ARTÍCULOS

Secuencias aluviales asociadas a variaciones hidrológicas: consideraciones teóricas y ejemplos

 

Juan Pablo Milana

CONICET. UNSJ. Museo de Ciencias Naturales. Av. Libertador San Martín y Catamarca. 5400 San Juan, Argentina.

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RESUMEN

Se efectúa un breve análisis de los posibles mecanismos de generación de secuencias depositacionales en ambientes aluviales en sus sectores proximales, fuera de la influencia directa de variaciones eustáticas. La dinámica e interrelación de tales mecanismos sugiere que si bien el tectonismo genera el espacio de acomodamiento primario, el clima, a través de la hidrología de los sistemas aluviales, modula tal acomodamiento a una escala menor, comparable a la de secuencias depositacionales marinas de tercer y cuarto orden. Durante épocas de superávits hidrológicos, aumenta la eficiencia de transporte, y los cauces tienden a reducir su pendiente, debido a erosión en las cabeceras y depositación de tal material aguas abajo. En épocas de déficit hídrico mantenido. Los sistemas pierden eficiencia de transporte, adquiriendo perfiles de depositación más inclinados, debido a que el material es acumulado aguas arriba respecto al estado anterior. Estos ciclos hidrológicos pueden asociarse a cambios climáticos de diferente índole, aunque son más evidentes en relación a ciclos glaciales en donde la variación de los caudales medios tiende a ser muy notable. En términos de funcionamiento de abanicos aluviales, esta variación hidrológica estaría reflejada por un ciclo de migración del "knick point".
Se estudiaron dos casos que ejemplifican este funcionamiento teórico, ambos referentes a variaciones hídricas glacio-relacionadas, aunque ocurren a varias decenas de kilómetros aguas abajo de los cuerpos de hielo. El primero, caracteriza un ambiente degradacional y es dado por la secuencia aterrazada de la Quebrada de Zonda. El segundo, en ambientes agradacionales, comprende las sismosecuencias aluviales del Valle de Iglesias. En ambos casos, tanto el análisis teórico de la generación de cada discordancia (incisión o truncamiento), como el de su geometría, cotejada con modelos gráficos de transporte aluvial utilizando algoritmos de difusión, comprueban su filiación con ciclos hidrológicos glaciales, y por ende climáticos. Dado que la transferencia de volúmenes de agua entre los cuerpos de hielo continentales y el mar es cl proceso hidrológico que se registra en este tipo de secuencias, sería eventualmente posible vincular las variaciones del nivel del mar (glacioeustáticas) y secuencias de incisión-acumulación en depósitos aluviales proximales.

Palabras Clave: Aluvial; Secuencias depositacionales; Hidrología; Terrazas.

EXTENDED ABSTRACT

The mechanisms which can generate depositional sequences in proximal alluvial settings are here analyzed, aided with some case studies. The most likely working mechanic in the making of these proximal alluvial sequences, with no connection to the sea level, is that while tectonism shapes the primary accommodation space, such space is further modulated by changes in the hydrology of the basin, which eventually can be related with climate dynamics. Consequently, it seems highly possible that climate can generate third and fourth order alluvial sequences, if compared with the time-scale of marine depositional sequences. When high mean discharges are recorded, the transport efficiency increases and the stream slopes tend to flatten, implying upstream erosion and gravel progradation (downward migration of the knick point). During low-discharge periods, accumulation on steeper slopes is allowed by a decrease in transport efficiency. The latter causes accumulation in places where erosion prevailed during the earlier half-cycle. So that, gravel retrogradation occurs, which can also be viewed as an upstream migration of the knick point.
The two case studies presented were selected to show the geometry of such a model in different sedimentary settings. The first case study, the Zonda terrace sequence, shows how this hydrologic sequences can be reflected in an slightly degradational setting which can be well constrained in their origin because we know the sedimentary agent who shaped them (the San Juan river). As these terraces were deposited and incised during the Pleistocene and the San Juan river finds its discharges largely on melting processes, the most suitable alternative to explain these terraces is in connection with glacio-induced hydrologic changes. Baselevel changes acting in the terrace generation are ruled out because terraces are convergent downstream, in opposition to the geometry of incisions by baselevel changes, as observed in the field, in flume experiments and with mathematical models by other researchers (Cf. Begin et al., 1981). So that, the lack of convergence of the terraces and the lack of evidence of great fluctuations of the local baselevel (the Guanache swamps) invalidates that possibility. Terraces in this area represent the physical extension of the last depositional surface prior to upstream incision and downstream progradation. Consequently, they can be taken as approximated time-equivalents to the initiation of gravel progradation in the basin. The hydrologic history of terrace generation applied to this special case (glacio-related discharge changes) can be synthesized in two cycles, each with four sub stages as follows: Inrerglacial 1: the river begins to accumulate and to acquire a high sloping profile, because the decrease of transport capacity respect to the earlier stage. Glacial Growth I: Due to the lowest transport efficiency, accumulation can occur on the highest slope, meaning that at this time the knick point reaches its uppermost location, causing the main accumulation of the terrace. Glacial I: Larger water reserves (ice) at the drainage basin causes discharges and transport efficiency to increase; the river can transport now the sediments left in the last step. Upstream erosion and gravel progradation begins, and the knick point migrates downstream. Deglaciation I: Maximum erosion along the upper alluvial profile occurs, because the highest transport capacity. Erosion extends downstream beyond of the convergence point (which divides overall degradational from agradational areas) ending where the right equilibrium slope for accumulation is reached. The latter indicates the maximum downstream migration of the knick point, and in this case, this point migrated several kilometers beyond the convergence point. Interglacial 2: Upstream accumulation begins again. Glacial Growth 2: Maximum growth of the alluvium but reaching a lower level than during the Glacial Growth l because the long-term erosional tendency. However, alluvium growth surpasses Deglacial I level up to the convergence point (new location of the knick point), implying a complete filling of erosion downstream and only a fraction upstream of the convergence point. Glacial 2: Begin of upstream erosion and gravel progradation. Deglaciation 2: Maximum erosion up to a lower level as in Desglac. 1, because the progressive uplift.
The second study-case is based on the alluvial seismic sequences of the Iglesias Basin and intends to show how the hydrologic cycles can be imaged in seismic depositional sequences (slightly aggradational settings). Although this case-study has a nearly identical tectonic situation to the other, it has interesting differences as (a) there is not a clear convergence point here, and (b) differences on time scale. The lack of convergent truncations in the Iglesias Basin is a direct response of the general basin dynamics, which produces the basin to migrate in a whole to the west, in response to the "pushing" due to the self-similar growth of the rear of the Precordillera tectonic-wedge (Eastern Iglesias Basin is actively faulting). That does not occur in Zonda, where both mountain blocks are active leading the Tulum Valley to be stationary located (although the long-term basin tendency is not seen as in the Iglesias Basin). Differences in temporal scale suggests that the same cyclic process acts at different scales, generating a hierarchy of sequences, as indicated by the hierarchy of incisions at Iglesias. The different time resolution of seismic sequences resembles what happens in marine sequences where high frequency eustatic shifts cannot be surveyed by the seismic method.
It is suggested that these hydrologic sequences can he more common than normally assumed. Changes in discharge can also influence alluvial systems in more ways than the simple geometric schemes brought. For example, in pure agradational areas where no major incision occur, intervals of higher channel density can be also well explained by an increased transport capacity, because it leads to a faster channel belt filling and consequent more avulsion occurs. In such way, highly variable sequences can be associated to a constant subsidence rate as demonstrated by other studies in the region (Milana, 1990). For proximal successions as those exemplified, a simple model as that of figure 4 can be applied, noting that no migration of the basin occurs. The theoretically origin of each unconformity (truncation) and their graphic simulation by means of diffusion algorithms fit very well with the characteristics of both field examples. Such a simple model serves as a guide to relate geomorphologic evidences as terraces and basinal grain-size sequences, which are highly related. Also, as in both study-cases, the hydrologic cycles can be related to glacial fluctuations, it may be possible to correlate these cycles with those marine of glacio-eustatic origin. Such link must exist as the hydrology of alluvial systems composes the interface through which water is transferred from continents to oceans.

Key words: Alluvial; Depositional sequences; Hydrology; Terraces.

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INTRODUCCIÓN

Es muy común pensar que las incisiones en áreas apicales de abanicos aluviales o de bajadas son debidas a procesos subregionales, en general detonadas por efectos tectónicos, como una reactivación del frente de falla o situaciones similares. Sin embargo, si se efectúa un análisis a lo largo de un frente de montaña no demasiado rectilíneo, sugiriendo prima facie una escasa actividad tectónica de dicho margen puede llegar a observarse que a lo largo de varias centenas de kilómetros, las incisiones son bastante correlativas. Un caso muy elocuente de este fenómeno lo constituye el frente oriental de la Cordillera de Los Andes, cuya ancha bajada, muchas veces superando los 25 km, muestra incisiones proximales que superan los 50 metros, en asociación con un frente tectónicamente inactivo. Esta observación no relega a un segundo plano los procesos de incisión por efecto de tectonismo, dado que es innegable su importancia y hay ejemplos por doquier, sino que llama la atención acerca de la presencia de secuencias aterrazadas debidas puramente al efecto de variaciones en las condiciones de transporte de agua y sedimento del sistema aluvial involucrado.
Por otra parte, la relación entre depositación aluvial y cambios del nivel del mar es un tema sedimentológico sobre el que aún no se llega a un acuerdo. Una interesante discusión se ha generado a partir de las contribuciones de Posamentier & Vail (1988), Jervey (1988) y Posamentier et al. (1988), dado que postulan que la sedimentación de cuñas aluviales en cuencas de margen pasivo ocurre cuando se inician los descensos eustáticos (desde el inicio del descenso hasta el punto de máxima velocidad de descenso, suponiendo una curva sinusoidal). Este modelo teórico fue sustentado con algunos ejemplos que luego fueron rebatidos (i.e. Miall, 1991; Schumm, 1993), dado que lo propuesto por Posamentier & Vail (1988) se opone a los conceptos tradicionales de incisión durante caídas eustáticas y acumulación durante los ascensos.
La cuña aluvial discutida en tales modelos, es aquella que se interdigita en sus términos distales con ambientes marinos, por lo que el espectro aluvial considerado no comprende aquellos casos de sedimentación aluvial proximal o media como son los ejemplos tratados en esta contribución. Según Schumm (1993) la influencia del nivel del mar en los sistemas aluviales tiende a restringirse al tramo inferior de los ríos por lo que en secuencias aluviales que no intergradan con el mar o lago (secuencias interiores), los parámetros que influenciarán el acomodamiento de los sedimentos y la eventual generación de secuencias depositacionales han de ser otros. La situación ideal sería que en tales secuencias interiores, existiera un agente cuya importancia y rapidez de cambio sean comparables a las del nivel eustático, de los cuales, el clima parece ser el más adecuado. Un modelo de generación de secuencias depositacionales climático sería muy conveniente ya que en ciertos casos podría relacionarse con variaciones eustáticas (i.e., glacioeustáticas) y con otros sistemas de interior continental, como en secuencias de "ergs", donde los cambios climáticos asociados a las glaciaciones explican sus variaciones areales de hasta un 50% (Talbot, 1985).
Existe un acuerdo general acerca que el factor tectónico es el agente primario que prové el espacio de acomodamiento que permite la acumulación de sedimentos aluviales, así como es el que decide cuales son las áreas de degradación. Sin embargo, tal espacio de acomodamiento (o de degradación) puede ser modulado por agentes cuya rapidez de cambio sea mayor que la del tectonismo de una cuenca. Nótese que “tectonismo" se toma aquí como un proceso de escala cuencal, y no se refiere a la activación y desactivación de fallas individuales, cuya escala temporal y geográfica de trabajo es menor. En cambio, el clima es un agente que puede afectar a toda la cuenca por igual (y a cuencas contiguas), tiende a variar rápidamente, y además tiene un efecto directo sobre el transporte sedimentario por medio de su incidencia directa en la hidrología de los sistemas aluviales. Tal efecto climático puede ser amplificado, si dentro del ciclo climático que estamos analizando, entran en juego expansiones y retracciones glaciares, dado que tales variaciones volumétricas inciden directamente en los caudales emergentes. En un sistema aluvial ligado a fusión glaciar (no en contacto con el hielo), durante épocas deficitarias hidrológicamente (interglacial-inicio glacial), los perfiles de equilibrio de sistemas aluviales presentan mayor gradiente, mientras que durante épocas de grandes descargas, los perfiles de equilibrio son de menor gradiente ocasionando incisión en las partes superiores del perfil, y una migración de la cuña sedimentaria hacia la cuenca.

SECUENCIAS DEPOSITACIONALES EN AMBIENTES ALUVIALES

En ambientes marinos, una secuencias depositacional está genéticamente relacionada a un ciclo de variación del nivel de base (Van Wagoner et al., 1990). Tal como lo discutiera Schumm (1993) el nivel de base de los sistemas aluviales es el nivel del mar, quien también señala que la influencia del nivel del mar sólo se observa en los tramos fluviales inferiores. Por ello, debido a que las variaciones del nivel de base sólo influye los tramos inferiores de los cursos fluviales, este tipo de secuencias no será de mucha utilidad cuando se trabaje en secuencias de interior continental. Sin embargo, la definición objetiva de secuencia depositacional ("una sucesión relativamente concordante de estratos genéticamente relacionados, limitados por discordancias o sus concordancias correlativas": Mitchum et al., 1977) es totalmente aplicable a sistemas aluviales, dado que implica el reconocimiento de superficies erosivas mayores o sus equivalentes. La tendencia natural es entonces tratar de reconocer la extensión hacia el continente de las extensas superficies de erosión marina, pero como ya indicamos anteriormente, ello no es posible en secuencias de interior, dada la amortiguación que ejerce el sistema fluvial en los cambios de nivel de base (Cf. Schumm, 1993).
Por otra parte, los sistemas depositacionales aluviales se caracterizan por la profusión de superficies de erosión, hecho que causa cierta confusión en el momento de elegir una de ellas para poner un límite de secuencia, ya que pueden ser generadas por la dinámica propia del medio sedimentario (autocíclicas) o por efectos de un agente externo al sistema (alocíclicas). Muchas veces es complicado diferenciar entre eventos de erosión autocíclicos y alocíclicos, dependiendo en gran parte del intérprete. Para solucionar estas subjetividades, se han propuesto varios esquemas que permiten jerarquizar las superficies de erosión (Allen, 1983; Miall, 1985, 1992), metodología también aplicada en secuencias eólicas (Brookfield, 1977, 1992). Si bien tal metodología no parece ser 100% aplicable (véase Bridge, 1993) es la más adecuada si el objetivo es separar discontinuidades de diferente génesis. En general, podría decirse que aquellas superficies de mayor orden las autocíclicas serían las ideales para marcar límites de secuencia, ya que representan variaciones o episodios que exceden el rango normal asociado al sistema. Miall (1992) reconoce varios órdenes de superficies de este rango, desde sexto hasta octavo orden, relacionando las dos primeras a la escala de fenómenos en la banda de Milankovitch y recién el último orden estaría asociado a procesos tectónicos y quizás eustáticos. Veremos, a través de los dos casos de estudio, que evidentemente existen tales diferentes órdenes de superficies, aunque relacionarlos a ciclos de Milankovitch sería muy especulativo.
De igual manera, si se trabaja con perfiles verticales, es a veces posible determinar estos límites de secuencia utilizando las variaciones granulométricas. Así, los límites de secuencia podrían ser detectados por variaciones granulométricas fuera del rango normal, mientras que en sistemas con escasa variación textural quizás debido a que el área de aporte no es muy variada, éstos límites deberían advertirse por variaciones paleoambientales sutiles, como cambios en el diseño de los cauces (véase Rust & Legun, 1983). Si decidimos utilizar las variaciones granulométricas verticales, vemos que existen dos corrientes principales de pensamiento: aquellos autores que señalan al tectonismo como el principal agente modificador de la textura del depósito fluvial, y los que acusan al clima de agente principal de control, actuando a través de la hidrología de las redes de drenaje. A continuación se hace una breve mención del funcionamiento de cada proceso:

Tectonismo
La influencia del tectonismo en la evolución textural de una secuencia, ha sido discutida en los últimos años, generándose dos grupos de ideas encontradas. La escuela tradicional asocia la acumulación de mantos de gravas a épocas de tectonismo activo. Si bien estos conceptos tienen una larga historia, han sido principalmente sintetizados en el contexto de la sedimentología moderna, a partir del modelo de progradaciones sintectónicas de Steel et al. (1977). Varios autores luego han reafianzado tal modelo con otros ejemplos (Cf. Rust & Koster, 1984; Blair, 1987; Miall, 1991, entre otros). Por otra parte, una escuela más reciente sugiere que el tectonismo ocasiona una secuencia inicial de grano fino, produciéndose una progradación importante de gravas muy posteriormente al inicio del tectonismo. Estos conceptos han tenido un gran empuje con el empleo de modelos de simulación, en donde claramente se observó que, a mayor tectonismo, mayor subsidencia, implicando un coeficiente de captura mayor de los sedimentos gruesos cerca del borde de la cuenca, causando secuencias más finas en el centro de la misma (Cf. Paola, 1988). Estas dos corrientes han permitido interpretar un mismo depósito como indicador de actividad tectónica (Cf. Wiltschko & Dorrt, 1983) y de calma tectónica (Heller et al., 1988).
Probablemente existen ejemplos válidos para ambos casos dado que las condiciones varían según el punto de la cuenca que se observe: en ambientes muy proximales son comunes las gravas sintectónicas que son correlativas con los intervalos más finos en el centro de la cuenca. También depende de la escala temporal de observación que se tome: una fase tectónica larga seguramente causará que se desarrollen conglomerados sintectónicos en toda la cuenca, aunque no sean completamente sincrónicos. Casos típicos de secuencias de conglomerados sintectónicos son las neógenas andinas (Johnson et al., 1986; Jordan et al., 1988; Milana et al., 1990; Reynolds et al., 1990; Heller & Paola, 1992). Sin embargo, previo a estas secuencias también se observan gravas tipo post-tectónicas (Milana, 1990). Por ello, se debe acotar la mayor cantidad de variables en una cuenca antes de aplicar un modelo sintetizado.

Clima
Un segundo grupo de investigadores sugiere que el principal control alocíclico de secuencias aluviales es el clima (Cf. Maizels, 1983; Flores & Pillmore, 1987; Smith & Battuello, 1990). El clima influye de varias formas sobre un sistema aluvial. La más directa es mediante variaciones de las precipitaciones, afectando el caudal y por lo tanto la eficiencia de transporte de sedimentos. Debe destacarse que tales variaciones de caudales climático-inducidas no siempre están relacionadas a procesos de glaciación-deglaciación. Particularmente, Starkel (1991) efectuó reconstrucciones paleohidrológicas de las descargas fluviales de varias regiones continentales, y entre ellas muchas no glaciadas, encontrando importantes variaciones hídricas en los últimos 18 Ka. Estos datos sugieren que estos grandes ciclos hidrológicos ocurren en todo el globo aunque no de igual manera ni coetáneamente, pero si son de carácter regional, por lo que pueden llegar a producir efectos reconocibles a través de muy amplias regiones, aunque la tectónica que las domine varíe de lugar a lugar. Existen relaciones clima-sistema sedimentario menos directas que las precipitaciones, como por ejemplo a través de cambios de temperatura. En tal caso, debemos tener en alguna región de la cuenca, un elemento regulador de caudal sensible a la temperatura como lo son los cuerpos glaciares. Se pueden considerar otros mecanismos de relación clima-sistema aluvial (efecto en la vegetación, efecto de dunas, etc.) pero de importancia secundaria respecto a los indicados.

Interrelación Tectonismo - Clima
Los ejemplos que brindan los diferentes autores, evidencian dos tipos principales de secuencias aluviales: las tecto-inducidas y aquellas inducidas por clima. Sin embargo, es probable que ambos procesos combinen sus efectos en la generación de secuencias depositacionales. Para poder separar ambos procesos, debe tenerse en cuenta que los períodos de variación de cada uno de estos factores no suele ser similar. Mientras los procesos climáticos varían con frecuencias hasta anuales, los procesos tectónicos (regionales) asociados a cuencas como acortamiento, subsidencia, parecen ser estables en intervalos generalmente mayores al Ma (Cf. Jordan et al., 1988; Miall, 1992). Debido a la profusión de superficies de erosión de órdenes menores, los ciclos climáticos cuyo periodo es menor al de los procesos autocíclicos característicos del sistema, serán difíciles de reconocer en secuencias sedimentarias. Por otra parte, aquellos ciclos de periodos mayores (>10 ka) serán probablemente registrados sedimentariamente (Cf. Kraus & Aslan, 1993). Estos periodos (104 a) son menores a los normalmente asociados a ciclos tectónicos (106 a).
Por ello, aunque el tectonismo marca la evolución del espacio de acomodamiento a largo plazo y la geometría de la cuenca en cuestión, el clima, a través de la hidrología podría administrar tal espacio a una escala menor. En recientes simulaciones de acumulación en sistemas aluviales (Paola et al., 1992), se ha analizado la influencia combinada de factores ligados al tectonismo y a la hidrología, utilizando un algoritmo de difusión, de aplicación ya generalizada a ambientes aluviales (Cf. Begin et al., 1981; Pierce & Colman, 1986; Flemings & Jordan, 1989; entre otros). Los resultados de tales modelos sugieren que la variación de parámetros hidrológicos es más notable en el depósito resultante si actúa en intervalos cortos, mientras que la variación de parámetros tectónicos ocasiona variaciones en la acumulación más notables a largo plazo. Estas simulaciones corroboran la existencia de dos diferentes escalas de secuencia depositacionales aluviales genéticamente distintas en una cuenca. Un ejemplo de ello lo constituye la cuenca Neógena andina: si bien las mayores secuencias (granocrecientes) son producto tectónico (Cf. Johnson et al., 1986; Beer & Jordan, 1989; Milana et al., 1990), dentro de ellas se reconocen importantes cambios ambientales asociados a variaciones hidrológicas, reflejo de procesos climáticos (Milana, 1990).

ESTRUCTURA TEÓRICA DE UNA SECUENCIA DEPOSITACIONAL HIDROLÓGICA (CLIMÁTICA)

En los sistemas aluviales, el clima afecta el régimen hidrológico de la mayoría de los cursos fluviales. Las variaciones en el régimen de descargas están directamente relacionadas a variaciones en el volumen de sedimento transportado. Si asumimos, como varios investigadores lo hacen, que el volumen de material transportado es proporcional a la pendiente, podemos simular el transporte de sedimentos mediante un proceso de difusión dado por la conocida ecuación de difusión:

en donde h = altura, x = distancia, t = tiempo, k = difusividad o coeficiente de transporte. K depende fundamentalmente del caudal específico de la cuenca, y si bien en algunas simulaciones se toma constante (Cf. Flemings & Jordan, 1989), los mismos investigadores indican que k es mayor en sistemas húmedos (más caudal específico). En nuestro sistema aluvial, k es variable ya que se consideran variaciones hídricas, y por ende de la eficiencia de transporte. La influencia de las variables que regulan el transporte de sedimentos en la composición de k, ha sido estudiada por algunos autores. Por ejemplo k podría definirse como:

Esta definición de difusividad corresponde a uno de los casos particulares derivados por Paola et al. (1992), en donde: q = caudal específico, kf = constante de valor aproximado 0,01, Co = concentración de sedimento en el lecho, s = peso específico del sedimento, β = constante de proporcionalidad entre el esfuerzo de ciza crítico (τ c) para mover el sedimento y el que causa erosión en el lecho [τ = (1 + B) τ c]. Para ríos entrelazados, β = 0,4, y para ríos meandriformes β es aproximadamente 1. En el último caso, la difusividad es similar a la calculada por Begin et al. (1981) para canales aluviales con arena.
Dado que la variable principal que regula a k es el caudal específico, a mayor caudal, mayor difusividad, implicando que durante épocas de grandes descargas, el perfil tenderá a adquirir su pendiente de equilibrio más rápidamente, mientras que durante épocas de baja eficiencia, los perfiles cambiarán sus pendientes más lentamente. Supongamos ahora un ciclo de variación de los caudales máximos medios de un sistema fluvial. Tomamos caudales máximos medios como aproximación del caudal específico (Qe), ya que por una ley de transporte, son tales valores los que tienen mayor influencia en el transporte de sedimentos (véase Nash. 1994). Si la variación de tales caudales es gradual, generaría una función sinusoidal en donde se podrían reconocer cuatro estadios principales: 1. caudales máximos, 2. caudales en descenso, 3. caudales mínimos, 4. caudales en ascenso. Es evidente que durante la época de caudales máximos el sistema adquirirá su máxima eficiencia de transporte. Si se le brinda suficiente tiempo al sistema, este tratará de alcanzar un nuevo equilibrio con respecto al estadio anterior de menor caudal, produciendo erosión generalizada en las partes superiores del sistema y acumulando en los sectores distales. Como resultado, el perfil asociado a tal sistema tenderá a ser menos inclinado. Esta adopción de diferentes perfiles de equilibrio de acuerdo a la eficiencia de transporte es muy común en sistemas aluviales proximales: nótese que a lo largo de un frente de montaña, los cursos de mayor importancia que emergen tienden a presentar perfiles menos inclinados que el resto. De tal manera, un cuerpo aluvial es una forma dinámica que acomoda su morfología externa a las variaciones impuestas, hasta sus pendientes depositacionales, Debido a que la eficiencia de transporte es máxima en este intervalo, a la vez que se producen las erosiones (incisiones) en los tramos proximales del sistema, en las áreas agradacionales se depositan los sedimentos más gruesos.
Cuando los caudales comienzan a disminuir, la eficiencia de transporte también disminuye gradualmente, lo que provoca la depositación de sedimentos más finos en la cuenca generándose una secuencia granodecreciente. La misma pérdida de eficiencia de transporte: causa que áreas donde primaba el transporte o degradación, comiencen a recibir el sedimento que ahora los cursos no pueden transportar. Así comienza a producirse un crecimiento gradual del aluvión corriente arriba. Este proceso alcanza su apogeo durante la época de caudales mínimos. Allí se produce el máximo crecimiento del aluvión corriente arriba, que luego se verá, puede llegar a reflejarse como figuras de "onlap", si las características del margen de la cuenca lo permiten. Por otra parte, en las áreas netamente agradacionales, se produce un importante déficit de sedimentos, por lo que los intervalos texturales más finos corresponderían a esta etapa, eventualmente podrían producirse depósitos de tipo condensado (véase Ejemplo 2). Durante el incremento de caudales, esta situación gradualmente se revierte; comienza la erosión del aluvión aguas arriba, y la progradación de los depósitos gruesos hacia la cuenca.
Podemos apreciar así, que los límites de este tipo de secuencia sólo son representados por superficies erosivas en las áreas proximales del sistema aluvial, mientras que en las agradacionales, tales límites son indicados por variaciones granulométricas, Los depósitos más gruesos en el interior de la cuenca serían correlativos con la época de mayor incisión proximal. Este esquema es perfectamente observable en sistemas donde las descargas están relacionadas a fusión glaciar, en donde la variación de k, podría sintetizarse como: 1. Desglaciación (k máxima, debido a la fusión), 2. Interglacial (k baja, dado la escasez de reservas de hielo); 3. Expansión glacial (k mínima, debido a que el agua se utiliza en el crecimiento glaciar); 4. Glacial (k alta, existe mucho hielo para fusionar durante la estación de ablación). Si aplicamos el proceso anteriormente descripto, vemos que el esquema de funcionamiento no es nada original. Es ampliamente conocido e indicado por geomorfólogos que durante las desglaciaciones se producen las mayores incisiones de los sistemas aluviales (véase Pierce & Colman. 1986). Tales incisiones suelen ser mayores en áreas proximales de abanicos o bajadas, disminuyendo progresivamente hacia la cuenca.
La dinámica de estas secuencias hidrológicas, posibilita unir observaciones geomorfológicas con observaciones en la cuenca, en casos de sistemas recientes. En las áreas algo degradacionales cada ciclo hidrológico producirá una terraza, por lo que el estudio de secuencias aterrazadas puede indicar la historia hidrológica del sistema que las generó. Tal relación no es tan simple ya que debemos asegurarnos de la génesis de la secuencia de terrazas, dado que no serán útiles aquellas terrazas localizadas asociadas a generación tectónica directa. Como guía para diferenciar ambos grupos, podría utilizarse la correlatividad de eventos de incisión a una escala mayor que la de las estructuras tectónicas. Tales secuencias de terrazas de significancia regional deberán presentar correlato en la cuenca, con sus correspondientes secuencias de variaciones granulométricas.

CASOS DE ESTUDIO

Se han elegido dos casos de estudio con el fin de tipificar el aspecto bidimensional, en su versión más simple, de una secuencia depositacional asociada a estos ciclos climático-hidrológicos. Inicialmente, tales formas podrían relacionarse a una génesis puramente tectónica, pero como se verá, un origen mixto es el más probable. El ejemplo N° l (Fig. 1), caracteriza el movimiento del sedimento y secuencias generadas en un ambiente con tendencias degradacionales, siendo el resultado final una secuencia aterrazada (aunque en una parte de cada ciclo se registra acumulación). En el ejemplo N° 2, los ciclos hidrológicos ocurrieron en ambientes con tendencias agradacionales por lo que su producto final son secuencias depositacionales (aunque entre las mismas hay superficies de erosión mayores). Cabe destacar que las situaciones tectosedimentarias más simples para definir este tipo de secuencias son los márgenes de cuencas no falladas, ya que la cantidad de espacio generado tectónicamente es menor, amplificando el efecto de los procesos hidrológicos. Tales situaciones son comunes en cuencas "half-rift", cuando se analizan las redes de drenaje del bloque colgante (Cf. Leeder et al., 1988) o en los bordes no fallados de cuencas tipo "broken foreland" (disposición muy similar a la de cuencas "half-rift"). Se exceptúan los márgenes continentales pasivos en donde tiende a haber influencia de ambientes marinos. Casos de estas situaciones son frecuentes en la Provincia de San Juan, principalmente en cuencas tipo "broken foreland" entre las que se destacan las cubetas modernas del Valle de Bermejo y del Tulum. Otro caso lo constituyen las cuencas "piggyback" (transportadas pasivamente sobre corrimientos) como las de los valles intermontanos Rodeo-Iglesias y Calingasta-Barreal.

Figura 1: Mapa de ubicación de los ejemplos brindados.
Figure 1: Location map of case studies described in text.

Ejemplo 1: Las secuencias aterrazadas de Zonda (ambiente degradacional)
Generalidades. Si bien este conjunto sedimentario en proceso de degradación no constituye secuencias depositacionales aluviales, sí son el reflejo, o mejor dicho la extensión subaérea de las discordancias marginales que quedarían preservadas en los bordes de cuenca. Por ello, el estudio de su arreglo geométrico permitiría comprobar en cierta manera el modelo de funcionamiento del sistema sedimentario a lo largo de un ciclo hidrológico. Estas terrazas se observan bien desarrolladas en el tramo que media entre la salida de la Quebrada de Zonda y la localidad de Marquezado (7 a 13 km al oeste de la ciudad de San Juan, Fig. 1). También existen restos de terrazas dentro de la Qa. de Zonda, muy erosionados debido a su formación en un ambiente más degradacional que las otras. Tales terrazas ofrecen un buen caso de estudio, porque fueron generadas por el Río San Juan (Suvires, 1985), cuyas características son conocidas, al menos durante su actual estado “interglacial". Geológicamente, se ubican en la retaguardia de la Sierra Chica de Zonda (flanco oriental de la Precordillera Oriental), un bloque estructural actualmente móvil. Tales terrazas fueron estudiadas por Milana & Delendatti (1993), relacionando su geometría con el mecanismo de deformación de la sierra, y estimando unos 8,4 km para la profundidad de despegue del corrimiento basal de este bloque estructural.

Método de estudio. La geometría de las terrazas se estudió mediante perfiles topográficos detallados (medidos con teodolito) localizados en donde el aterrazamiento es más evidente (Fig. 2). La individualización de las terrazas auténticas en el terreno es a veces difícil debido al alto grado de modificación antrópica, ya que hay plantaciones de vid y olivos, implicando trabajos de nivelación para el riego. Por ello, no se utilizaron terrazas cultivadas. Los perfiles medidos se ubican a la entrada de la Quebrada de Zonda (cerca del Dique Soldano), a la salida de la Quebrada de Zonda (margen noroeste) y en el Ranchomóvil Club (margen norte, cerca de Marquezado).

Figura 2: Imagen LANDSAT del área de las terrazas de Zonda (círculo) y su relación con el actual Río San Juan.
Figure 2: LANDSAT caption of the Zonda terrace area (encircled) and its relation with the modern San Juan river course.

La figura 3A, muestra como se correlacionan los perfiles en sentido perpendicular al rumbo de la unidad estructural mayor, utilizando diferencias de desnivel entre terrazas y no el desnivel absoluto, para salvar los efectos de dislocaciones por neotectónica posteriores al abandono de este curso (frecuentes en este área, (Cf. Bastías et al., 1984; Bastías & Bastías, 1987). No se correlacionaron algunos niveles menores, evidentemente naturales, ya que en algunos lugares presentaban una morfología similar al relieve de barras o canales explayados del sistema que depositó las terrazas, aunque bastante modificada por el tiempo. Sólo se correlacionaron dos niveles de terrazas naturales (Cf. Suvires, 1985), debido a que su considerable ancho y su importante continuidad lateral permitieron un seguimiento físico entre los perfiles 2 y 3, asegurando así su correlación. En el perfil l no se detectó ningún nivel sobresaliente (efecto de su locación dentro de la Qa. de Zonda), por lo que tentativamente solo se correlacionó el tope de los relictos de terrazas adosados al borde de la quebrada, como prolongación del nivel de acumulación superior. En todos los casos, la génesis de estas terrazas en asociación a la actividad del antiguo Río San Juan, se comprobó a través de: (1) la composición de los clastos, mayormente vulcanitas ácidas provenientes de Cordillera, a veces superando el 80% sobre el total, (2) la selección de las gravas, en general bastante buena conformando cuerpos clastosostén, y (3) la granulometría del depósito, que puede mostrar esporádicos bloques de hasta un metro en sectores proximales, aunque los tamaños medios suelen ser 10-12 cm. Tales características son totalmente compatibles a las del río actual, en posiciones comparables (dique I. de la Roza), y no existe medio sedimentario en la región (hasta el Río Mendoza hacia el sur) capaz de producir un depósito como el observado. Las correlaciones de los perfiles se efectuaron utilizando su distancia medida perpendicularmente al frente estructural de la sierra. La clara convergencia de las superficies hacia un punto determinado fue utilizado para reconstruir la posible geometría de la estructura profunda de la sierra (Milana & Delendatti, 1993), Tal convergencia sugiere que toda la sierra (conformando la Precordillera Oriental a esta latitud), sufrió un efecto de rotación a lo largo de un plano de falla de perfil semicircular aproximado, como suele asociarse a levantamientos con basamento involucrado (véase Jordan & Allinendinger, 1986). Tal plano tendría algunas complicaciones cercano al frente de falla, lo que habría causado el elevamiento mucho más notable de las terrazas en sectores adyacentes al mismo

Interpretación y comparaciones con el modelo teórico. Estas terrazas se generaron por la conjunción de factores tectónicos e hidrológicos. Las condiciones tectónicas del área marcan que el balance final de acumulación es negativo, por ello, como resultado de un ciclo sedimentario, obtenemos un perfil incidido. A pesar de tal balance negativo, durante algunas épocas el río ha acumulado sus gravas a la salida de la Quebrada de Zonda (a veces también adentro), mientras que en otras épocas, el río ha movilizado tales gravas provocando una incisión a niveles más profundos que en ciclos anteriores.
Supongamos que estas secuencias de incisión-acumulación estuvieran asociadas puramente a tectonismo, sin variaciones en la hidrología del sistema, y por ende de su eficiencia de transporte. En tal caso, el proceso más probable habría sido la incisión del aluvión en forma continua o semicontinua, y no se generarían secuencias aterrazadas o bien algunos niveles difíciles de correlacionar. Lo que sería más difícil de explicar es el vaivén sedimentario asociado a estas terrazas, dado que se necesitarían periódicas épocas de tranquilidad o de inversión del movimiento de la fractura principal para explicar la acumulación de las terrazas. Finalmente, si estas secuencias son producto tectónico y no de la dinámica propia del río, ¿por qué no se observan estos dos niveles principales a la salida de la Quabrada de Ullum, solamente 5 km al norte y seccionando la misma unidad estructural? En cambio, estas dos etapas de incisión sí son correlacionablcs con las observadas en el frente oriental de la Cordillera (véase siguiente ejemplo).
Otro posible origen de las secuencias aterrazadas, sin utilizar variaciones hidrológicas, es la variación del nivel de base. La convergencia de las terrazas invalida un origen asociado a cambios de nivel de base, dado que tal proceso genera terrazas divergentes; hecho comprobado con observaciones de campo, modelos matemáticos y experimentos de laboratorio (Cf. Begin et al., 1981).
Tales observaciones sugieren que si bien el tectonismo produjo un levantamiento progresivo del área, fueron las variaciones cíclicas del caudal del río lo que las formó. Este tipo de terrazas son muy comunes en cursos fluviales de montaña, en general asociadas al incremento de las descargas durante desglaciaciones (Cf. Pierce & Colman, 1986). En nuestro ejemplo, las características de la cuenca imbrífera del río que las generó (Río San Juan) sugieren que los ciclos hidrológicos asociados a esta secuencia aterrazada fueron causados por glaciaciones. Esto se extrae de las importantes evidencias de un englazamiento mucho mayor al actual, durante tiempos pleistocénicos en las cabeceras del Río San Juan (más de 200 km aguas arriba). Aún durante el actual interglacial su alimentación es regida en gran parte por ablación, por lo que si se unen ambas observaciones, la conclusión más plausible es una regulación del caudal a través de variaciones del volumen de hielo en las cabeceras.
Dado que la cantidad de sedimento que transporta un río varía exponencialmente con su caudal (Nash, 1994), las fluctuaciones de caudales asociadas a ciclos glaciales resultarían amplificadas desde un punto de vista de transporte de sedimentos (i.e., si el caudal se incrementa un orden, el transporte de sedimento lo hace en dos órdenes). Por otra parte, ya indicamos la relación entre caudales específicos (medida de la eficiencia de transporte) y las pendientes de acumulación del sistema aluvial. Para este sistema sedimentario en particular, la pendiente del abanico de río San Juan en el Valle de Ullum-Zonda es de unos 0,008 m/m, valor mucho menor que las pendientes de las bajadas adyacentes, que pueden superar el 0,1 m/m, a pesar que los tamaños máximos de clastos son bastante similares. Esta fuerte diferencia es un producto claro de las distintas eficiencias de transporte de ambos sistemas: a mayor la eficiencia, menor pendiente. Si se componen estas observaciones a un sistema único de transporte de eficiencia variable, la variación de su pendiente de equilibrio (o perfil gradado, según Schumm, 1993), es una consecuencia por demás lógica. Justamente, esta variación conjunta de caudal, eficiencia dc transporte y pendiente, puede ocasionar los conocidos ciclos de tránsito del “knick point" (véase Wheeler, 1964), que es el punto móvil en el tiempo desde donde el río agrada aguas abajo y erosiona aguas arriba. Durante períodos de baja hidrológica (Interglacial y Crecimiento glacial) el "knick point" migra corriente arriba, permitiendo la acumulación en pendientes más altas, mientras que durante épocas de incremento de caudales (glaciaciones y desglaciaciones), migra hacia abajo como efecto de la adquisición de un perfil de acumulación menos inclinados, causando la incisión aguas arriba.
Para el caso particular de la secuencia aterrazada de Zonda, la geometría y arquitectura de la misma puede ser simulada con un algoritmo bastante simple de transporte por difusión (Fig. 4). En esta simulación efectuada mediante un programa propio en QBASIC, las incisiones se generaron artificialmente en la parte superior dcl perfil, emulando las épocas de erosión asociadas a descargas hídricas mayores. La difusividad no es manipulada allí, sino que se incrementa el lapso de tiempo para la generación del próximo perfil de acumulación, cuyo resultado final es bastante similar.

Figura 3a. Correlación de diferencias de altura de las terrazas de Zonda entre los perfiles l y 2, de forma de eliminar modificaciones de las pendientes por neotectónica.
Figure 3a. Terrace correlation between profiles l and 2, using absolute height difference, to eliminate latter modifications of slope by active tectonics.

Figura 3b. Geometría estructural simplificada asociada a las terrazas, y secuencias sedimentarias y erosiones predictibles en la cuenca del Tulum, asociadas a este sistema de drenaje.
Figure 3b. Simplified structural geometry related to terrace incision and predicted sedimentary sequences and erosions related to this terrace system into the Tulum basin.

 

Figura 4: Modelo gráfico computado usando un algoritmo de difusión simple, parcialmente aplicable a las situaciones descriptas en los ejemplos l y 2. A) Geometrías estratales finales. B) Prolongación visible dc las superficies de acumulación, luego incididas (terrazas).
Figure 4: Synthetised model using a simple diffusion algorithm to simulate the situation observed in both examples. A) Resulting stratal geometry. B) Prolongation of stratal geometry to the erosive areas, to see how truncations in the basin encroach with terraces in positive areas.

Se puede observar en el resultado de la simulación (Fig. 4), la divergencia hacia la montaña de las líneas que representan las superficies de las terrazas, que con el tiempo se degradarán hasta desaparecer. Tales líneas se extienden hacia el área depositacional como superficies erosivas (truncamientos), hasta un punto en el interior de la cuenca en donde tales truncamientos pierden identidad y se registra acumulación pura. Sin embargo, tal simulación es sólo representativa, ya que no emula la rotación tectónica de todo el sistema y las incisiones no son real producto de reactivaciones hidrológicas. El resultado, muy parecido a la geometría observada, es debido a la introducción de modificaciones artificiales en el mismo. Un algoritmo más adecuado para esta situación, debería incluir variaciones de la difusividad en el tiempo, que debido a las complicaciones inherentes a la solución computacional de la ecuación diferencial no-lineal asociada, no se ha efectuado aún. Una solución para tal problema en relación a transporte aluvial ha sido brindada por Paola et al. (1992), quienes producen geometrías estratales asociadas a truncamientos notables (Fig. 5), pero en relación a una geometría estratal diferente debido a que tales autores simulan un sistema aluvial en donde la entrada de sedimento se produce desde el margen fallado. Todas las consideraciones teóricas y comparaciones con diferentes modelos de simulación de la geometría observada de las terrazas, sugiere que las relaciones enunciadas entre los balances acumulación/degradación y los ciclos hidrológicos se verifican a través de este ejemplo.

Figura 5: Modelo gráfico del producto de una variación rápida dc la difusividad de un sistema aluvial (redibujado basándose en Paola et al., 1992).
Figure 5: Resulting alluvial profiles of a rapid variation of diffusivity (redrawn based on Paola et al., 1992).

Ejemplo 2: Las sismosecuencias del Valle de Iglesias (ambiente agradaeional)
Generalidades. Esta cuenca es muy adecuada para evaluar el impacto de las variaciones hidrológicas, y por ende la presencia de secuencias depositacionales asociadas a variaciones hidrológicas, ya que se ubica en el pie de monte de un área que ha sufrido importantes modificaciones volumétricas de los cuerpos de hielo. La cantidad de cuerpos de hielo actual es escasa, dado que las precipitaciones y altura media de los Andes son menores que en la parte sur de San Juan. Sin embargo, se estima que durante épocas glaciales los cuerpos de hielo se expandieron varios kilómetros (i.e. glaciar de Agua Negra, A. Corte. com. verb.), El Río Jáchal drena esta cuenca, y presenta un módulo anual de unos 8,9 m3/seg (Zakalik et al., 1990). Durante veranos con nevadas importantes, las crecidas estivales pueden alcanzar picos mantenidos de aproximadamente 400 m3/seg. Durante épocas con mayores reservas glaciales en la cuenca imbrífera y principalmente cuando tales reservas se gastaban aceleradamente (deglaciación), los módulos de los ríos cordilleranos que entran a esta cuenca deben haber sido mayores. Como resultado de la última deglaciación, se observa una notable incisión en las partes apicales de todos los ríos que emergen de la Cordillera (Fig. 6). El valor de la incisión en cada curso es variable y está siendo actualmente estudiado en mayor detalle. Dicho valor parece estar asociado al rango de caudal de cada curso, dado que los ríos de mayor descarga han profundizado más (superando a veces los 100 metros).

Figura 6a. Mapa de ubicación de localidades del Valle de Iglesias y de la línea 5323 (Fig. 7).
Figure 6a. Location map of Iglesias Valley Localities described in text and of line S323 (Fig. 7).
Figura 6b. Mapa temático de la cuenca actual de Rodeo-Iglesias, mostrando la distribución de incisiones, y la ausencia de las mismas en las partes centrales de la cuenca (Las Flores e Iglesias) y el incipiente relleno ascendente ("onlap") de algunas incisiones (flecha).
Figure 6b. Thematic papper imagery of modern Iglesias basin, showing distribution of incisions and lack of them in central parts (Las Flores, Iglesias), where the beginning of upward filling of incision (onlap) seems to occur (arrow).

El Valle de Rodeo-Iglesias posee una sola vía de escape para los escurrimientos superficiales, por lo que se genera un "embudo" (concentración de líneas de flujo). Este diseño es parcialmente responsable por el segundo juego de incisiones observado en esta cuenca, localizadas cerca del pico del embudo. Tales incisiones pierden valor topográfico aguas arriba, y en parte se confunden con un tercer grupo de incisiones localizadas en el margen occidental de la cuenca, debidas a actividad neotectónica casi pura (vea punto siguiente). Es importante poder reconocer los diferentes orígenes de cada grupo de incisiones en esta cuenca, ya que son la clave para interpretar las secuencias sísmicas neógenas,
El margen occidental de esta cuenca, adyacente a la Cordillera, no presenta fallamiento (Cf. Allmendinger et al., 1990), indicando a priori que las incisiones presentes en ese margen no serían producto de tectonismo sino de reactivaciones hidrológicas, probablemente en conexión con los últimos ciclos glaciales. Por el contrario, la actividad tectónica y más específicamente neotectónica, en el margen oriental del valle puede sí ser el responsable de incisiones de cauces. Sin embargo, una gran cantidad de las bajadas de ese margen, y preferentemente las localizadas cerca del "embudo" son incididas por efecto del descenso de su nivel al que gradan sus perfiles localmente (nótese que se evita utilizar nivel de base, dadas las consideraciones hechas por Schumm, 1993), ya que se observa el proceso de erosión retrocedente (asociado al efecto embudo) siendo terrazas divergentes corriente abajo (Fig. 6). Las terrazas incididas por efectos de neotectónica, parecen estar asociadas a corrimientos precordilleranos fuera de secuencia (Cf. Allmendinger et al., 1990). Si tenemos en cuenta la dinámica de la cuenca (movimiento del eje hacia el oeste), el destino probable de tales sedimentos en degradación es su eventual erosión completa, a diferencia de los sedimentos del margen occidental cuyo potencial de preservación es mayor, en vista de la evolución de las sismosecuencias.

Método de estudio. El mejor método para estudiar la geometría depositacional a escala cuencal es por sísmica. Afortunadamente, dos de las líneas sísmicas de la Cuenca de Iglesias han sido publicadas: la 5323 (Allmendinger et al., 1990) y la 5324 (Beer et al,, 1990), localizadas en la figura 6. Tales líneas han sido interpretadas sismoestratigráficamente por Beer et al. (1990) por lo que sólo se discutirá la génesis de tales sismosecuencias.

Características de la Cuenca en subsuelo: Tiene forma aproximada de una lente elipsoidal con su elongación N-S, y su espesor máximo localizado en las inmediaciones de Tudcum, disminuyendo simétricamente hacia ambos flancos. Según las velocidades sísmicas, Beer et al. (1990) estimaron un espesor máximo de unos 3.5 km para el Neógeno, mientras que en afloramiento sólo registraron 850 m. No se observan indicaciones de fallamiento en el margen occidental, como así tampoco en la sísmica ni en afloramiento.

Secuencias depositacionales sísmicas: Las figuras de reflexión más comunes son de "onlap" y truncamiento, mejor desarrolladas en el borde occidental. El "onlap" ocurre tanto sobre el basamento paleozoico como también (menormente) sobre superficies de truncamiento labradas sobre estratos Neógenos. Beer et al. (1990) reconocieron 5 secuencias de "onlap", que representarían secuencias depositacionales (nominadas con números romanos, Cf. Fig. 7), separadas por superficies de discontinuidad observables como truncamientos. Estos truncamientos intra secuencia neógena son visibles en ambos márgenes de la cuenca, hasta 6.5 km dentro del relleno Neógeno, mientras que en áreas centrales la sucesión "parece" ser concordante. Beer et al. (1990) indican que los truncamientos no son visibles en todas las líneas, interpretando que la ausencia de los mismos se debe al relevamiento de interfluvios, poco degradados por la incisión fluvial. Tal interpretación surge de la comparación con la distribución de incisiones actuales en el Valle de Rodeo-Iglesias, Esta observación hecha por Beer et al. (1990) ya sugiere que tales truncamientos han sido originados de la misma manera que los actuales, aunque luego interpretan la génesis de otra manera. Cada truncamiento indica una contracción del área depositacional asociado a la incisión de los sistemas aluviales (corrimiento del "knick point" hacia la cuenca) mientras que cada secuencia de "onlap" indica que el área de depositación se expandió permitiendo el crecimiento de la secuencia sedimentaria a un nivel superior que el anterior (al menos hacia el oeste. donde el "onlap" sobre basamento está bien desarrollado).

Figura 7: Una de las líneas centrales del Valle de Iglesias (línea S323) no interpretadas en donde se observan las cinco secuencias depositacionales reconocidas por Beer et al. (1990), cuyos límites están señalados con flechas.
Figure 7: Non interpreted seismic line (N' 5323) of the Iglesias Basin (see location in Fig. 6a) where the five depositional sequences (Beer et al., 1990) can be observed (arrows indicates sequences boundaries).

Las secuencias depositacionales en afloramiento: La existencia de corrimientos fuera de secuencia en la retaguardia estructural de la faja plegada y corrida precordillerana permite la observación directa de los depósitos asociados a las secuencias sísmicas (Cf. Beer et al., 1987; Beer et al., 1990). Estas sedimentitas han sido datadas por varios métodos (cinco dataciones radimétricas y dos por trazas de fisión), y si bien son poco coherentes, indican que la secuencia es miocena superior a pliocena (~ entre los 10 y 5 Ma). Algunos autores destacan que ésta es la única secuencia Neógena de la región que presenta gradación directa (Cf. Beer et al,, 1990), hecho asociado a que el eje de depositación de los sedimentos más finos y las fajas de facies (psamítica, psefítica fina. psefítica gruesa), ha migrado hacia el borde donde se produce la alimentación de la cuenca (Cf. Fig. 7) mediante sucesivos traslapes, inversamente a lo que ocurre en la cuenca de antepaís, en donde las facies gruesas progradan sobre las finas.
La composición de cada secuencia en afloramiento fue dada por Beer et al. (1990), quienes indican que conforman paquetes granodecrecientes, Están en general conformadas por tres grupos o asociaciones de facies: un depósito aluvial grueso que las limita en su base, su cuerpo principal es arenoso ("sand-flat" o planicie aluvial distal) y en algunas se observa un depósito limo-arcilloso interpretado como depósito de "playa-lake". No todas las secuencias muestran una sucesión vertical entre estas tres asociaciones de facies pero sí al menos entre dos de ellas (salvo las secuencias I y V, incompletas en afloramiento). Si se comparan estos depósitos con los sedimentos actuales del valle, se puede reconocer las tres asociaciones de facies presentes. Los depósitos gruesos son asociables a ambientes de tipo bajada o planicies de entrelazamiento fluvial según sean espesas o no respectivamente, La asociación arenosa, es comparable a los depósitos distales de bajadas parcialmente cerradas (por ejemplo en el área de Iglesias), mientras que las secuencias limosas se asociarían a áreas de tipo barreal, muy llanas, generalmente a lo largo del eje más deprimido del valle, aunque no necesariamente cerradas. Áreas de este tipo se pueden encontrar en el sector sur del valle (unos 9 km al sur de Iglesias) sin mostrar un cerramiento topográfico del drenaje (compárese con el semibolsón de Matagusanos, al norte de San Juan).

Modelos propuestos para estas secuencias
Modelo tectónico (Beer et al., 1990): Estos autores propusieron dos modelos para explicar estas sismosecuencias, ambos asociados a activaciones tectónicas episódicas centralizadas en los corrimientos de Precordillera. Estas interpretaciones surgen de la correlación temporal del período de relleno principal de la cuenca, con el de máximo acortamiento en Precordillera, y de la coincidencia numérica entre los cinco corrimientos principales en Precordillera Occidental + Central y el número de sismosecuencias. En ambas posibles interpretaciones, la acumulación es sintectónica y la erosión se produce durante épocas de tranquilidad tectónica, variando la forma en que son producidos los cerramientos y aperturas tectónicos a la salida de sedimentos de la cuenca (el embudo). Sin embargo, siempre la erosión es debida a un descenso del nivel de salida de la cuenca (nivel al que gradan los cursos fluviales de la misma).
En la primera interpretación, la cuenca se rellena a medida que la topografía adyacente se eleva. Durante el movimiento de cada corrimiento, la cuenca se cierra por el crecimiento (tectónico) de una barrera topográfica y se invierte el drenaje. Al terminar el movimiento de esa lámina, se generan los truncamientos por el progresivo descenso del nivel de base, producto de erosión de la topografía tectogenerada. En la segunda interpretación existe una topografía básica Cordillera-Precordillera, y el relleno es modulado por variaciones del nivel de base del río Jáchal. En este caso, cuando el corrimiento es activo, el nivel de base local es elevado y también se produce el cerramiento de la cuenca, ocasionando generación de espacio de acomodamiento, y por ende acumulación. Durante épocas de tranquilidad, la erosión retrocedente del Río Jáchal alcanza la cuenca y se produce un descenso del nivel de base más brusco, que ocasiona la erosión en toda la cuenca.

Discusión del modelo tectónico: Como se aprecia en ambas interpretaciones, la erosión en toda la cuenca, incluso los truncamientos apicales en el borde occidental son explicados por la fuerte incisión en el área del embudo. Como vimos anteriormente los truncamientos sísmicos allí, son mayores aguas arriba desapareciendo hacia el centro de la cuenca. Por lo tanto esta morfología se opone completamente a todas las leyes naturales de erosión por variación del "nivel de base". Es ampliamente conocido, que las mismas son convergentes aguas arriba debido al amortiguamiento del efecto de incisión, tal como lo indicara Schumm (1993) y lo comprobara experimentalmente y matemáticamente Begin et al. (1981). Además de esta asunción básica errónea, existen dos problemas más: a) los cerramientos episódicos de la cuenca y b) el acortamiento a "saltos" implicado para la Precordillera. El primer problema es mantener cerrado el drenaje del Río Jáchal, e invertir el drenaje en el borde oriental durante varios miles de años. Aún en la situación actual de descargas deficitarias, el Río Jáchal sería capaz de superar una barrera como la postulada en escaso tiempo (sino, recuérdese como en una sola temporada, el río destruyó más de 25 km de ruta). Además, tal interpretación está basada en la presencia de depósitos interpretados como de barreal, los que como vemos en la cuenca actual, pueden depositarse sin significar un cerramiento tectónico. Por último queda el problema de explicar cómo, durante las épocas de incisión, el acortamiento cesaba completamente en toda la cuña tectónica (Precordillera). Esto es incompatible con los modelos más comunes de deformación de fajas plegadas (Davis et al., 1983), en donde al terminar el acortamiento en un corrimiento, comienza en otro, haciendo que la velocidad de acortamiento sea regular ("steady-state"). En esta faja en particular, este "steady-state" es sustentado tanto por las velocidades constantes de subsidencia en cuencas asociadas al acortamiento en estos corrimientos (Johnson et al., 1986; Milana, 1990) como por el análisis del movimiento del conjunto y de cada corrimiento en particular (Jordan et al., 1993).

Modelo hidrológico (propuesto): Se hará una breve síntesis de cómo se habrían generados las discontinuidades observadas, mediante variaciones en la eficiencia del sistema, Durante épocas de alta eficiencia de transporte (mayores descargas hídricas) se produce una fuerte erosión de los sedimentos previamente depositados. Esto sucede durante tiempos glaciales ("full-glacial stages"), pero se intensifica durante la desglaciación. Esta dinámica se revierte durante tiempos interglaciales, cuando comienza a suceder de nuevo la acumulación. La disminución de la capacidad de transporte es máxima durante los periodos de expansión glacial, por lo que durante tales épocas se estima que ocurre cl máximo crecimiento del aluvión en sectores proximales, rellenando incisiones anteriores, y por ende el máximo traslape. Se pueden explicar así las secuencias depositacionales sin necesidad de recurrir a episódicos cerramientos y aperturas tectónicas de la cuenca, y activación y desactivación del acortamiento en la Precordillera, necesarios para los modelos de Beer et al. (l990).
Además, esta interpretación es totalmente compatible con la dinámica sedimentaria reciente del Valle de Rodeo-Iglesias en relación a los últimos cambios hidrológicos. Beer et al. (1990) hicieron uso parcial de este esquema, al indicar que la falta de truncamientos en algunas líneas eran producto de perfilaje de interfluvios (terrazas no disectadas). Cabe además citar algunas observaciones adicionales. Observación 1: los depósitos cuaternarios aterrazados del borde occidental de la cuenca actual superan el límite de la cuenca antigua. Esto significa que previo a la incisión de tales terrazas, el posible "onlap" preholoceno superó a las anteriores secuencias pliocenas, ídem a la tendencia observada en cada sismosecuencia. Tal proceso de "onlap" cesó durante el último período de máxima glacial desglaciación, causando un grado de incisión comparable a lo que se ve en la sísmica. Observación 2: el grado de incisión de los sistemas modernos es mayor aguas arriba, de manera idéntica a las sisinosecuencias neógenas. Además, se puede observar que tal incisión no alcanza o se hace imperceptible en áreas centrales de la cuenca: por ejemplo los cauces que drenan hacia los "sand-flats" cercanos al poblado de Iglesias (Fig. 6), donde existe concordancia a pesar de la fuerte incisión presente aguas arriba. Esto invalida una génesis de las mismas en relación a variación del nivel de gradación. Observación 3: es posible percibir el incipiente crecimiento del aluvión en sentido ascendente, cerca de Iglesias y Las Flores, sugiriendo un nuevo proceso de "onlap" asociado al actual período interglacial (los cauces que incidieron a las terrazas comienzan a ser rellenados en sentido ascendente (Fig. 6).

Comparaciones con el modelo teórico: Como indicamos anteriormente, la situación tectosedimentaria de este caso es bastante similar al de las terrazas de Zonda, debido a que la parte apical de las secuencias se apoya en un margen cuencal relativamente pasivo. Por ello, el modelo generado para el caso anterior sería parcialmente aplicable a esta situación. No lo es totalmente, dado que en esta cuenca, el borde pasivo no rota a lo largo de una falla lístrica, sino que es pasivamente traslapado por sedimentos cada vez más jóvenes, por lo que para su adecuada simulación habría que utilizar además de un algoritmo de difusividad variable, un punto de inicio de la difusión también variable, lo que es realmente un reto matemático, debido a que cada nuevo cálculo de difusividad debe recordar el perfil de acumulación previo, más complicado con cada muevo perfil generado. Sin embargo, combinando las simulaciones de difusividad variable en cuencas alimentadas desde su margen activo (Paola et al., 1992) (Fig. 5) y los modelos más simples generados para esta situación tectosedimentaria, se pueden encontrar algunas características interesantes.
Es destacable que aún en un margen activo de una cuenca, donde estos procesos de incisión deberían estar muy enmascarados por una mayor velocidad de generación de espacio de acomodamiento por tectonismo (véase arriba), se pueden llegar a observar "onlaps" incipientes por variaciones de la difusividad (única variable que produce esa geometría entre un total de 4). Tal "onlap" teórico ocurre en forma similar a lo deducido en base a los ejemplos de campo: durante épocas de baja difusividad los depósitos no pueden ser transportados y se acumulan en pendientes mayores. En el caso de cuencas en márgenes no fallados, este proceso es agudizado por la distribución opuesta de espacio de acomodamiento, que disminuye corriente arriba.
Si comparamos las secuencias de iglesias con modelos propios (Fig. 4), vemos que existe bastante similitud entre la geometría de los truncamientos intersecuencia (su extensión limitada hacia el centro de cuenca). La localización de los truncamientos dentro de la cuenca indica que los aterrazamientos pueden generarse en áreas netamente agradacionales, siendo en tal caso temporales. Nótese también que la angularidad es tan escasa en áreas centrales que es posible que no llegue a detectarse en perfiles sísmicos. Ello implica, que si bien los truncamientos sísmicos caracterizan los 6,5 km superiores del sistema aluvial terciario, la extensión de los mismos podría haber sido mucho mayor, siendo otra característica comparable a lo observado en la cuenca moderna. Estas coincidencias morfológicas entre los dos ejemplos utilizados (degradacionales y agradacionales), posibilitan relacionar estrechamente las observaciones geomorfológicas en áreas positivas con las sísmicas y sedimentológicas en la cuenca (en secuencias recientes).

CONSIDERACIONES FINALES

El ejemplo 2, es el más interesante dado que permite observar secuencias depositacionales aluviales, tales como fueron predichas en el análisis teórico. En esta cuenca (Rodeo-Iglesias) es evidente que el espacio de acomodamiento primario fue generado tectónicainente (Cf. Beer et al., 1990; Allmendinger et al., 1990). Sin embargo, la regulación de tal espacio, que ocasiona las secuencias depositacionales tene una frecuencia de cambio (cada secuencia ~l Ma) más alta que los procesos tectónicos asociados a la generación de la cuenca tal como se los ha podido determinar en estudios de la faja plegada (Jordan et al., 1993). Al igual que en las secuencias marinas, la subsidencia es la que rige cuánto sedimento se acumula a largo plazo, pero el nivel del mar modula su distribución a escalas de tiempo menores, variable de alta frecuencia que acá es suplida por la hidrología del sistema, regulada a su vez por el clima. La transferencia de volúmenes de agua de glaciaciones entre los continentes y el océano se efectúa por la interfase aluvial, hecho más notable en regiones adyacentes a áreas glaciadas. Ello implica que las variaciones hidrológicas en este tipo de regiones pueden llegar a asociarse a las variaciones del nivel del mar, debidas a glacioeustasia, Esta relación implica que es posible, llegar a correlacionar algunas variaciones del nivel del mar (i.e. las cuaternarias, en donde la glacioeustasia es evidente) y los grandes ciclos hidrológicos, reflejados en las secuencias aluviales.
El cronometraje de la sedimentación de la cuenca de Iglesias es aún insuficiente (a pesar de las numerosas dataciones) como para hacer una correlación confiable con la escala de variaciones eustáticas (Haq et al., 1988). Si tomamos las edades aproximadas de la acumulación como entre los 10 y 5 Ma, se puede observar que hay cuatro secuencias depositacionales marinas de tercer orden en tal intervalo, siendo la faltante explicable por el deficiente cronometraje de la sedimentación. La primera secuencia marina correlacionable a la cuenca de Iglesias (10,5 a 9 Ma) está asociada a una época de nivel del mar extremadamente bajo. Si tal descenso fué glacioeustático, se podría pensar que la importante desglaciación post 10,5 Ma es la que ocasionó el vaciamiento total de la cuenca, sobre la que luego se acumularon las demás secuencias.
Al igual que en secuencias marinas, existen varias escalas de ciclos sedimentarios aluviales. Por ejemplo, la escala de los ciclos de Iglesias y Zonda no parece ser la misma. Cada secuencia de la cuenca de Iglesias sería comparable a los ciclos eustáticos de tercer orden, mientras que las secuencias aterrazadas de Zonda, responderían a una variación hidrológica en el rango de los ciclos de cuarto orden. Si seguimos la jerarquía de superficies de Miall (l992) las terrazas de Zonda se continuarían hacia la cuenca en superficies de sexto orden; los truncamientos de Iglesias serían de séptimo orden, mientras que la base de toda la cuenca neógena sería dc octavo orden. El desdoblamiento de cada ciclo asociado a una superficie de séptimo orden en varias de sexto, es comprobable en el caso del Valle moderno de Iglesias: la incisión general de los sistemas -quizás un proceso generando una superficie de séptimo orden-, no ha sido producto de un evento único y continuo, sino que se reconocen varias etapas de generación de terrazas (véase Fig. 6), reflejando varias superficies de sexto orden.

CONCLUSIONES

Las similitudes entre los modelos teóricos de estratigrafía aluvial asociados a variaciones sostenidas de las condiciones hídricas de la cuenca, y los dos ejemplos brindados tanto en ambientes degradacionales como en ambientes agradacionales presentan una forma diferente de ver las secuencias depositacionales en sistemas aluviales. Hasta hace poco, se consideraba que las variaciones en la arquitectura aluvial, y las 1'igraciones del "knick point" (necesario para generar las secuencias depositacionales como las descriptas), eran mayormente manejadas por teetonismo o hipotéticos "niveles de base". Sin embargo, en los dos ejemplos tratados se ha mostrado que tales ciclos están mayormente relacionados a reajustes hidrológicos. Estas interpretaciones, tratan de llamar la atención sobre la subestimación del factor hidrológico en relación al tectónico. Casualmente, en el rango temporal de las secuencias descriptas, serán los factores hidrológicos los agentes más probablemente asociados a la génesis de las mismas,
La mejor posibilidad de desarrollo de este sistema de análisis es la correlación entre fenómenos en áreas agradacionales y degradacionales y por otra parte, la relación entre estas secuencias depositacionales aluviales hidrológicas (asociadas a procesos de ablación) y aquellas marinas asociadas a cambios glacioeustáticos. Esta relación no es producto directo de variaciones del nivel del mar, sino que se debe a que los ambientes aluviales son el medio donde se produce la transferencia de volúmenes de agua del continente al océano. Esta "estratigrafía secuencial aluvial" puede llevarse a cabo tanto en ambientes aluviales degradacionales (Cuaternarios) como en ambientes agradacionales mediante estudios estratigráficos secuenciales de afloramiento o sísmicos. En ambientes degradacionales, el estudio de secuencias aterrazadas asociadas a sistemas de drenaje de escala regional puede dar información sobre la historia hidrológica y puede servir para predecir la estratigrafía en la cuenca (aplicable a hidrogeología). En ambientes agradacionales, las variaciones hídricas de gran escala serán capaces de originar sismosecuencias como la observada en la cuenca de Iglesias. Prueba de esta dinámica es la fuerte incisión asignable a la última desglaciación, y el inicio de un proceso de "onlap", visible a pesar del poco tiempo transcurrido desde el inicio del último interglacial (c.a. 8.500 años).
Esta temática debe ser estudiada en mayor detalle, en secuencias con mejor cronología, las que eventualmente probarán si es posible establecer relaciones entre procesos eustáticos, y de interior continental, nexo ya esquematizado para secuencias de "ergs" (Cf. Talbot, 1985).

Agradecimientos

Este trabajo fue beneficiado por numerosas discusiones sobre estratigrafía aluvial mantenidas con las Dras. T. Jordan y F. Bcrcowski. Esta contribución se realizó en el marco de una beca de CONICET. Las terrazas de Zonda se estudiaron en colaboración con Gt Delendatti y M. Zangrandi. Debo agradecer las valiosas sugerencias de los árbitros de la revista Dres. L. Spalletti, R. Scasso y un árbitro anónimo, que realmente mejoraron notablemente esta contribución.

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Recibido: 24 de agosto de 1993.
Aceptado: 16 de noviembre de 1994.