aflora en la zona de estudio y solo está presente en el subsuelo. Groeber (1945) la reconoce informalmente como “Mioceno Rojo o El Rojo”, y le adjudica una edad Mioceno inferior. La Formación Olivos se depositó en relación discordante sobre el Basamento Cristalino, luego de un prolongado periodo de erosión regional que labró sobre éste una peneplanicie. Este período erosivo fue el que eliminó la totalidad del registro geológico que existía entre el basamento cristalino y la base de la Formación Olivos, de tal forma que entre ambas unidades existe un hiatos de 2.000 Ma. (Yrigoyen, 1993). Yrigoyen (1999) considera que el ambiente de sedimentación de la Formación Olivos corresponde al de un medio continental, del tipo fluvial y lacustre, el que hacia el Este pasan transicionalmente a litoral y marino proximal, para finalmente volverse marino dominante (Figura 7). Este autor indica que éste último ambiente está relacionado directamente con el avance del Mar Paraniano.

Figura 7. Corte estratigráfico longitudinal de la Cuenca del Salado que ilustra la secuencia de formaciones continentales y marinas depositadas durante el Terciario y su relación con el Basamento Cristalino (Yrigoyen, 1975). Según una descripción desde la base al techo de esta formación, se reconocen conglomerados y arenas gruesas, cuya composición petrográfica es la del Basamento Cristalino subyacente, las que hacia el techo de la secuencia gradan a bancos de fangolitas y arcillas arenosas, en las cuales se observa la presencia de yeso, anhidrita y ceniza volcánica Mioceno Formación Paraná. A esta unidad sedimentaria se la conoce informalmente con la denominación “El Verde o Mioceno Verde” y, como ocurre con la unidad precedente, tampoco aflora en la zona de estudios y solo se localiza en el subsuelo. Yrigoyen (1999) considera que la Formación Paraná constituye una secuencia clástica depositada en un medio marino de escasa profundidad, inferior a los 100 m, situación que tuvo lugar durante el Mioceno temprano, tiempo durante el cual se produjo otro gran avance del mar que transgredió profundamente en esta región de Sudamérica. La magnitud de esta penetración regional puede ser visualizada en la Figura 8.

La Formación Paraná tiene un espesor máximo de 815 m., dato éste obtenido a partir de perforaciones de investigación petrolera. En ésta formación están presentes arcillitas grises, azuladas y verdosas compactas y algo plásticas, y limonitas, en general situadas en el techo de esta unidad, interdigitadas con areniscas y areniscas algo conglomerádicas de colores semejantes y elevado contenido fosilífero, especialmente bivalvos. La Formación Paraná se depositó por encima de la Formación Olivos y mantiene con ésta una relación variable: mientras que en la parte externa de la cuenca del Salado existe un pasaje gradual entre ambas formaciones, hacia el este la relación es de pseudoconcordancia debido a eventos de fallamiento que afectaron a la Formación Olivos sin llegar a alterar a la Formación Paraná (Yrigoyen, 1975). Figura 8: Extensión de la ingresión marina del Mioceno temprano (en color turquesa) correspondiente al Mar Paranense en el ámbito de la región preandina de América del Sur. (Ramos y Alonso, 1995; Pérez et al, 1996). (La región del Salado no corresponde al mar paranaense, sino al mar pampeano alimentado por sedimentos cordilleranos. Terminología de mi autoría. Ver por http://www.alestuariodelplata.com.ar/pampa.html y 7 sig)

 

NEOGENO Plioceno . Formación Puelches

A continuación de la depositación de la Formación Paraná y debido a un pronunciado retroceso del mar Mioceno, comenzó un nuevo ciclo de sedimentación de acumulaciones clásticas continentales las que, en la cuenca del Salado, están representadas por depósitos terrígenos pardo rojizos correlacionables con la Formación Arroyo Chasicó, de edad Plioceno inferior, sedimentitas que rematan en el Plioceno superior con las Areniscas Puelches. Esta última unidad no aflora en el área del proyecto y solo se la ha detectado en el subsuelo a partir de perforaciones relacionadas con captación de aguas subterráneas. (En Escobar, a 13 m en el borde la barranca y a 17 m en el borde del Luján). El referido repliegue del mar Paranense que favoreció a la sedimentación continental pliocena de la Formación Puelches, estuvo promovido por dos causas: una de ellas fue la elevación tectónica de las áreas continentales situadas al norte de la región bonaerense y, muy probable, por la pronunciada depresión del nivel del mar vinculada con las glaciaciones globales ocurridas en el Plioceno (Glacioeustatismo). Las mismas afectaron globalmente a nuestro planeta, dando lugar a un descenso del nivel del mar promovido por la generación de masas de hielo continentales, las que en la región Austral de Argentina sepultaron la mayor parte de la Cordillera Patagónica (Malagnino 1995, 2009).

Durante las condiciones ambientales referidas tuvo lugar la depositación de la Formación Puelches en un ambiente caracterizado por sistemas fluviales de hábito entrelazado, elevada energía de transporte (la elevada energía de transporte solo es debida a energías convectivas, que para ello necesitan rica energía solar acumulada en esteros aledaños a las pequeñas y grandes sangrías. Sistemas propios de época post glacial) y notable desarrollo regional. Los estratos de esta formación se compone de arenas cuarzozas, francas, de tamaño mediano a fino con granos subredondeados a subangulosos, de tonalidad blanquecina y pardo amarillentas algo micáceas, de poca decenas de metros de potencia. Hacia la base de la formación se desarrollan intercalaciones menores de gravas finas y lentes de gravas de tonos ocres atribuibles a pigmentos férricos. Presenta un abundante contenido de fósiles entre los que se destacan restos de mamíferos, peces, moluscos y madera silicificada (Irigoyen, 1975).

 

4.1.2.2.3 Cuaternario Pleistoceno.

Sedimentos pampeanos

Los Sedimentos pampeanos agrupan, desde la unidad inferior a la superior, a la Formación Ensenada, el Geosuelo El Tala y la Formación Buenos Aires, todas ellas de edad pleistocena, o según Ameghino (1889) Ensenadense y Belgranense. Por su parte Frenguelli (1950), las denomina “serie pampaena o pampiano” debido a la similitud que presentan. Según Fidalgo (1975), los Sedimentos pampeanos, cubre la superficie de la llanura pampeana, además de estar presente en el subsuelo según un espesor que varía desde una potencia de aproximadamente 46 m, a reducirse ostensiblemente hacia el este de la comarca investigada, donde están cubiertos por unidades sedimentarias más modernas. Sedimentos pampeanos con exposiciones de varios metros de potencia solo están presentes en el paleoacantilado que separa a la Planicie Pampeana, también definida como Terraza Alta (Yrigoyen, 1993) y Llanura Alta (Cavalotto, 1995), de la Planicie Estuárica, también definida como Terraza Baja (Yrigoyen, 1993) y Planicie Costera (Fidalgo y Martínez, 1983).

Los Sedimentos pampeanos se depositaron durante el Pleistoceno mientras la tierra pasaba por recurrentes cambios climáticos a lo largo de los cuales se sucedieron numerosas glaciaciones separadas por períodos interglaciares. Durante los períodos glaciales las temperaturas descendieron aproximadamente 6º con respecto a la media actual, mientras que durante los períodos interglaciarios la temperatura media pudo haber sobrepasado los valores actuales. En el tiempo de las glaciaciones, en la región de la cordillera Andina situada al Oeste, tuvieron lugar una serie de avances de los hielos continentales, los que llegaron a cubrirla totalmente en la zona austral e, incluso, proyectarse más allá del frente cordillerano avanzando sobre el ambiente pedemontano de la Patagonia Extrandina (Malagnino, 1995, 2009).

Por otra parte, durante los periodos interglaciares, el frente de los lóbulos de hielo retrocedieron profundamente en los valles andinos, incluso hasta posiciones más retraídas que las que presentan los actuales glaciares patagónicos. Paralelamente, mientras las glaciaciones patagónicas tenía lugar en la faja cordillerana, en la región central de Argentina, y más precisamente, en el ámbito de la provincia de Buenos Aires, tuvo lugar un ambiente hiperárido, frío y extremadamente seco en el cual se acumularon progresivamente los sedimentos loéssicos que desde los conos de transición proglaciarios andinos eran transportados en suspensión por los vientos desde el Oeste y Sudoeste.

(Estas inferencias relativas al löss eólico y relativas al final del Pleistoceno, las acercan Iriondo y Kröling; pero las advierto en buena medida erradas por tratarse de löss fluvial por las formas que desarrollan sus deposiciones. Ver http://www.alestuariodelplata.com.ar/pampa.html)

Mientras tanto, el margen litoral se desplazó hacia el Este ya que el incremento de masas de hielo en las regiones continentales dio lugar a un descenso del nivel del mar por glacieustatismo. En cambio, durante los periodos interglaciarios, las condiciones gradaron progresivamente a mas templadas y húmedas, al tiempo que debido a la fusión de las calotas de hielo continental, tuvieron lugar una serie de elevaciones del nivel del mar que se tradujeron en ingresiones marinas. Durante estos periodos, sobre los depósitos loéssicos existentes en el medio continental, se formaron suelos, mientras que en la región litoral se acumularon depósitos marinos. En el medio continental, la alternancia recurrente de episodios de clima seco y frío por otros de clima templado y húmedo dio lugar a la ínterestratificación de los Sedimentos del pampeano con niveles de paleo suelos que reflejan condiciones climáticas húmedas más benignas.

Por su parte, en las fajas próximas al ambiente litoral, durante los intervalos de clima templado y húmedo, coincidentes con periodos interestadiales e interglaciarios, el incremento del nivel del mar por la fusión de las calotas de hielo promovió la depositación de sedimentos marinos proximales sobre los Sedimentos pampeanos. (Hay que distinguir el litoral paranaense del litoral atlántico). Los recurrentes retrocesos y avances del mar, en fase con los periodos glaciarios e interglaciarios, posibilitaron que las acumulaciones marinas aparezcan actualmente interdigitadas y acuñadas dentro de los Sedimentos pampeanos. Las referidas cuñas de sedientos marinos se adelgazan hacia el Oeste hasta desaparecer.

Se describen a continuación, desde la base al techo, las unidades que componen a los Sedimentos Pampeanos.

Formación Ensenada

Se integra en su mayor parte de limos cuyos constituyentes son de origen volcánico (trizas vítreas, cuarzo, feldespatos), relacionados con episodios explosivos que ocurrieron en la región andina. Desde esta área de proveniencia, fueron transportados en suspensión por el viento hasta su acumulación en la región pampeana.(Es aquí donde vuelvo a resaltar mis diferencias de opinión con Iriondo y Kröling por no considerar los de löss eólico comparables a las del löss fluvial). En su sección superior tiene depósitos calcáreos comúnmente conocidos como bancos de tosca, mientras que en la sección inferior se observan restos fósiles correspondientes a mamíferos de gran porte. Estas características sumadas a otras, son indicadores de un progresivo cambio de las condiciones climáticas durante la depositación de esta formación, que desde la base al techo gradaron de templadas y húmedas a frías y secas. Coincidentemente con este aspecto se destaca que en el nivel inferior de esta formación, específicamente en la zona correspondiente al ambiente litoral (¿litoral paranaense o litoral atlántico?), se intercalan los sedimentos marinos del Interensenadense, relacionados con una ingresión que estuvo vinculada con una la elevación del nivel del mar durante un periodo Interestadial o interglacial (Figura 9).

Figura 9. Block diagrama ilustrando las relaciones espaciales que mantienen las formaciones cenozoicas en el ámbito de la desembocadura del río de la Reconquista en el ámbito de Campo de Mayo (Yrigoyen, 1993). Una situación similar a la ilustrada también tuvo lugar en la desembocadura del río Luján. Geosuelo El Tala Se sitúa separando el techo de la Formación Ensenada de la base de la Formación Buenos Aires. Configura un nivel edáfico indicador de un cambio drástico en las características climáticas regionales, las que en este caso pasaron de secas y frías a húmedas y templadas. Debido a la distribución regional que alcanza se lo considera un nivel guía, además de un claro indicador de la separación de las referidas unidades formacionales. Mientras en la región continental se formaba este nivel edáfico, en el ambiente litoral irrumpía el mar nuevamente dando lugar a la acumulación de los sedimentos marinos del Belgranense, relacionados con un periodo interestadial. Esta última unidad se integra de restos de moluscos, arenas y limos.

Formación Buenos Aires

Se extiende por encima del paleosuelo referido. Representa la secuencia superior de los Sedimentos pampeanos (Figura 9). En el ámbito netamente continental se integra de acumulaciones limosas y limo arenosas en las cuales también se observan concreciones calcáreas. En cambio hacia el medio litoral, se puede reconocer que en la sección superior de la Formación Buenos Aires también se intercalan acumulaciones marinas de la Formación Pascua.

Estos últimos depósitos tuvieron ocurrencia durante una ingresión del mar relacionado con un periodo interestadial. La Formación Pascua se compone de bancos de conchillas y arenas. Sobre la Formación Buenos Aires se depositaron en forma discontinua y según una relación discordante, numerosas formaciones continentales y marinas de edad holocena.

 

Pleistoceno - Holoceno . Sedimentos Postpampeanos

Sobreyaciendo a los Sedimentos Pampeanos (Formación Buenos Aires, Geosuelo El Tala y Formación Ensenada), y según una relación de discordancia erosiva, durante el lapso que se extiende desde el Pleistoceno tardío hasta la actualidad, se depositaron los sedimentos Postpampeanos. Los mismos agrupan a las formaciones y acumulaciones designadas con los nombres de Lujánense o Formación Luján (Fidalgo et al, 1973a), Querandinense, Platense o Formación La Plata, sedimentos del Delta Inferior y acumulaciones fluviales del río Paraná de las Palmas. Estas unidades clásticas se depositaron en ambientes de sedimentación disímiles tales como fluviales, lacustres, marinos, eólicos y deltaícos. Lo hicieron en el piso de los valles excavados sobre las formaciones Buenos Aires, Ensenada e, incluso, Puelches, especialmente en aquellas localidades donde la erosión de los Sedimentos pampeanos fue total. De esta forma se sitúan en las desembocaduras de los ríos Reconquista (Figura 9) y Matanza- Riachuelo. En la zona del estudio realizado se localizan en el valle del río Luján. Debido a la limitación espacial que tuvieron los referidos medios de sedimentación, sus acumulaciones tienen un limitado desarrollo vertical y una geometría areal está directamente vinculada al piso de los valles fluviales referidos y a las fajas litorales ascendidas. Por esta causa su extensión superficial se limita a la terraza baja de los ríos principales, como por ejemplo la correspondiente al río Luján.

A continuación se describen las unidades que componen a los Sedimentos Postpampeanos, desde la más antigua a la más reciente.

Formación Luján

Se acumuló durante la fase final del Pleistoceno y a lo largo del Holoceno mientras continuaban las oscilaciones climáticas que habían ocurrido durante la depositación de los sedimentos del pampeano y que dieron lugar a recurrentes avances y retrocesos del mar y la alternancia de condiciones áridas frías y húmedas templadas en la región central de Argentina (las de la región central de la Argentina no son paranaeneses, sino serranos y cordilleranos fluviales) (Malagnino, 1991; 1990; 1989a; 1989b; 1988). Durante este lapso, se depositó Formación Luján en los valles fluviales indentados en el cuerpo de los Sedimentos pampeanos (Figura 9). Esta es la causa por la cual la geometría de estos depósitos guardan directa relación con el diseño y profundidad de los cauces en los cuales se acumularon. Estas acumulaciones están presentes en la zona relevada.

Querandinense

Se deposito en el ambiente costero proximal durante una ingresión del mar Querandino que cubrió las zonas litorales y depósito los niveles de esta unidad (Frenguelli, 1957) mientras en el ambiente continental se generaba el Suelo Puesto Callejón Viejo. Las acumulaciones del Querandinense se disponen en general como depósitos de crestas de playa o cordones litorales suavemente recurvados (esos depósitos corresponden a salidas tributarias de aguas dulces al frente estuarial).

En la sección inferior del río Luján, estas acumulaciones penetraron hasta una posición que se extiende varios centenares de metros al oeste del cruce de la autopista colectora sur y el curso del río Luján. El indicado avance marino se relacionó con un episodio de incremento de la temperatura media global, la que supero la marca actual y fundió una gran parte de la criósfera terrestre (glaciares, campos de nieve y permafrost). A este periodo se lo conoce con el nombre de Optimo Climático. Paralelamente con este evento de incremento de la temperatura global, en la región Andina se produjo el repliegue de los glaciares hasta posiciones más retraídas que las que se observan en la actualidad. El referido avance del frente marino ocasiono un importante retroceso costero del tal forma que se labro sobre las sedimentitas del pampeano un acantilado. Esta geoforma configura actualmente un paleoacantilado que puede reconocerse clarmente en la zona del proyecto, al noreste del cruce de la ruta 4 y la autopista colectora sur. También se lo pude observar desde más al Norte de la localidad de Campana, zona a partir de la cual continua su desarrollo hacia el Sur a través de la Ciudad de Buenos Aires, interrumpiéndose solamente en la salida de los cursos fluviales. Malagnino (1988) considera que con posterioridad a este episodio tuvo lugar un nuevo avance glaciar en la región andina, el que en la región de la llanura pampeana dio lugar a la erosión eólica del suelo Puesto Callejón Viejo, al tiempo que los elementos clásticos transportados por el viento depositaron a los sedimentos del Miembro Río Salado, indicados como de origen eólico y fluvial de baja energía (La baja energía gravitacional no implique apuntar baja energía convectiva; y la presencia de erodona macroides entre los senos de cordones litorales no implique temperaturas mayores a las que hoy consideramos normales. Los seños entre cordones emergidos siempre favorecerán las aguas bien caldas y la presencia de estos moluscos). Malagnino (1988) indica que un nuevo mejoramiento climático hacia condiciones más templadas y húmedas dio lugar al suelo Puesto Barrondo (Fidalgo et al, 1973a), al tiempo que la elevación del nivel del mar posibilitó la sedimentación del Platense Marino (Frenguelli, 1957) o Formación Las Escobas (Fidalgo et al, 1973b).

Formación La Plata

También conocida con el nombre de Platense, término introducido por Doering (1882) quien las definió así en general sin diferenciar si habían sido depositadas en un ambiente marino, fluvial o eólico, se encuentran confinadas al ámbito de los valles fluviales. A esta unidad Frenguelli (1957) la denomino “Platense Marino”. La misma se acumuló durante un periodo en el cual el nivel del mar se encontraba en una posición elevada, producto de un incremento de la temperatura media global que dio lugar a la fusión generalizada de la criósfera terrestre compuesta por glaciares, campos de nieve y permafrost (Malagnino, 1988). Se compone de delgados depósitos de loess y limos loessoides, de una edad aproximada de 2900 años antes del presente. Esta unidad se localiza sobreyaciendo al Querandinense.

4.1.2.3 Estructura

El Río Luján presenta a lo largo de su recorrido algunas secciones fluviales que exhiben evidentes lineamientos que podrían ser indicadores de controles estructurales. Esta particularidad es todavía más pronunciada cuando se analiza regionalmente el patrón que manifiesta la red fluvial completa. En este caso se puede reconocer la existencia de un diseño que varía desde subdendrítico hasta subrectangular, con una baja densidad y textura gruesa.

(Ni uno, ni otro. En el brazo interdeltario que se muestra en plenitud desde la Reserva natural de Pilar aguas abajo, el mismo descubría hace un siglo en sus últimos 15 a 20 Kms antes de salir al antiguo estuario un área mesopotámica comparable a la que exhiben hoy el Pinazo Burgueño antes de formar el Escobar. De estos dos cauces paralelos, el cauce principal era el que marchaba al Este del cauce actual. Ese cauce fue tapado por Pachelo hace m´s de 60 años con unos 100.000 camiones del destape de sus 44 Has de cavas para extracción de tosca, que nunca nadie denunció, salvo este que suscribe. La fractura es en el alma y no en fallas del basamento cristalino profundo).

La existencia del referido diseño fluvial es indicador de un incipiente control estructural por parte de fracturas que, si bien no tienen una manifestación absolutamente clara en el terreno ni en las secuencias clásticas de las unidades estratigráficas recientes, reflejan la transmisión a la superficie de fracturas (diaclasas) a lo largo de las cuales no se verifica desplazamiento. Es probable que las indicadas diaclasas, sean la continuidad de fallas comprobadas en el basamento cristalino profundo que se trasladaron a lo largo de las formaciones de edad terciaria, hasta atenuarse en las unidades de edad cuaternaria, medio en el cual se transmitieron como planos de debilidad hasta la superficie. Este sistema de fracturas se manifiesta claramente en un gran número de los cursos fluviales que se extienden sobre ésta región de la Provincia de Buenos Aires, especialmente los relacionados con los tributarios del río Luján. Cuando este sistema se analiza en detalle a lo largo de los cauces principales y sus tributarios de distinto orden, se puede determinar en él la presencia de dos juegos principales de disposición aproximadamente ortogonal, que tiene un amplio despliegue regional. Debe destacarse que todas estas evidencias de control estructural en la red fluvial regional y local no constituyen rasgos estructurales activos y, por lo tanto, no pueden comprometer la integridad de las estructuras que se construyan sobre ellos.

4.1.2.4 Geomorfología

El relevamiento de las geoformas del paisaje que están presentes en zona de estudio y sus áreas aledañas, permitió establecer la existencia de unidades geomórficas de distinto orden. Las mismas fueron separadas en Unidades Geomórficas Regionales y Subunidades Geomórficas secundarias.

4.1.2.4.1 Unidades Geomórficas Regionales

Se determinaron a partir de un relevamiento Regional de Base que permitió obtener una visión general de las formas del paisaje y sus componentes principales. Bajo éste análisis fueron definidas tres unidades geomórficas que son: La Planicie Pampeana, la Planicie Estuárica y el Valle del río Luján. En el ámbito de la Planicie Pampeana se encuentra encajado el valle del río Luján, que en su sección distal ingresa en la Planicie Estuárica. (Figura 10).

(La planicie pampeana, así en general aquí esbozada, cuenta con aportes sedimentarios cordilleranos, serranos y paranaenses. Es necesario precisar de qué porción de ella hablamos)

Planicie Pampeana

Esta unidad geomórfica es reconocida regionalmente con el nombre de Pampa Ondulada. Esta geoforma constituye una superficie compuesta de suaves pendientes donde los interfluvios que separan a las cuencas fluviales principales quedan representados por áreas planas, las que son consideradas relíctica y derivadas del desmantelamiento fluvial de una anterior Planicie Loésica. Regionalmente la Pampa Ondulada está limitada al Norte y Noreste por un paleoacantilado que la separa del delta del Paraná y al Sur y Sudeste por el valle del río Salado, que define otra unidad geomórfica regional situada al Sur identificada con el nombre de Pampa Deprimida. (Si hay algo que el Salado no tiene es el formato de un valle, sino de lo más alejado a ello. Las3 divisiones son las que hablarían de esos 3 orígenes sedimentarios; que por cierto, han interactuado)

La Pampa Ondulada presenta el aspecto referido debido a la existencia de una serie de cursos fluviales que a lo largo del tiempo geológico reciente han excavado sus cauces en los sedimentos de la Formación Buenos Aires. En el área del proyecto el curso fluvial que modifico severamente la inicial continuidad de la Planicie Loésica fue el río Luján y sus tributarios de distinto orden. El origen y evolución de la Pampa Ondulada comenzó cuando hacia el Pleistoceno medio a tardío culmino la estructuración de la Planicie Loéssica, la que constituía hasta ese tiempo una llanura de agradación o acumulación regular de naturaleza eólica y parcialmente fluvial correspondiente a la sección superior de la Formación Buenos Aires.

(Lo que aquí se apunta como planicie lössica –y vivo en ella en cota 23 m-, me cabe opinar que su sedimentación del Pleistoceno tardío al Holoceno, es mayormente fluvial y no eólica por las formas suscriptas por hidrogeomorfología holocénica en toda la provincia. Respecto de lo que se conoce como planicie intermareal, todos los antiguos tributarios estuariales, desde el Reconquista hasta bien más allá del río Areco, todos ellos salían por deriva litoral hacia el NO. Hace unos 400 años el Luján lo hacía por la vuelta del Hinojo siguiendo la traza del desaparecido arroyo Comevacas, que quedara como saldo del antiguo corredor de flujos costaneros estuariales. Ese cambio de giro en 180º para salir en dirección SE es muy reciente. La falta de criterios de ecologías de ecosistemas hídricos en planicies extremas acerca un abismo que resultará muy difícil de franquear a geólogos, hidrogeólogos,, estratígrafos deltarios, físicos en dinámica costera que siempre han enfocado estos temas con el clásico ojo mecánico. La necesidad de mirar con ojo termodinámico de sistemas naturales abiertos y enlazados se los acerca el glosario de la ley prov. 11723 en la voz ecosistema. No es un capricho del que suscribe estos comentarios, sino un deber constitucional establecido en el art 43: Toda persona podrá interponer esta acción para tomar conocimiento de los datos a ella referidos y de su finalidad, que consten en registros o bancos de datos públicos, o los privados destinados a proveer informes, y en caso de falsedad o discriminación, para exigir la supresión, rectificación, confidencialidad o actualización de aquellos; que por ello este PMRL ya conoce por causa 74024 en SCJPBA su demanda de inconstitucionalidad. La misma que ya había sido esbozada en la causa 71743 en SCJPBA). Ver esta nueva causa por http://www.hidroensc.com.ar/incorte180.html

A partir de la interrupción de la referida acumulación y durante un tiempo en el cual comenzaron a evolucionar los procesos de profundización fluvial netos, la Planicie Loéssica comenzó a ser disecada por la acción de numerosos ríos que tenían y tienen como nivel de base sectores adyacentes más bajos, tales como la Pampa Deprimida (Malagnino, 1995; 1991; 1990; 1989a; 1989b; 1988; Malagnino y Gagliardini, 1998; Malagnino, 2007) (los ríos que ejercen acción disecadora o subajustados son aquellos que pierden sus energías convectivas en razón de las intervenciones humanas en sus esteros aledaños) y, específicamente en la zona de estudio, el río de La Plata.

En la comarca relevada, la referida disección de la Planicie Loéssica originalmente continua,

(Cabe que daten y así precisen esta voz “originalmente”)

dio lugar al valle y tributarios del río Luján, que le confirieron a la misma el mencionado relieve ondulado. (El plano de giro del curso del Luján en la planicie intermareal de 180º ya estaba constituído hace miles de años, reconociendo aportes de sedimentos fluviales que según Cavallotto rondan los 20 cm por siglo. Así la última ingresión marina reconocía estos suelos en cota 7 m debajo de la actual y al tiempo del mentado giro no más de 80 cm por debajo del nivel actual

Figura 10. Unidades geomórficas principales en la sección distal del río Luján. La llanura de inundación de este curso fluvial es la faja que no presenta mascara de color. Los factores que controlaron la evolución de éste paisaje se relacionan, por lo tanto, con el potencial erosivo que logro alcanzar éste curso fluvial, (ningún potencial erosivo tienen las energías convectivas, las únicas actuantes en esta planicie), que comenzó a tener una fuerte capacidad erosiva lineal vertical como consecuencia las recurrentes depresiones que el nivel del mar tuvo durante el Holoceno. Por ejemplo, el desnivel que existe actualmente entre el piso del valle del río Luján y el tope del relicto de la Planicie Loéssica que se sitúa a lo largo de la ruta 4 en la localidad correspondiente a Lomas del Río Luján, es de 15 metros.

Estas caídas del nivel del mar estuvieron relacionadas con eventos climáticos que dispararon a las glaciaciones tardías y a las Neoglaciaciones. Durante estos episodios, los cursos fluviales tuvieron que regular sus perfiles de equilibrio ya que los mismos estaban ajustados al nivel del mar.

(En los milenios y en los aprox. 7 m de aumento de cota que siguieron al inicio del Querandinense y sus aprox 8 m de ingresión –sin contar los 7 m de sedimentación que le siguieron, no advierto mayores novedades respecto de las caladuras en la planicie lössica, que al menos en los brazos interdeltarios no cabía expresión de violencia o erosión en las energías marinas)

El indicado ajuste lo realizaron mediante un fuerte proceso de erosión vertical que desmantelo la inicial continuidad de la Planicie Loéssica y expuso en los laterales de los cursos fluviales encajados a los términos superiores de la Formación Buenos Aires. Los relictos que quedaron de la Planicie Loéssica original, como el referido para la localidad de Lomas del Río Luján, se reconocen en la actualidad con el nombre de Planicie Pampeana. La Planicie Pampeana, también ha sido definida con las denominaciones de Terraza Alta (Yrigoyen, 1993) y Llanura Alta (Cavalotto, 1995). Un aspecto interesante que está presente sobre esta unidad geomórfica y que se extiende en las áreas más elevadas de la cabecera de los cursos fluviales, es la existencia de innumerables depresiones de mínima profundidad y planta circular a subcircular que se formaron a partir de la disolución diferencial a lo largo de fracturas que afectan a los niveles de calcretes que están incluidos en la Formacion Buenos Aires. Se trata de la manifestación geomorfológica de un sistema de microkars (Malagnino 1981). Su importancia radica en que, como se verá más adelante, configuran las condiciones que rigen la evolución de gran parte de la red fluvial del río Luján. (No advierto que tales depresiones que aparecen sembradas en todas las planicies bonaerenses hayan hecho aportes significantes a la configuración de la red fluvial del río Luján. En todo caso a Ameghino lo inspiraban para sugerir multiplicar reservorios. En estas planicies extremas las configuraciones que definen a un curso de agua están signadas por energías convectivas de tal delicadeza que tal vez por ello resulten desconocidas a la ciencia que se precia de las simplicidades del ojo mecánico y ningún problema tiene en fabular energías gravitacionales donde las pendientes no superan los 4 mm/Km. Este abuso de la razón analógica es universal y no exclusivo de nuestras pampas chatas)

Planicie Estuárica

Bajo esta denominación quedan englobadas las planicies marginales litorales que presentan alturas inferiores a los 5 metros. La Planicie Estuárica también ha sido definida con la denominación de Terraza Baja (Yrigoyen, 1993), y es además asimilable a la Planicie Costera de Fidalgo y Martínez (1983). En la zona investigada la Planicie Estuárica se sitúa en la región ribereña desplegándose como una faja de ancho irregular que se extiende entre el delta del rio Paraná y un claro resalto topográfico que la separa de la Planicie Pampeana. Se manifiesta como una superficie uniforme situada entre la cota 0 y los 5 m, de casi indetectable inclinación hacia noreste, y sobre la cual se reconocen formas construccionales vinculadas con anteriores ambientes de acumulación litoral de variable grado de energía (Figura 10). Está limitada al Sudoeste por un escalón de 15 m de altura que la separa de la Planicie Pampeana. Este resalto tiene un desarrollo regional y atraviesa toda la comarca con un rumbo general NO-SE. El mismo configura un paleoacantilado marino, el que fue labrado por la acción de olas a lo largo de la ingresión holocena que tuvo lugar durante el Optimo Climático, periodo en el cual se incrementó la temperatura media global, superando la temperatura media actual. (Este aumento de la temperatura viene inferido por la cantidad de erodonas macroides que siempre disfrutaron de las aguas supercaldas que se les regalaron durante millones de años en los senos entre cordones litorales emergidos, y que han despistados a unos y otros respecto de las más altas temperaturas en el Pleistoceno y Holoceno a todos los geólogos en el último siglo, dándoles lugar a inferir de tales climas, panoramas con fuertes transportes de löss eólico, cuando de hecho fue casi todo merced a löss fluvial. Reconocer este abismo no será sencillo)

Este evento dio lugar a la fusión de los glaciares a escala global elevándose en consecuencia el nivel del mar.

Con posterioridad al descenso del nivel del mar, y durante un periodo de mayor rigurosidad climática caracterizado por bajas temperaturas, el mar se retiró y el acantilado dejo de ser activo, de tal forma que continuo su evolución bajo la acción de otros procesos geomórficos netamente continentales. Su pendiente, inicialmente empinada, se regularizo mediante la acción fluvial y, parcialmente, remoción en masa, razón por la cual ha alcanzado actualmente una inclinación menos pronunciada, propia a la de una pendiente madura (mucho más madura que Holocénica)

Por otra parte, la Planicie Estuárica está limitada al noreste por el delta del Paraná, el que al avanzar progresivamente aisló a este ambiente marino somero de las condiciones iniciales que tenía y lo preservo. Este ultimo ambiente geomórfico está actualmente intersectado por la sección distal del río Luján (Figura 10). Analizada en detalle se determina que la Planicie Estuárica está constituida por una serie de sub-unidades geomórficas de menor entidad, las que representan sub-ambientes geomórficos particulares. Entre ellos se destacan la Paleo Llanura Intermareal y los Paleo Cordones Litorales (Una y otros reconocen enlaces propios de fenomenología termodinámica de salidas estuariales, materia que aquí reina por completa ausencia en lo que hace a sus funciones primordiales, remitiéndose aquí solo a mentar el panorama actual)

La zona correspondiente a los Paleo Cordones Litorales se localiza en una antigua paleo bahía, razón por la cual las referidas crestas de playa configuran una serie de líneas recurvadas concéntricas con respecto al margen de esta geoforma. (La mención de una bahía surge de no entender cómo salían las aguas del Luján por deriva litoral hacia el NO; y mucho menos entender cómo se vió obligado a pegar el giro en 180º hacia el SE)

Los Paleo Cordones Litorales se presentan como una serie de fajas paralelas, aplanadas, de casi inexistente relieve, separadas por depresiones pandas en general anegadas. El ancho de los cordones es de poca variación ya que oscila entre 130 y 100 metros (Figura 11). Cada cordón representa una posición estable de corta duración del nivel marino, (los cordones no hablan tanto el nivel marino como de las sucesivas acreencias territoriales que regala todo tributario a su salida al estuario. Cuando un cordón ha agotado su capacidad de servicio se va descubriendo mucho antes uno nuevo 150 a 180 m aguas adentro de la ribera del estuario. Para ello no es necesario que el agua del mar haya bajado o subido) mientras que las depresiones pandas entre cada cordón representan un pulso rápido de retroceso del nivel del mar, probablemente relacionado con un estadial o avance de los glaciares terrestres. La secuencia de cordones, desde el Sudoeste al Noreste, representa un nivel marino inicialmente más elevado, que fue disminuyendo de manera progresiva hasta el nivel actual.

Figura 11: Distribución de Paleo Cordones Litorales pertenecientes a la Planicie Estuárica, en la sección distal del río Luján. Las flechas amarillas señalan la posición central de cada cresta de playa y las azules las depresiones entre ellas, las que están parcialmente anegadas. Los cordones más antiguos, localizados en el margen sudoeste de la Planicie Estuárica, se sitúan a una cota de 5 m, mientras que los más recientes y en contacto con la Paleo Llanura Intermareal, lo hacen a los 3 metros. Debido a que se disponen en forma paralela a la inclinación de la pendiente, configuran una barrera parcial al escurrimiento del agua que proviene de las lluvias locales que caen sobre estas subunidades geomórficas y la que desciende desde la Planicie Pampeana. Por esta causa los ambientes situados entre cada cordón permanecen anegados. Sin embargo esta situación se modifica en la sección donde son atravesados por el río Luján ya que este curso fluvial proporciona un sistema de drenaje local. Asimismo se destaca que en este ambiente el curso del río Luján presenta un hábito meandriforme inicial que luego varia a otro rectilíneo. En éste último su cauce tiene un fuerte control morfológico derivado de la sucesión de los cordones referidos. (Ese cambio de meandriforme a rectilíneo es debido a que encuentra el surco del antiguo canal natural costanero estuarial y se mete en su seno. La ausencia de criterio completa de las ecologías de salidas tributarias al estuario es lo que hace florecer estas fantasías analógicas propias del ojo mecanicista)

A continuación de los Paleo Cordones Litorales, en dirección al noreste, se desarrolla una Paleo Llanura Intermareal en la cual están presentes una serie de Paleocanales de marea, difusos y vestigiales, los que solamente pueden ser reconocidos a partir del análisis e interpretación de registros remotos. Este sistema de canales tiene un diseño dendrítico muy grueso, con cauces que incrementan rápidamente su ancho desde la sección distal a la proximal, la que se interrumpe en el ámbito del delta del Paraná (esto es propio de las cajas termodinámicas en planicies extremas que tan poco entendidas son por los mecanicistas que por ello se dan a diseñar sarcófagos con pretensiones “hidráulicas” de modelización física nula, aún en modelos de caja negra)

Superficialmente estas geoformas son difícilmente detectables y solamente pueden ser inferidas a partir de la existencia de zonas anegadas en las cuales se observa una diferencia local en el patrón de la vegetación y el tipo de suelo. Tanto los Paleo Cordones Litorales como la Paleo Llanura Intermareal constituyen morfologías inactivas que están siendo modificadas parcialmente por la acción fluvial del río Luján. (Lo de morfologías inactivas es propio del ojo mecánico que ni remota idea tiene de la función vital e rremplazable que cumplen estas planicies como cajas adiabáticas naturales abiertas de las que dependen las aguas de cualquier río para fluir en planicies extremas. Frutos de tener el alma congelada en un catecismo newtoniano)

Asimismo, durante los episodios de máximas crecientes vinculados con la dinámica de éste curso fluvial, estos ambientes son alcanzados por el agua, de tal forma que la totalidad de la paleo bahía queda inundada.

 

Valle del río Luján

El sistema fluvial del río Luján tiene un diseño que varía desde subdendrítico hasta subrectangular, con una baja densidad y textura gruesa. Como ya fue indicado anteriormente, éste patrón fluvial lo proporciona un sistema de fracturas ortogonales que fueron trasmitidas desde las rocas del basamento hasta la superficie, a lo largo de la secuencia clástica que se extiende temporalmente desde el Eoceno medio al Pleistoceno. (Ya he expresado que entrado al brazo interdeltario y a la planicie intermareal no es ni dendrítica, ni rectangular y que las fracturas son las del alma de los catecúmenos de Newton. Allí está la placa cristalina originaria)

Las referidas fracturas afectan a los niveles de tosca contenidos en los sedimentos de la Formacion Buenos Aires, favoreciendo la disolución diferencial de la misma a lo largo de estos planos de discontinuidad (Malagnino, 1981). (El registro de los niveles de tosca da para hacer todo tipo de novelas. Las tengo en mi parcela a 70 cm de profundidad en la cota 23 m y las tenía Pachelo en sus cavas a 1,50 m de profundidad en cota 5 m)

Esta disolución no es regular debido a que los niveles con calcretes tampoco lo son. Donde estos niveles carbonaticos son importantes, los procesos de disolución kárstica generan depresiones pandas alineadas a lo largo de las indicadas fracturas. Estas lagunas de régimen estacional, se integran progresivamente y terminan por dar lugar a incipientes tributarios del río Luján, que incluso han condicionado la evolución de tramos particulares de éste curso fluvial (Malagnino 1981; 1988; 1998) (Las formas pandas responden a la salida protegida por seno entre cordones litorales donde se facilita el encuentro de las aguas tributarias con la deriva litoral guardando hipersincronicidad mareal y similar temperatura)

El cauce del río Luján corresponde en su mayor parte al de un río de llanura, (está apoyado en el cratón del río de la Plata, qué otra cosa habría de ser) aunque se destaca que presenta particularidades que se apartan de ésta condición y llegan a ser importantes para algunas de las secciones consideradas, especialmente la distal y la proximal. Las variaciones de pendiente presentes a lo largo del río Luján, el potencial morfogenético de cada tramo, (el potencial morfogenético se lo han devorado. Era el que daba cuenta de los aportes de energías convectivas acumuladas en los esteros y bañados aledaños, que por costas blandas y bordes lábiles venían siempre de contínuo transferidas. El autor de estos estudios desconoce estas energías y sus áreas de acumulación por completo) los controles estructurales que tiene, la superposición de los procesos geomórficos que actuaron y actúan en la cuenca en su evolución fluvial, el hábito del cauce, el desarrollo de su llanura de inundación y la presencia de niveles de terrazas aluviales, entre otras particularidades, permite separar a éste río, desde el punto de vistas geomorfológico, en tres secciones bien diferenciadas: Superior, Intermedia e Inferior, las que se describen continuación.

Sección Superior

Se extiende desde la cabecera del troncal principal hasta aproximadamente 5 km aguas arriba de su intercesión con la ruta 8, configurando así la fracción de mayor desarrollo longitudinal. A lo largo de éste tramo el río Luján se caracteriza por presentar un hábito que varía desde suavemente irregular a rectilíneo, (En ningún momento da cuenta de que en esta sección de pendiente aprox a los 15 cm/Km es donde se manifiesta el nacimiento de expresiones deltarias que tanto el FFCC San Martín como el Urquiza reconocen en sus 2 y 3 puentes de cruce. Expresiones que luego la AU8 se ocupa de ignorar por completo al ofrecer un solo cruce) lo que implica en este último caso un factor de control estructural claramente establecido por el sistema de fracturas ortogonal (Figura 12). Figura 12. Red fluvial en la cabecera del río Luján con evidencias de controles estructurales vinculados con fracturas ortogonales.

En esta sección el río Luján tiene un hábito rectilíneo a suavemente irregular. (Estamos hablando de que inicia sus manifestaciones deltarias y este autor lo señala de hábitos rectilíneos. Sus hábitos son mecánicos catecuménicos) Asimismo, gran parte de la red tributaria, especialmente la correspondiente a los cauces de menor desarrollo, también presenta esta particularidad. En esta sección se puede ver claramente la evolución que tiene el sistema fluvial a partir de la formación de depresiones pandas vinculadas a la disolución diferencial de los niveles de tosca afectados por el sistema de fracturas regional. Por ejemplo, es muy definida en la cabecera del río Luján que nace en el ámbito de la superficie de la Planicie Loéssica relíctica (Figura 13). En algunas áreas las depresiones alineadas todavía no han evolucionado integrándose, pero en otras comarcas se puede reconocer claramente la formación de incipientes cauces relacionados con ellas (Figura 13). (Toda la provincia reconoce acreencias formidables fruto de sucesivos cordones de salidas tributarios. A 100 m de cota y a cota cero. Depresiones pandas o seno entre cordones es lo propio de toda la pampa formada por löss fluvial. Y estamos hablando de no menos del 85% de toda la provincia. Pero si no aterriza algún día en reconocimientos de energías convectivas, seguirá durmiendo con Newton))

En el tramo superior el río Luján tiene una llanura de inundación de desarrollo variable con un ancho que oscila entre los 200 m a 500 m, (en la inmediata salida de Mercedes supera los 800 m) con localidades donde se observan contriciones rápidas (Figura 14). Además, en el segmento situado entre la naciente del río, a los 48 m de altura y a lo largo de un recorrido de aproximadamente 70 km, hasta la cota de los 11 m, tiene tramos del cauce que varían desde total a parcialmente indentado en el relieve circundante, he incurso en la llanura de inundación, la que de esta forma se transforma en una terraza baja que es alcanzada por el agua durante los periodos de incremento de caudales extraordinarios. Los referidos procesos de estallamiento del cauce dan lugar a la exposición de las formaciones Buenos Aires y Luján. (Hasta llegar a Carabassa la energía gravitacional es suficiente como para facilitar erosiones. Luego, siendo todo convectivo, los indentados y albardones son obra humana). En ésta Sección Superior, gran parte del cauce natural está poco modificado por la actividad antropogénica, salvo en los sectores correspondientes a las ciudades de Mercedes, Olivera, Jáuregui y Luján donde las transformaciones artificiales son muy intensas, como es el caso de esta última ciudad donde las cambios avanzaron sobre sus niveles de terraza y su llanura de inundación (Y sobre el propio cauce, como lo fueron sus compuertas). Estas variaciones también están presentes y algunos de sus tributarios como ocurre en la localidad de Suipacha.

Figura 14. Sección Superior del río Luján, entre su cabecera y la ciudad homónima. El color morado que acompaña el recorrido del cauce corresponde a la faja de la llanura de inundación. A lo largo de ésta sección el cauce presenta sus variables en equilibrio como para ser morfológicamente activo y trasladar los sedimentos que le proporcionan sus tributarios a los tramos inferiores. Cuando el rio ingresa a la Sección Intermedia, se observan algunos cambios de importancia, como por ejemplo ocurre con el hábito, que varía aumentando progresivamente su irregularidad de tal forma que incluso presenta tramos cortos con meandros irregulares. El ancho medio del cauce en la Sección Superior es en general regular, con variaciones que van desde los 16 m a 12 m, aguas arriba de la localidad de Mercedes. Estos parámetros son en cambio muy variables en su tránsito a lo largo de la ciudad de Luján, con variaciones entre 25 m y 55 m (área superior de las compuertas) debido a las modificaciones antropogénicas que presenta en esa localidad. En las secciones sin modificaciones antrópicas evidentes el perfil transversal del cauce va desde rectangular a trapezoidal. En estos tramos están presentes localizaciones con inestabilidad de borde de canal, situación esta última potenciada por la existencia sendas de ingreso al curso fluvial generadas por el ganado vacuno. Las mismas se manifiestan como indentaciones situadas en ambas márgenes del cauce.

Sección Intermedia

La sección intermedia del río Luján se inicia en un sitio ubicado 5 km aguas arriba de su intersección con la ruta 8, y continua hasta 2400 m aguas abajo de su encuentro con la ruta Panamericana ramal Campana.

Como un rasgo sobresaliente, esta sección se caracteriza por presentar una amplia llanura de inundación de ancho progresivamente creciente dentro de la cual se extiende el río Luján (Figura 15).

Figura 15. Sección Intermedia del río Luján en la cual se desarrolla una llanura de inundación que incrementa su ancho progresivamente en dirección a la cuenca baja. Corresponde a la faja de color morado dentro de la cual se localiza el río Luján. Desde el sitio correspondiente al inicio de la Sección Intermedia, el curso tiene un hábito irregular a algo sinuoso que varía rápidamente a otro claramente meandriforme, el que se estabiliza hasta el límite distal de ésta sección fluvial, la que llega hasta el borde sudoeste de la Planicie Estuárica. Acompañando al curso fluvial y genéticamente vinculadas con su dinámica actual se observa lagunas semilunares, acumulaciones de punta de barra en la cara interna de la curva de meandros, leves a ambos lados del cauce, abanicos generados por la ruptura de los referidos albardones marginales, secciones fluviales de cauces abandonados parcialmente reactivados y otras geoformas particulares que definen en su conjunto a una faja de meandros. (A excepción de las acumulaciones de punta de barra en la cara interna de la curva de meandros, los leves y los llamados albardones son burdas limpiezas de lecho depositadas en las márgenes. Las secciones fluviales de cauces abandonados son el saldo de los robos completos del cauce principal generado por Pachelo hace más de 60 años. En este brazo interdeltario, sus últimos 20 Kms reconocen pendientes de tan solo 7,5 mm/Kmk. Allí solo reinan energías convectivas. No hay energías tractivas, ni cosa que se le parezca)

Si bien esta faja está en su mayor parte en equilibrio con la planicie de inundación que la contiene, en su sección distal exhibe un patrón que permite inferir que existe una cierta desproporción entre la faja activa de meandros y la llanura de inundación general que la engloba (Esa desproporción es fruto del robo del cauce principal y de aquí la eliminación de la condición mesopotámica de este brazo interdeltario que aquí llaman sección intermedia, cuya pendiente desde la Reserva natural de Pilar hasta la AU9 no supera los 7,5 mm/km justificando en plenitudel dinamiesmo de sus meandros que terminó congelado por los suelos sueltos de los albadones que así vieron florecer las acacias que paralizaron sus naturales dinámicas).

Probablemente esta situación se explique a partir del hecho que en ésta sección final el curso fluvial ingresa en un ambiente geomórfico que en el pasado geológico reciente (Holoceno) fue una extensa bahía donde tuvieron lugar acumulaciones litorales (¿acumulaciones litorales? Con los 7 m de mayor profundidad que exhibían antes del ingreso del mar querandino, eran bastante más parecidas a algunas suaves rías gallegas).

Todo éste sistema fluvial queda contenido por terrazas bajas que forman parte de los laterales del valle (¿valle; con pendiente de 7,5 mm/Km?). A continuación se describen las particularidades geomórficas más destacadas que se localizan en esta sección fluvial.

 

Deriva del cauce

Como se adelantó precedentemente, el hábito que se desarrollan en esta sección fluvial intermedia (conocida como brazo interdeltario, pues antes de Carabassa ya reconoce formaciones deltarias) se caracteriza por presentar variaciones destacables ya que se inicia con un cauce algo irregular, que hacia la cuenca baja grada a otro con ondas asimétricas, para finalmente pasar, hacia su sector distal, a desarrollar meandros regulares. (Figura 16). (Al ignorar el robo del cauce principal no le queda otra que inventar)

Figura 16. Faja de meandros del río Luján en su Sección Intermedia.

A lo largo de la Sección Intermedia, especialmente en la zona con desarrollo de meandros, el río Luján exhibe una fuerte inestabilidad de borde de canal con tramos que tienen desplazamientos progresivos generales tanto hacia el cuadrante noroeste como hacia el cuadrante sudeste, e incluso hacia el noreste y en menor medida hacia el sudoeste. También son muy claras la evidencias de divagación no continua recientes que ha tenido su curso a partir de varios tipos de eventos entre los que se destacan el proceso de la rectificación de meandros, tanto por desborde ocurridos durante sucesos de crecientes, como por el corte de cuello de meandro durante episodios de caudales normales, e incluso por procesos de avulsión que involucran tramos más extensos del cauce. Estos cambios en el recorrido del rio, específicamente los relacionados con la divagación por avulsión, dieron lugar al abandono repentino de partes relativamente extensas del cauce, situación que derivo en la aparición de secciones fluviales inactivas que corren paralelas al canal activo, las que eventualmente podrían activarse durante los periodos de creciente (Figura 17). (Todo verso mecánico, que ignora algo más que el robo y las forestaciones de exóticas que paralizan la dinámica natural de los meandros)

Figura 17. Evidencia de divagación del cauce actual del río Luján por reiterados procesos de avulsión. (El autor no tiene idea de los motivos por los cuales los meandros divagan. La avulsión que menta no es originante, sino originada). Los cauces abandonados en cada evento han sido remarcados en color azul. Actualmente éste sector fue totalmente eliminado por el Barrio San Sebastián (Este sector es la continuación del cauce pricipal que tapó Pachelo y es imprescindible demandar su imprescriptible remediación).

Asimismo, son también reiteradas las morfologías relacionadas con la deriva progresiva del cauce, especialmente identificadas en la cara interna de la curva de los meandros a partir de la existencia de acumulaciones semilunares que en su conjunto se encuentran escalonadas desde las más bajas (en contacto con el río) hasta las más elevadas (hacia la zona interna de la curva). Se destaca que el indicado proceso de deriva progresiva ha dado lugar en varias localidades a la rectificación del cauce como consecuencia de eventos de estrangulamientos o recesión de cuellos de meandros. Las secciones de cauce abandonadas por éste proceso (Figura 18), cuando están inundadas se transforman en lagunas semilunares o en collera. (el autor ignora por completo los procesos convectivos)

Figura 18. Rectificación de meandro por corte de cuello o estrangulamiento, ocasionado por deriva progresiva. El meandro abandonado se señala con pantalla azul. Albardón marginal A ambos lados del cauce activo, se desarrolla un definido albardón marginal que se manifiesta como un terraplén que alcanza su mayor altura en el contacto con el borde del cauce mientras que en dirección de la llanura de inundación la misma disminuye generando una pendiente con un valor de inclinación muy tendido. La cúspide de cada albardón se presenta redondeada y localizada a aproximadamente 1.5 m por encima de la planicie de inundación (Figura 19) (esos albardones de 1,5 m no son parte original del sistema que da Vida al meandro, sino burdas limpiezas de lecho depositadas en una o en las dos márgenes).

Figura 19. La flecha anaranjada señala el albardón marginal que se localiza en la margen izquierda del río Luján, sobre la pendiente de corte de una curva de meandro. La flecha verde indica la superficie de la llanura de inundación localizada a una cota inferior que la correspondiente a la cúspide del albardón. En el último plano se observa la elevación correspondiente a la unidad geomórfica principal de la Planicie Pampeana (Flecha marrón). En la indicada figura 19 se puede observar que los ejemplares de tala solo crecen sobre el albardón marginal debido a que la planicie de inundación es una zona anegadiza, donde los niveles del freático afloran la mayor parte del año. Los albardones marginales se forman en cada margen del río en forma progresiva durante sucesos de incrementos de caudales derivados de precipitaciones abundantes en la cuenca fluvial (Nada que ver. El autor imagina energías mecánicas donde solo hay convectivas. Ninguna energía mecánica desarrollan las inundaciones de este brazo interdeltario con pendientes de tan solo 7,5 mm/Km).

Durante un episodio de éste tipo tienen lugar las siguientes situaciones en la dinámica fluvial, las que se ilustran secuencialmente en los siguientes bloc diagrama en 3D. Inicialmente, durante el período de aguas bajas, el nivel del río Luján se localiza en su cauce por debajo de la superficie de la llanura de Inundación. A medida que aumenta el caudal el agua que circula por el cauce incrementa su capacidad de erosión (ninguna capacidad de erosión), al tiempo que transporta la carga clástica aportada por los tributarios y la generada en el cauce principal, haciéndolo como carga de arrastre de fondo y por suspensión (ese transporte es merced a energías convectivas. Si estas desaparecen por obra de compuertas o embalsamientos, hay sedimentación en el cauce inferior. Y es bueno que eso ocurra porque así busca de resolver el desnivel que generó el albardón). Bajo estas condiciones, las variables que intervienen en este sistema están en equilibrio para mover eficientemente la carga clástica referida. Sin embargo, cuando el rio supera la altura del borde del cauce y se desplaza lateralmente sobre la llanura de inundación, cambian varias de las variables previas, entre las que se destaca el incremento súbito de la superficie de rozamiento (La variable de Manning es aplicable con el ojo mecánico, pero por completo gratuita con mirada a energías convectivas. Pregunten a la Dra. Agnes Paterson, doctorada en Física de flujos en París y a cargo de todas las cátedras de la UBA y de todos sus equipos de investigación, que es lo que vió en una imagen con una garcita en la casa de un burro en Del Viso el 18/2/2012 y qué investigaciones sobre sedimentaciones en aguas someras estaba por entonces llevando a cabo con varillas de acrílico en lugar de totoras y otras hierbas. Pregúntenle quién le abrió los ojos)

Cuando esta situación ocurre, el movimiento del flujo pierde velocidad y paralelamente disminuye la capacidad de transportar la carga que trasladaba, la que ahora es depositada inmediatamente en los márgenes del cauce. (Una vez que paró de llover, todo el movimiento de estas aguas en el brazo interdeltario es fruto de energías convectivas de microsistemas que espontáneamente se organizan para dinamizar las aguas. Todo es convectivo. Cero energía gravitacional)

Eventos recurrentes de esta situación va estructurando un albardón marginal de crecimiento progresivo a ambos lados del cauce (Nada que ver. Todo fantasía del imaginario mecánico). En el bloc representado en la figura 20 se ilustra la situación en la cual los albardones marginales ya han sido generados, durante un lapso en el cual las aguas están contenidas en el interior del cauce. Figura 20. Bloc representando una fracción del río Luján correspondiente a la Sección Intermedia en la etapa previa a una inundación. En verde se representa la Llanura de Inundación, en amarillo los Albardones Marginales y en pardo claro los Pedimentos de flanco que representan el lateral del valle. En la figura 21 se ilustra la etapa previa a un nuevo episodio de desbordes generalizados en el río Luján como consecuencia de lluvias importantes en su cuenca fluvial. En la misma se representa un incremento progresivo del caudal que eleva la cota de la superficie del rio hasta un valor que llega a sobrepasar la cota de la Llanura de Inundación, aunque no llega a ingresar a ella debido a que los albardones marginales lo impiden. Paralelamente, en el río aumenta la capacidad de transporte de las corrientes tractivas que mueven la carga clástica más gruesa en el fondo del lecho por arrastre, mientras que las de menor granulometría son transportadas en suspensión (En este brazo interdeltario no hay corrientes tractivas una vez que paró de llover).

Figura 21. Incremento de caudal en el río Luján, cuyo nivel supera el de la Llanura de Inundación. La planicie adyacente todavía no es afectada debido a que la altura de los albardones marginales no fue superada. Finalmente, los albardones son superados ante el progresivo aumento del nivel del río (Figura 22). Durante éste proceso tienen lugar los eventos descriptos precedentemente que dan lugar al crecimiento gradual de los albardones marginales de la Figura 19.

Figura 22. Inicio del proceso de inundación de la planicie que se extiende al continuación de los albardones, cuando estos son superados por el río. El depósito más importante y de mayor granulometría tiene lugar en la faja inmediata al margen fluvial y desde ella se adelgaza en dirección perpendicular al cauce. Este proceso da lugar además a una inundación generalizada de la planicie de inundación situada a ambos lados del curso fluvial. Teniendo en cuenta que la altura de los albardones marginales es variable, pueden ocurrir evacuaciones laterales localizadas en el sitio más bajo del mismo. En éste caso, la salida concentrada del flujo hídrico produce un corte angosto y profundo que secciona en forma normal el cuerpo del albardón (Figura 23).

Figura 23. La flecha roja señala la posición de un corte profundo sobre el albardón marginal (flecha anaranjada) situado sobre la margen izquierda del río Luján. El corte ocurrió durante un evento de creciente cuando el agua contenida en el cauce supero la altura del albardón. Hacia la izquierda la cárcava se atenúa hasta desaparecer (Flecha celeste) en el ambiente de la planicie de inundación (flecha verde), área en la cual se han acumulado los depósitos erosionados del albardón seccionado y los que transportaba el rio durante el episodio de máxima energía. En el registro satelital de la figura 24 se pueden ver dos ejemplos de cortes en el albardón marginal del río Luján correspondiente a su margen derecha.

Figura 24. Registro morfológico de dos eventos de ruptura del albardón situado en la margen derecha del río Luján. La máscara de color rojo resalta el registro del corte erosivo en el cuerpo del albardón, mientras que la máscara amarilla corresponde al depósito de las granulometrías que fueron trasladas por arrastre durante el evento (La generación de albardones por parte del hombre y todos estos procesos que el autor relata no son fruto de comportamientos naturales). Los cortes erosivos también son de gran importancia en la generación de procesos de rectificación de cauces, especialmente cuando se encuentran enfrentados y su posible enlace genera un nuevo cauce con una pendiente de inclinación de mayor magnitud que la que tiene el cauce funcional. Cuando esta situación tiene lugar, el anterior cauce activo comienza a ser aluviado por la sedimentación fluvial, pierde su anterior funcionalidad y se transforma en un cauce inactivo. El proceso de desborde precedentemente descripto da lugar al anegamiento de la planicie de inundación y a la formación, sobre ella y más allá del corte, de acumulaciones relacionadas con la erosión local del albardón lateral que se disponen como abanicos ramificados de poco espesor, los que se definen como depósitos de ruptura de albardón o también de crevasse splay. Más allá de los referidos abanicos, sobre la llanura de inundación también tiene lugar la sedimentación de las fracciones clásticas que se movían en suspensión ya que en éste ambiente las corrientes tractivas son muy bajas (¿Muy bajas, son nulas!). La sucesión de episodios como los indicados, va generando a lo largo del tiempo la colmatación progresiva de ésta superficie. El proceso de anegamiento de la llanura de inundación continúa a medida que el río ingresa en ella (Figura 25) de tal forma que incluso los albardones pueden llegar a quedar sumergidos totalmente o en su mayor parte (Figuras 26 y 27).

Figura 25. Inundación progresiva de la Llanura de inundación. Figura 26. Inmersión de la totalidad de la Llanura de Inundación y de los albardones marginales. Figura 27. Imágenes multitemporales de la misma sección fluvial del río Luján, durante un evento de inundación (imagen de la izquierda) y durante un periodo de aguas bajas (imagen de la derecha). En el primer registro la inundación supero la altura de los albardones marginales, los que solamente se visualizan en forma indirecta por la copa de los Talas que crecen sobre ellos. Luego del pico de creciente, el nivel del río en el cauce vuelve a bajar (Figuras 28 y 29) pero la existencia de los albardones marginales impide el rápido retorno del agua localizada en la llanura de inundación, razón por la cual, a pesar de la bajante, este ambiente fluvial permanece anegado un período prolongado y con un nivel del agua que puede estar por encima del que circula por el cauce. En este sentido, los cortes naturales del albardón pueden facilitar el retorno del agua al cauce solamente en forma parcial.

Figura 28. El nivel en el río desciende por debajo del nivel de del agua contenida en la llanura de inundación debido a que los albardones impiden el retorno de las aguas al cauce. Figura 29. El nivel en el río continúa descendiendo rápidamente mientras que el agua contenida en la Llanura de inundación lo hace lentamente. El agua contenida en la Llanura de Inundación que no retorna al cauce, es progresivamente desalojada de su superficie al circular lentamente sobre ella en la dirección del escurrimiento fluvial hacia la cuenca baja y, en parte, es evaporada. No se traslada a los niveles freáticos porque el suelo está saturado. La dinámica fluvial descripta precedentemente corresponde especialmente a los sucesos que ocurren en la Sección Intermedia del río Luján donde no están presentes modificaciones antropogénicas destacables (Aceptando su ignorancia de las bestialidades obradas se comprenden sus creencias). Sin embargo se recalca que éste comportamiento varia drásticamente cuando existen alteraciones estructurales importantes, como por ejemplo barreras físicas que limitan el escurrimiento libre de las aguas, tal como se detallara más adelante.

 

Llanura de inundación Corresponde a la superficie sobre la cual se extienden las geoformas precedentemente descriptas. Tiene un piso plano, con baja inclinación en su perfil longitudinal. (4 mm/Km). Durante el evento de inundación, la totalidad de esta superficie, las geoformas que se encuentran en ella y los niveles de terraza inferior situados sobre los laterales del valle quedan bajo el agua. Si el evento es de magnitud importante, incluso las partes más elevadas de los albardones marginales también son superadas por la inundación.

En la Sección Intermedia el ancho de ésta superficie se incrementa progresivamente desde su inicio, donde tiene 400 m, hasta alcanzar los 3982 m en el límite con la Sección Inferior (En los últimos 15 Kms. reconoce 2640 m a la altura de la Reserva Natural de Pilar, luego 3270 m antes de verazul, luego 3620 antes de San sebastián, luego 4639 en San Sebastián, luego 4200 al terminar San Sebastián y 4200 m en la AU9. Cruzando la AU) se abre un territorio de más de 100 Kms2 de 9x12 Kms con pendientes de 4 mm/Km)

Asimismo, se destaca que presenta algunas secciones donde su ancho es superior, como ocurre en el tramo donde actualmente se encuentra instalado el barrio San Sebastián, zona donde antes de este implante inmobiliario la llanura de inundación tenía 4593 m de ancho, él que por efecto de este emprendimiento quedo reducido a 2573 metros. Debido a éste implante y a otros situados aguas arriba del mismo, especialmente en la margen derecha del río Luján, esta superficie se encuentra en la actualidad severamente alterada. Los cambios introducidos repercutieron en la dinámica del escurrimiento (No repercutieron en la dinámica del escurrimiento, sino en el estrechamiento del brazo interdeltario. La dinámica es siempre la misma: convectiva) y de los procesos geomórficos que acompañan a los eventos de inundaciones. Entre ellos se destacan un incremento en el riesgo de inundación y variaciones en las tasas de sedimentación y erosión que existían en este ambiente fluvial antes de su modificación antropogénica (Las tasas de sedimentación son por pérdidas de energías convectivas debidas a los embalsamientos y a las compuertas que ya una fue eliminada. No hay procesos de erosión, salvo en el momento de la lluvia) .

Sección Inferior

La Sección Inferior del río Luján se desarrolla a partir de su límite con la Sección Intermedia, el que se localiza a 2400 m (de inmediato) aguas abajo de la intersección del río con la ruta Panamericana ramal Campana y continua hasta su confluencia con el río de la Plata. No se considera en este caso la conección artificial que tiene con el río Paraná de la Palmas a través del canal Santa María. En esta sección distal del río Luján, el cauce atraviesa a los paleo ambientes marinos litorales que están confinados entre el paleo acantilado y el borde sur del delta del Paraná. En la primera parte del recorrido corta normalmente a la serie de paleo cordones que forman parte de la Planicie Estuárica, sin que estos impriman control morfológico alguno sobre el mismo. En este tramo se desarrolla una faja que contiene a un cauce de hábito meandriforme (Figura 30). (Ignora el punto de giro en 180º que pegó el Luján al avanzar el frente deltario e ignora el curso principal del río Luján que marchando al Este del que se presume principal los Hnos Completa terminaron de tapar)

Figura 30. Faja de meandros (máscara verde) del río Luján atravesando la zona correspondiente a los Paleo cordones litorales (con máscaras amarillas) pertenecientes a la Planicie Estuárica (estos cordones pertenecieron a las salida del Luján hacia el NO que luego al girar hacia el SE obligaron a la formación de meandros por sobre ellos), los que no ejercen en este tramo controles morfológicos sobre el hábito fluvial. Esta característica geomorfológica cambia aguas abajo cuando el referido hábito pasa a rectilíneo con inflexiones de entre 50º y 90º (Pasa a rectilíneo porque el Luján se mete en el cauce del antiguo corredor natural de flujos costaneros estuariales). En este caso se determina un fuerte control geomorfológico sobre el rio, el que se desplaza a lo largo de las depresiones existentes entre los paleo cordones litorales (figura 31). (La depresión de este canal natural estuarial costanero está al márgen de los cordones, que ya no pertenecen a las salidas del Luján al estuario, sino a las salidas del Escobar, Garín, Basualdo, Claro, Las Tunas y en especial al Reconquista).

Figura 31. Tramo del río Luján con hábito rectilíneo y tramos menores con baja irregularidad, controlado geomorfológicamente por el sistema de paleo cordones litorales. (Nada que ver. Esos cordones se formaron cuando el estuario estaba activo y el Luján salía por la Vuelta del Hinojo en las inmediaciones de Campana).

Si bien estos ambientes paleo marinos no han sido estructurados por la dinámica fluvial del río Luján, cuando este curso presenta eventos de crecientes, estos medios son inundados en su mayor parte (Figura 32). Figura 32. Planicie Estuárica inundada.

 

Videos sobre este PMRL de Serman

alf25 https://www.youtube.com/watch?v=hS-jnKWodaY

alf26 https://www.youtube.com/watch?v=u80Gj7ahgC8

alf26bis https://www.youtube.com/watch?v=7pDFkANjuaY

alf27 https://www.youtube.com/watch?v=brvsWKsXfVg

alf28 https://www.youtube.com/watch?v=g8DDenL8QdA