I-A-26-GEOMORFOLOGIA.pdf

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RELATORIO DEL XIX CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO - CÓRDOBA, 2014
Claudio A. CARIGNANO1,2,3
, Daniela KRÖHLING4,5
, Susana DEGIOVANNI6
y Marcela A. CIOCCALE2,3
1
CICTERRA (UNC - CONICET).
2
CIGEA (UNC-CNEA).
3
Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Av. Vélez Sarsfield 1611 (X5016GCA),
Córdoba, Argentina. ccarignano@hotmail.com
4
CONICET.
5
FICH-UNL, Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas, Universidad Nacional del Litoral, Ciudad Universitaria (CC 217-3000),
Santa Fe, Argentina. dkrohli@gmail.com
6
Dpto. de Geología. Facultad de Ciencias Exactas, Físico-Químicas y Naturales. Universidad Nacional de Río Cuarto (UNRC). Ruta 36, Km 601
(5800) Río Cuarto, Córdoba, Argentina. sdegiovanni@exa.unrc.edu.ar
RESUMEN
La Provincia de Córdoba está localizada en la región central de Argentina (entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’O y
65°50’O) y su territorio, que exhibe un variado conjunto de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos,
abarca parte de dos regiones geomorfológicas de primer orden: Sierras Pampeanas y Llanura Chacopampeana. La zona
montañosa de la provincia es parte del extremo sudoriental de la provincia geomorfológica de Sierras Pampeanas y com-
prende cinco unidades mayores: Sierra Norte-Ambargasta, Sierras Chicas-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones,
Sierras de Pocho-Guasapampa y Valles estructurales; incluyendo la gran cuenca intermontana del Bolsón de las Salinas
Grandes y Ambargasta. Las sierras son el resultado de una prolongada y compleja evolución geomorfológica caracterizada
por la alternancia de extensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a los agentes de meteorización, eventos
de alzamiento tectónico y exhumación, con la subsecuente activación de los procesos de erosión; no obstante en las
sierras aún se pueden reconocer remanentes de geoformas precenozoicas. Las planicies de Córdoba son parte del sector
sudoccidental de la gran provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana, e incluyen cuatro ambientes mayores:
Depresión tectónica de la laguna de Mar Chiquita, Planicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y Am-
bientes pedemontanos. Se caracterizan por la presencia de morfologías vinculadas, principalmente, a la sedimentación
cenozoica con predominio de depósitos de sistemas fluviales y aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loés-
sicos. Los sistemas fluviales, en especial sus partes distales, han sido modificados por acción eólica durante los períodos
glaciales. En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región ha sufrido una secuencia de episodios áridos y húmedos
que condicionaron la dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos morfológicos que destacan a la llanura.
El paisaje actual resulta fundamentalmente de la influencia del período húmedo del Estadio Isotópico de Oxígeno (EIO)
3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de llanura, se formaron los grandes lagos de Mar Chiquita y Salinas
Grandes; y de la actividad eólica durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–11 ka) y del Holoceno tardío
(3,5–1,4 ka), con la generación de un manto de loess (Ultimo Máximo Glacial, 24–18 ka) que suavizó las formas menores
del paisaje (elementos fluviales y eólicos), el desarrollo de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabólicas)
y la generación de numerosas cubetas de deflación, la mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas.
Palabras clave: Geomorfología, sierras, paleosuperficies, salinas, laguna, planicies, abanicos aluviales, campos de dunas,
loess, Mesozoico, Cenozoico, Provincia de Córdoba.
ABSTRACT
Geomorphology. The province of Córdoba is located in the central region of Argentina (between 29°30’S and 35°00‘S
and between 61°50’W and 65°50’W). Its territory exhibits a varied set of landforms, resulting from exogenous and en-
dogenous processes and comprises part of two geomorphological regions of first order: the Pampean Ranges and the
Chaco-Pampean Plain. The mountainous area of the province is part of the southeastern corner of the geomorphological
province of Sierras Pampeanas and comprises five major units: the Norte-Ambargasta ranges, the Chicas-Las Peñas
ranges, the Grandes-Comechingones ranges, the Pocho- Guasapampa ranges, and the Structural Valleys, also including
the great inter-mountain basin of the Salinas Grandes and Ambargasta. The ranges are the result of a prolonged and
complex geomorphological evolution characterized by the alternation of long periods of “stability”, with rocks exposed
to the weathering agents, events of tectonic uplift and exhumation, and the subsequent activation of the erosion processes;
even in the ranges it is possible to recognize remnants of pre-Cenozoic landforms. The plains of Córdoba are a part of
the southwestern sector of the great Chaco-Pampean Plains geomorphic province, and they include four major environ-
ments: the Tectonic Depression of Mar Chiquita Lake, the Fluvio-Aeolian Central Plain, the Southern Aeolian Sandy
Plain and the Piedmont Environments. They are characterized by Cenozoic sedimentary accumulation, with predomi-
nance of fluvial or ephemeral alluvial systems and aeolian deposits, mainly of the loess type. Fluvial systems, especially
their distal parts, have been modified by aeolian action during glacial periods of the Late Quaternary. In the later stages
of the Pleistocene, the entire region has undergone a sequence of dry and humid episodes that conditioned the geomor-
phological dynamics and therefore, the morphological features that characterize the plain. The present landscape
mainly results from the influence of the humid period of the Isotope Stage 3 (OIS 3; 64–36 ka), related to the generation
of the present fluvial network of the plain, where the large Mar Chiquita and Salinas Grandes lakes were also formed.
GEOMORFOLOGÍA

Geología de Superficie
748 ASOCIACIÓN GEOLÓGICA ARGENTINA
INTRODUCCIÓN
La provincia exhibe en su territorio un variado conjunto
de geoformas resultantes de procesos exógenos y endógenos,
que permiten reconocer los cambios tectónicos, ambientales
y climáticos registrados en el pasado, especialmente durante
el Cuaternario. El capítulo comprende el análisis de las for-
mas de relieve y los paisajes cuaternarios y pre-cuaternarios,
incluyendo geoformas muy antiguas, relictas y exhumadas,
así como los aspectos evolutivos de los cambios ocurridos en
el paisaje y en el ambiente. Como resultado se presenta un
ordenamiento y redefinición de unidades geomorfológicas y
un mapeo geomorfológico a nivel regional (Figs. 1 y 2).
El análisis de la geomorfología de la provincia se realizó
a nivel de regiones geomorfológicas y sistemas geomorfo-
lógicos (grandes unidades geomorfológicas), teniendo en
cuenta que éstas son la base fundamental de la clasificación
geomorfológica a escala regional (Carignano 1997a). Enten-
diendo a la primera como un área caracterizada por un estilo
condicionado por la recurrencia de caracteres tectónicos, li-
tológicos y eventos morfogenéticos endógenos y exógenos,
con una dinámica controlada por las condiciones climáticas
(por ejemplo, Sierras Chicas, Bolsón de Las Salinas Grandes,
etc.) y a los segundos como una zona caracterizada por un
conjunto relativamente homogéneo de geoformas, resultan-
tes de procesos morfogenéticos y morfodinámicos condi-
cionados por la geodinámica externa que presentan interac-
ciones sistémicas o relaciones funcionales. Se considera que
una unidad abarca un área caracterizada por uno o más tipos
de elementos geomorfológicos que se repiten regularmente,
pudiendo ser mono o poligenética y mono o policíclica. El
elemento corresponde a las geoformas unitarias con identi-
dad morfogenética propia, sin consideraciones de su grado
de conservación y funcionalidad (Carignano 1997a); este
nivel identifica los componentes básicos del paisaje que se
describen aquí.
Con este trabajo se pretende ordenar, sobre una base co-
herente e integrada, la diversa información existente en la li-
teratura sobre la geomorfología de la provincia (a diferentes
escalas de trabajo), a fin de generar un marco sólido para fu-
turas investigaciones geológicas multidisciplinarias en am-
bientes claves de la provincia, aportar información integrada
aplicable a planes de uso, manejo y conservación del paisaje
provincial, además de constituir un marco para futuras re-
construcciones paleoambientales.
Gran parte de la Provincia de Córdoba está afectada por
problemas de erosión, inundaciones, sedimentación, colap-
sos de suelos, etc., que constituyen amenazas para las perso-
nas, recursos naturales y obras de infraestructura. Ya existen
situaciones irreversibles derivadas del manejo inadecuado
del territorio y muchos sectores están en franco deterioro
por esta misma causa. Esto es consecuencia directa del poco
conocimiento que hay sobre la dinámica y evolución geo-
morfológica en cada región. Las modificaciones que se pro-
ducen en el ambiente no consideran estos aspectos y causan,
por lo tanto, profundas alteraciones en el equilibrio exis-
tente, desencadenando o acelerando procesos que derivan
en una rápida degradación del terreno. Es en este contexto
donde se pretende contribuir con esta sistematización, pues
el conocimiento geomorfológico de una región es funda-
mental, ya que permite definir, con precisión, cuál es el es-
tado del ambiente y cómo evolucionará. Los rasgos morfo-
dinámicos son una extraordinaria fuente de información,
pues la morfología de una comarca está en función de com-
plejas relaciones existentes entre formas, procesos, materia-
les y clima (Rice 1983).
En este sentido, el análisis y la clasificación de las geofor-
mas y su génesis son primordiales en los estudios de evalua-
ción y planificación territorial, pues la evaluación del terri-
torio implica el proceso de valoración de las aptitudes de la
tierra para un uso determinado. Por ello, en la medida que
se conozca mejor la evolución de una región en el transcurso
de este tiempo geológico, mejor preparación se tendrá para
evaluar y hacer un uso racional de los recursos.
Antecedentes de estudios geomorfológicos en la
Provincia de Córdoba
La historia de los estudios geomorfológicos de la Argen-
tina en general, y de la Provincia de Córdoba en particular,
se remonta a la llegada de los primeros colonizadores espa-
The aeolian activity during dry phases of the Late Pleistocene (ca. 30–11 ka) and of the Late Holocene (3.5 to 1.4 ka) are
respectively related to the generation of a loess mantle (Last Glacial Maximum, 24–18 ka) that masked minor landforms
(fluvial and aeolian elements), the development of dune fields (mostly linear and parabolic dunes), and also the generation
of numerous deflation hollows, most of them currently occupied by shallow lakes.
Keywords: Geomorphology, ranges, paleosurfaces, saline, lake, plains, alluvial fan, dune field, loess, Mesozoic, Cenozoic,
Province of Córdoba.

Carignano et al.: Geomorfología
749
ñoles. Con el establecimiento de la Compañía de Jesús se ini-
cia la tarea historiográfica y cartográfica (que incluía obser-
vaciones geomorfológicas) que se ha denominado la “Cró-
nica Jesuítica” habiéndose instituido en Córdoba el cargo de
cronista (Zuretti 1956), que tenía la responsabilidad de ad-
ministrar los archivos, bibliotecas y documentos (oficiales y
particulares) y la de realizar las crónicas (relatos historio-
gráficos). Son varios los sacerdotes que llevaron adelante es-
tudios geográficos, que llegan hasta nuestros días a través de
las nombradas “crónicas”; entre ellos se puede destacar la
tarea del padre Pedro Lozano (1697-1756), historiador, geó-
grafo y naturalista, cuyos obras principales son la “Descrip-
ción chorográfica del terreno, ríos, árboles, animales de las di-
latadísimas provincias del Gran Chaco y Gualamba” (1733) y
la “Historia de la Provincia del Paraguay” (1754). La obra de
este sacerdote constituye la síntesis geográfica más impor-
tante de la región central del país escrita durante la Colonia
(hasta la aparición de la obra de Martín de Moussy en 1860).
Figura 1: Mapa de ubicación. a) Sierras Pampeanas (línea amarilla). b) Llanura Chacopampeana (línea verde).

Figura 2: Ver epígrafe en la página siguiente.

El padre José de Guevara (1719-1767) continuó la crónica,
entre las cuales se destaca la “Historia del Paraguay, Río de la
Plata y Tucumán”, mientras que el padre Tomás Falkner, re-
corrió extensas zonas de nuestro territorio poniendo de ma-
nifiesto su capacidad de observador, explorador, geógrafo,
cartógrafo, botánico y paleontólogo. Por su parte, el padre
Sánchez Labrador (1714-1789) que fue la figura máxima de
la Geografía argentina durante la Colonia, en su extensa
publicación “El Paraguay Natural Ilustrado” describe proli-
jamente los habitantes y sus costumbres, condiciones de las
tierras y de las aguas, climas, bosques, flora y fauna (Aznárez
1982).
Un tema que merece un tratamiento especial es la obra
cartográfica llevada adelante por los padres jesuitas. Las no-
ticias geográficas, relevadas en los innumerables viajes rea-
lizados por estos incansables exploradores, eran remitidas en
mapas y cartas que, aunque en ocasiones imprecisas, son de
un valor científico incalculable. La recopilación cartográfica
efectuada por el Padre Guillermo Furlong (1936), ha dado a
conocer ciento once mapas de estas regiones confeccionados
por los jesuitas entre 1615 y 1790.
Los primeros trabajos que abordaron específicamente la
Geografía Física y la Geología fueron los correspondientes a
las observaciones de investigaciones efectuadas por grandes
científicos exploradores que pasaron por esta parte del con-
tinente. Entre ellos se pueden mencionar a Alexander von
Humboldt (1769-1859), por su viaje a la América Equinoc-
cial (1799-1804), a Alcide d’Orbigny (1802-1857), que reco-
rrió América del Sur, principalmente la Argentina, desde
1826 hasta 1834 y a Charles Darwin (1809-1882) que exploró
Sudamérica desde 1831 hasta 1836. Puede considerarse a la
obra de d’Orbigny como el primer intento de una Geografía
Física del territorio Argentino. En su trabajo titulado “Voyage
dans l’Amrique méridionale (le Brésil, l’Uruguay, la Républi-
que Argentine, la Patagonie, Chili, Bolivia, Perou), executé
pendant les années 1826-1833” (7 tomos editados en París
en 1843-47) realiza una descripción geográfica abordando
temas geológicos y paleontológicos (tomo III, Correa Mora-
les 1947). Los citados autores, al igual que el capitán Félix de
Azara y el botánico Aimé Bonpland, efectuaron magistrales
descripciones que inauguraban el conocimiento geográfico
del país.
Toda la información de las expediciones científicas die-
ron el marco para que Martín de Moussy escribiera la pri-
mera Geografía completa del territorio nacional, que tituló
“Description Géographique et estatistique de la Confédéra-
tion Argentine” (1860), inspirado seguramente en la Geogra-
fía elaborada anteriormente por Woodbine Parish (1839),
quien había dividido el país siguiendo criterios históricos
y administrativos: Provincias Litorales, Provincias Ribere-
ñas y Provincias Cuyanas (Correa Morales 1947). Martín
de Moussy intentó desprender su clasificación de todo ele-
mento político e histórico, para fundarlo exclusivamente
sobre aspectos físicos, especialmente topográficos, divi-
diendo el territorio nacional en cuatro grandes secciones:
Mesopotámica, Andina, Patagónica y Pampásica (Correa
Morales 1947).
En 1861 llega al país German Burmeister (1807-1892),
ilustre hombre de ciencia discípulo de Humboldt, quien fue
responsable de dar un impulso excepcional a las ciencias del
país; el mencionado científico recorrió los Estados del Plata
desde 1857 hasta 1860, cuyos resultados fueron publicados
en 1876 bajo el título “Description Physique de la Républi-
que Argentine”, lo que constituyó el segundo intento de una
Geografía del territorio argentino. Basado en los trabajos
anteriores, considera las siguientes regiones: llanuras, cordi-
llera, regiones montañosas y mesopotamia. A su vez deter-
mina subregiones y, en esta subdivisión, separa por primera
vez el Sistema Serrano Central (Sierras de Córdoba) como un
grupo geomorfológico aislado integrado por cadenas meri-
dianas paralelas de escasa elevación (Correa Morales 1947).
Enrique A. S. Delachaux (1908) publicó “Las regiones físicas
751
Figura 2: Modelo digital del terreno de la Provincia de Córdoba realizado mediante combinación de índice de humedad (wetness index), factor longitud de
pendientes (LS factor) y sombreado analítico de tendencia de pendientes (analytical hillshading), para resaltar zonas deprimidas y concentración de drenajes
(tonos de azul y celeste) y el gradiente de la pendiente en sectores elevados (tonos de marrón y naranja). Límites entre unidades líneas grises. SN= Sierra
Norte-Ambargasta. SG= Sierras Grandes. SCo= Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierras de Pocho-Guasapampa. SaG= Salinas Grandes. SA= Ambar-
gasta. b1= Abanicos aluviales del piedemonte. b2= Campos de dunas y zonas con mantos de arenas o médanos aislados. b3= Barreales y playas salinas. b4=
Lagunas salinas. b5= Elevaciones estructurales. b6= Depresión estructural con drenaje deficiente. MCh= laguna Mar Chiquita. pl= Planicie lacustre. ls=
Campos de dunas Las Saladas-Campo Mare. de= Planicie aluvial distal y delta del río Dulce. pd= Paleodelta del río Dulce. jm= Depresión de Jeanmaire.
PFEC= Planicie fluvioeólica central. ps= Paleoabanico aluvial del río Suquía. px= Paleoabanico aluvial del río Xanaes. pct= Paleoabanico aluvial del río Ctala-
mochita. pch= Paleoabanico aluvial del río Chocanchavara. pp= Paleoabanico aluvial del río Popopis. BSG= Bloque elevado de San Guillermo. pon= Piede-
monte oriental norte. ep= Elevación Pampeana. ag= Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. plc= Bajada Los Cóndores. plp= Bajada Las Peñas. alp= Abanico
aluvial del arroyo Las Peñas. at- Abanico aluvial del Arroyo Tegua. Ach- Alto estructural de Chaján. psc- Piedemonte oriental de la Sierra de Comechingones.
AL= Alto estructural de Levalle. pmj= Planicie loéssica de Marcos Juarez-Corral de Bustos. Csa= Depresión tectónica de la Cañada San Antonio. Dcs= Depresión
Curapaligue-Saladillo. Psd= Planicie sudoriental con campos de dunas. ppm= Planicie arenosa de Moldes y Malena. Dtm= Depresión del Tigre Muerto. Ddv=
Campo de dunas de Villa Valeria-Laguna Oscura. Aec= Alto El Cuero.

de la República Argentina”, obra que presenta los mayores
progresos del conocimiento geográfico del territorio argen-
tino. Este autor ubica a las Sierras de Córdoba dentro de la
Región Mediterránea o Central (Correa Morales 1947).
En este contexto nacional se publica la primera “Geo-
grafía de la Provincia de Córdoba”, por Río y Achával (1904-
1905), que consta de dos tomos y un atlas siendo, sin lugar a
dudas, uno de los principales aportes en los comienzos de la
Geomorfología de Córdoba. A estas descripciones geográfi-
cas se sumaron las importantes contribuciones de los geólo-
gos y geógrafos europeos que realizaban sus trabajos en la
Academia Nacional de Ciencias y en el Museo de Mineralo-
gía y Geología (Gay 1996).
Alfredo Stelzner (1843-1897), fue el primero en arribar
al país, exploró las regiones montañosas y sentó las bases del
conocimiento geológico nacional (Gay 1996), luego Luis
Brackebusch (1849-1906) continuó la obra comenzada por
Stelzner, y fue el responsable de la confección del primer
mapa minero-geológico de la República Argentina. Poste-
riormente, Guillermo Bodenbender (1857-1914) realizó una
gran obra científica destacándose el estudio estratigráfico
(con algunas observaciones geomorfológicas) de la cuenca
del Río Primero (1890). Stelzner, Brackebusch y Bodenben-
der son considerados los fundadores de la Geología de la Re-
pública Argentina.
Entre 1870 y 1873 William Morris Davis trabajó en el
Observatorio Nacional en Córdoba bajo la supervisión de
Benjamín A. Gould. Aunque, durante su permanencia en
Córdoba no publicó trabajos de índole geográfico o geo-
morfológico, seguramente el paisaje de las Sierras de Cór-
doba le aportó evidencias para su modelo sobre los “ciclos
de erosión” (1889), donde presenta un modelo deductivo y
teórico de la evolución del paisaje.
Desde la Academia Nacional de Ciencias surgieron los
primeros trabajos geomorfológicos específicos sobre las
Sierras de Córdoba. Wien (1882) realizó una descripción en
su trabajo “Die Sierra von Córdoba”; luego en 1911, Rovereto
publica “Studi di geomorfologia argentina: La Sierra de Cór-
doba”, que constituye el primer aporte específico al cono-
cimiento geomorfológico de este ambiente. Diez años des-
pués Oscar Schmieder presenta “Apuntes geomorfológicos de
la Sierra Grande de Córdoba” (1921) y Wolfgang Gross, en
su trabajo denominado: “Cuadro morfológico del Valle de Pu-
nilla” (1948), describe sistemas hidrográficos de las Sierras
de Córdoba y resume las teorías morfológicas más impor-
tantes y su significado para la interpretación orogénica de
las Sierras Pampeanas.
Roberto Beder (1853-1933) junto con Anselmo Wind-
hausen (1882-1932), continuaron la tarea de docencia e in-
vestigación de Schmieder. El primero, alumno de Víctor
Goldschmidt, llevó adelante importantes trabajos entre los
cuales se destaca La Sierra Norte de Córdoba (1932). An-
selmo Windhausen, quien contó entre sus profesores a Karl
von Zittel (1839-1904) y a Ferdinand von Richthofen (1833-
1905) entre otros, es recordado por su obra “Geología de la
Républica Argentina” (1929). Adolfo Döering, precursor de
las ideas de A. von Humboldt, describe las montañas de la
Provincia de Buenos Aires y establece la estratigrafía de los
alrededores de la ciudad de Córdoba, cuyos lineamientos
generales habían sido efectuados anteriormente por Flo-
rentino Ameghino (1885 y 1889).
Pablo Groeber llega en 1911 a la Sección Geología de la
Dirección General de Minas del Ministerio de Agricultura
de la Nación. En su condición de geólogo y geógrafo se po-
sicionó como el principal divulgador de las ideas de Walther
Penck en el ámbito local. Entre sus innumerables aportes
se destacan “Klimaschwankungen der jungsten geologische
Vergangenheit in Argentina” (1935), que trata los cambios cli-
máticos durante el pasado geológico más reciente de la Ar-
gentina, y “Esbozo de un mapa estructural de América del Sur”
(1946), en el cual señala las distintas estructuras en las dife-
rentes etapas de los movimientos andinos. Entre estas enti-
dades estructurales neocretácicas, terciarias y cuaternarias
hace referencia a las Sierras Pampeanas (Cioccale 1999b).
Joaquín Frenguelli (1946), en su trabajo “Las Grandes
unidades físicas del territorio Argentino”, establece las grandes
unidades geomorfológicas del país, las cuales prácticamente
no han sufrido modificaciones hasta el presente. El autor
designa a las Sierras de Córdoba y San Luis como el Grupo
Central de las Sierras Peripampásicas. Alfredo Castellanos
(1959), bajo el título de “Posibles desplazamientos morfológi-
cos en el pasado de las redes potamográficas en la llanura cor-
dobesa”, presenta un primer análisis de la evolución de las
redes fluviales durante el Neógeno. Los rasgos tectónicos
son analizados por primera vez por Pasotti y Castellanos
(1963) en: “El relieve de la llanura santafesino-cordobesa com-
prendida entre los 32° y 33°30´S y desde los 62°45´ W hasta
el río Paraná”, en base a observaciones geomorfológicas y
topográficas. Pasotti (1974) introduce la componente neo-
tectónica en el análisis estructural de la llanura. A partir de
mediados del siglo XX, la investigación geomorfológica en
Córdoba disminuye acentuadamente respecto a la realizada
a principios del siglo y se relega notoria y rápidamente de los
importantes avances producidos en el mundo. La publica-

ción de la “Geografía Física de Córdoba” editada por Vázquez
et al. (1979), cubrió un enorme vacío en la literatura geomor-
fológica de la Provincia de Córdoba (Capitanelli 1979a), in-
tegrando la información disponible hasta ese momento, aun-
que con una visión más fisiográfica que geomorfológica.
En los últimos cuarenta años son relativamente pocos
los autores que han llevado a cabo investigaciones estricta-
mente geomorfológicas en la Provincia de Córdoba y, entre
los trabajos más importantes, pueden citarse las siguientes
tesis doctorales: Sayago (1975), Beltramone (1996), Carig-
nano (1997a), Kröhling (1998), Cioccale (1999b), Herrero
(2000), Doffo (2007) y Degiovanni (2008). Otras tesis doc-
torales que, sin ser específicamente geomorfológicas, apor-
tan nuevos conocimientos en esta área son las de: Cantú
(1998), Sanabria (2000), Sacchi (2001), Blarasín (2003), Le-
comte (2006), Becker (2006), Sagripanti (2006), Brunetto
(2008a), Cabrera (2009) y Zanor (2009). También se destacan
las investigaciones relacionadas sobre la evolución de paisa-
jes antiguos en las Sierras de Córdoba donde Rabassa et al.
(1996), Carignano y Cioccale (1997), Carignano et al. (1999),
Rabassa et al. (2014) y Andreazzini y Degiovanni (2014) pro-
ponen la existencia de relieves relictos formados bajo dife-
rentes condiciones climáticas a partir del Mesozoico.
Antecedentes sobre el estudio de la evolución geomorfoló-
gica de las Sierras Pampeanas de Córdoba: Las cuasi plani-
cies que coronan gran parte de los cordones montañosos de
las Sierras Pampeanas han atraído la atención de casi todos
los geólogos y naturalistas europeos que trabajaron en la re-
gión a partir de mediados del siglo XIX. Pero, a pesar de ese
interés, se realizaron muy pocas investigaciones geomorfo-
lógicas orientadas a determinar su origen y evolución. Aque-
llas semiplanicies, que están distribuidas en forma escalo-
nada a diferentes alturas, fueron consideradas por unanimi-
dad como superficies de erosión, aunque sin especificar cla-
ramente su génesis, la cual quedaba implícita en el vago con-
cepto de denudación subaérea. La edad de estas superficies
generó la mayor discrepancia pues, aunque algunos investi-
gadores las consideraron diferentes y de distintas edades, la
mayoría creyó más acertado pensar en una sola superficie,
fragmentada y elevada diferencialmente por causas tectóni-
cas, pero sin coincidir en el intervalo de su desarrollo. El in-
suficiente registro sedimentario asociado con las superficies
y la gran dificultad para establecer su cronología, debido a
la escasez o ausencia de fósiles, la dispersión de los aflora-
mientos y la interferencia tectónica, favorecieron aquella
situación.
El modelo más aceptado por mucho tiempo se puede
sintetizar de la siguiente manera: todas las superficies semi-
planas que se observan en las cumbres o los flancos de las
Sierras Pampeanas corresponden a una peneplanicie (en el
sentido de Davis 1889, 1909) paleozoica superior-terciaria,
dislocada y, en gran medida, exhumada a partir de la eleva-
ción de las Sierras Pampeanas, causada por la deformación
andina del Mioceno-Plioceno.
Desde la reformulación del modelo geomorfológico de
las áreas cratónicas de la Argentina, impulsado por Raba-
ssa et al. (1995, 1996, 1997, 2010) y Carignano et al. (1999),
basado en la adaptación de las teorías de Penck (1924) y King
(1950, 1956, 1963), Carignano et al. (1999) demuestran que
no puede aceptarse la idea de una única superficie de erosión
pre-cenozoica y que las formas descriptas permiten plantear
un nuevo modelo de la geomorfología de la sierra donde los
elementos preandinos son los que han modelado el paisaje
desde, por lo menos, comienzos del Mesozoico.
Desarrollo de las ideas sobre la evolución de las paleosu-
perficies de las Sierras de Córdoba: Stelzner (1885), Brac-
kebusch (1879, 1880, 1891) y Bodenbender (1890, 1905, 1907,
1911) construyeron los primeros esquemas estratigráficos de
las Sierras Pampeanas y destacaron la llamativa regularidad
en las cumbres de sus montañas a las que, en algunos casos,
consideraron como altiplanicies (Carignano et al. 1999).
Cuando Bodenbender (1905, 1911) señaló que el levanta-
miento de las Sierras Pampeanas se produjo por los movi-
mientos Andinos en tiempos terciarios, sienta las bases de
la interpretación y correlación regional que se caracterizó,
principalmente, por la extrapolación de las observaciones
hechas en la cordillera y sierras vecinas hacia el resto del país
(Carignano et al. 1999). Esto condicionó, hasta el presente,
la interpretación geomorfológica de las Sierras Pampeanas.
Rovereto (1911) realizó el primer trabajo geomorfoló-
gico del país, dedicando un capítulo de su obra a las Sierras
de Córdoba, definiéndolas allí como “una gigantesca masa
residual de una montaña paleozoica”. Este autor, además,
consideró que las semiplanicies de las sierras corresponden
a cuatro diferentes superficies de erosión que denominó
“peneplanicies” (aunque no lo menciona, se puede entrever
la influencia de los conceptos de Davis); las tres primeras
desarrolladas durante el Paleozoico y la tercera durante el
Mesozoico (precretácica). Rovereto (1911) reconoció en las
Sierras de Córdoba un entrecruzamiento de los estilos es-
tructurales Andino y Uruguayano-Brasiliano, y destacó que
la historia geológica de estas sierras fue casi idéntica a la de
753

la región sudoeste del Brasil (Carignano et al. 1999). Asi-
mismo fue el primero en asignar edad cretácica a las secuen-
cias sedimentarias que afloran al este de las Sierras de Cór-
doba; ésta observación no fue considerada por sus pares,
por lo que perduró la idea de una edad permo-triásica (Bo-
denbender 1905, 1929; Pastore 1932; Bain Larrahona 1940),
hasta que se confirmara la edad cretácica mediante datacio-
nes radimétricas sobre basaltos (Gordillo y Lencinas 1967).
Las observaciones y deducciones de Rovereto prácticamente
fueron ignoradas por sus contemporáneos (Carignano et al.
1999), quienes continuaron con la costumbre de regionalizar
la geología andina. Así Gerth (1914, 1927), Rassmuss (1916),
Beder (1916) y Rimann (1926) reconocieron en distintas
zonas de las Sierras Pampeanas una sola superficie de ero-
sión formada entre el Paleozoico superior y el Cretácico
(predominando la edad permo-carbonífera). Gerth (1914)
propuso, además, que la mencionada superficie de erosión
permo-carbonífera estaría exhumada.
La segunda investigación netamente geomorfológica que
se conoce de la región, es la realizada por Schmieder (1921)
quien, influenciado por los trabajos de sus compatriotas, ra-
tificó la hipótesis de una sola superficie paleozoica desmem-
brada y ascendida durante los movimientos andinos (Ca-
rignano et al. 1999). A pesar de ello, este autor describió de-
talladamente los restos de la superficie, destacando la pre-
sencia de “inselbergs” en el remanente ubicado a mayor altura
(Pampa de Achala). En este trabajo se presentó el primer
mapa geomorfológico de la región, complementado por per-
files transversales, donde el autor cartografió los restos de la
superficie de acuerdo a su posición topográfica y caracterís-
ticas (las unidades coinciden notablemente con las descrip-
tas por Rovereto, 1911). Schmieder (1921) subrayó que él se
refería a la “superficie de erosión” en el sentido de la Rumpf-
fläche de los geólogos alemanes (término que no tiene sig-
nificación genética; Gross 1948) pero, en la versión caste-
llana del trabajo esa palabra fue reemplazada por “penepla-
nicie” con la expresa aclaración de que no corresponde al tér-
mino (ni al concepto genético) acuñado por Davis (1889,
1909). Posiblemente al carecer de una palabra castellana
adecuada para Rumpffläche, e influenciados por la literatura
americana, los traductores utilizaron equivocadamente el
término peneplanicie. Este grave error, que también se de-
tecta en los trabajos de Rimann (1926) y Gerth (1927), con-
dicionó la posterior interpretación de la literatura generada
por los geólogos alemanes y derivó en el desacuerdo sobre
el origen de las geoformas de las Sierras Pampeanas (Carig-
nano et al.1999).
En 1924 Walther Penck publicó su teoría sobre la evo-
lución y el modelado geomorfológico del relieve terrestre,
que fue concebida principalmente en la Argentina (Gross
1948) cuando este geólogo trabajó en la parte noroeste de las
Sierras Pampeanas (Penck 1914, 1920). A partir de las obser-
vaciones realizadas allí, Penck (1924) postula la existencia
de cuatro superficies de erosión generadas por el retroceso
paralelo de las pendientes, cada una con sus características
distintivas y edades diferentes, descartando la existencia de
una sola superficie de aplanamiento. Todas las deducciones
de este autor se fundan en una cuidadosa reconstrucción
geomorfológica apoyada en un exhaustivo control estrati-
gráfico y estructural.
El primer cuarto del Siglo XX se caracterizó por el desa-
rrollo de importantes teorías geológicas y geomorfológicas,
como las expuestas más arriba o como la hipótesis sobre la
conexión entre las Sierras Pampeanas, las Sierras de Buenos
Aires, el macizo Uruguayo-Brasilero y Sudáfrica (Frengue-
lli 1921), originada en los aportes de Bodenbender (1895,
1911), Walther (1912) y Keidel (1916, 1922) y que posterior-
mente fuera demostrada por Du Toit y Reed (1927). Con-
trariamente, en los siguientes años es notoria la carencia de
nuevas ideas geomorfológicas e, incluso, se produce un retro-
ceso en la investigación geomorfológica respecto a las épo-
cas anteriores (Carignano et al.1999). Así, cayeron en el olvi-
do los importantes conceptos de Rovereto y Penck, a pesar
de los esfuerzos realizados por Gross (1948) para reflotar las
ideas del último y dejar claramente establecido que la mayo-
ría de las superficies no son restos de una peneplanicie pale-
ozoica exhumada, como ya lo había demostrado Freiberg
(1932) en Brasil. De esta manera, se afirmó la creencia sobre
la existencia de una sola superficie de erosión, comúnmente
denominada peneplanicie, sin una clara concepción genética
producto de la mezcla entre la influencia de la literatura local
(generada por los geólogos alemanes) y el amplio predomi-
nio mundial de la concepción davisiana sobre la evolución
del relieve terrestre (Carignano et al. 1999). Un claro ejemplo
de esa situación se detecta en el trabajo de Schlagintweit
(1954), quién prefirió evitar las connotaciones del término
peneplanicie para referirse a la “semillanura original cohe-
rente” que observó en las Sierras de Córdoba, reconoció
“monadnocks” en los cerros que sobresalen de ella, destacó
el trabajo de Gross (1948) y recomendó la lectura de King
(1950).
De esa forma se generó el caos en la interpretación ge-
nética y temporal de las superficies que persiste hasta el pre-
sente (Carignano et al. 1999); el cual se resume en los traba-

755
jos de algunos autores que en la región primero describie-
ron pedimentos (González Díaz 1974) y, posteriormente
adhiriendo a los conceptos davisianos, concibieron a las su-
perficies de erosión como partes de una sola peneplanicie
regional paleozoica-terciaria, formada por un prolongado
ciclo fluvial (González Díaz 1981). Otros, consideraron a “la
primitiva planicie” como una peneplanicie formada por me-
teorización física y escurrimiento mantiforme bajo clima
semiárido, sin descartar un origen por meteorización quí-
mica bajo un clima tropical o subtropical. Jordan et al. (1989)
intentaron demostrar, mediante datos termocronométricos,
que la peneplanicie (en el sentido de Fairbridge y Finkl 1980)
es una superficie poligenética (pues la región pasó por una
variedad de climas y regímenes tectónicos) y diacrónica por
un intervalo de 400 Ma. Rabassa et al. (1995, 1996), Carig-
nano et al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014), realizan una
revisión de la geomorfología de las áreas cratónicas de la
Argentina basados en las teorías de Walther Penck (1924) y
Lester C. King (1950, 1956, 1963, 1967) sobre la evolución
del relieve como marco conceptual y la metodología desa-
rrollada por Partridge y Maud (1987) para el estudio de su-
perficies de erosión equivalentes ubicadas en Sudáfrica.
Ellos proponen un nuevo modelo que considera la existencia
de varias superficies, con relieves característicos, y edades
diferentes, mayormente generadas durante el Mesozoico
(Rabassa et al. 1995, 1996; Zárate et al. 1995).
MARCO GEOMORFOLÓGICO REGIONAL
La Provincia de Córdoba está localizada en la región
central de la Argentina, entre 29°30’S y 35°00’S y entre 61°50’
O y 65°50’O (Fig. 1). Sintéticamente se compone de dos re-
giones geomorfológicas de primer orden: la zona de monta-
ñas y las grandes llanuras (sensu Iriondo 1989a, 1990a y b).
La primera abarca la zona oriental de la provincia geomor-
fológica de Sierras Pampeanas y comprende cinco unidades
mayores (Fig. 2): Sierra Norte, Sierras Chicas-Las Peñas,
Sierras Grandes-Comechingones, Sierras de Pocho-Guasa-
pampa y Valles estructurales. Esta provincia comprende ade-
más las grandes cuencas intermontanas como el Bolsón de
las Salinas Grandes y de Ambargasta, correspondiente a una
extensa área elongada N-S y con relieve escaso. Las planicies
de la Provincia de Córdoba son parte del sector sudocciden-
tal de la gran provincia geomorfológica de la Llanura Cha-
copampeana, que a su vez se divide en tres grandes regiones
naturales a partir de sus características morfosedimentarias:
Chaco, Pampa Norte y Pampa Sur (Fig. 1), de acuerdo con
la clasificación de Iriondo (2010). Cuatro ambientes geo-
morfológicos mayores se diferencian en la llanura cordo-
besa (Fig. 2): Depresión de la Laguna de Mar Chiquita, Pla-
nicie fluvioeólica central, Planicie arenosa eólica del sur y
Ambientes pedemontanos.
Provincia geomorfológica Sierras Pampeanas
Las Sierras Pampeanas se extienden en un amplio sector
del centro-oeste de la Argentina conformando el antepaís
andino central (Fig. 1). Esta región del cinturón andino es
conocida como antepaís fragmentado (“broken foreland” de
Jordan y Allmendinger 1986; Jordan 1995), ya que muestra
altos de basamento emergentes que desarrollan un patrón
morfológico limitando valles intermontanos (Dávila et al.
2005). Las Sierras Pampeanas de Córdoba se encuentran
ubicadas en la región distal del antepaís andino que se desa-
rrolla sobre la faja de subducción de bajo ángulo (Barazangi
e Isacks 1976; Jordan et al. 1983) entre los 27°–33° S. Su his-
toria de alzamiento cenozoico y exhumación habría sido
lenta y de escasa magnitud (Jordan et al. 1989, Carignano et
al. 1999, Dávila et al. 2005) y en ellas aún se pueden recono-
cer remanentes de geoformas precenozoicas (Carignano et
al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014; Rabassa, 2010). Esta re-
gión está formada casi enteramente por un conjunto de sie-
rras elongadas en sentido general N-S, limitadas por fallas
inversas de alto ángulo (> 50–60°; Costa 1996, 1999, 2000;
Costa y Vita-Finzi 1996), en algunos casos doble vergentes
(Cristallini et al. 2004), que exponen basamento ígneo-me-
tamórfico en su núcleo, y que comparten características tanto
morfoestructurales, como tectónicas y litoestratigráficas.
Ese núcleo de las sierras está constituido por un macizo ne-
oproterozoico-paleozoico inferior, fracturado y elevado en
diferentes bloques, que están separados por amplias depre-
siones intermontanas (González Bonorino 1950; Cuerda
1973; Gordillo y Lencinas 1979) las que conforman cuencas,
en su mayoría de edad neógena (Dávila et al. 2005).
Se pueden considerar como un macizo antiguo situado
entre dos grandes ambientes geológicos y geomorfológicos
contrapuestos: el macizo uruguayo-brasilero al oriente y el
sistema andino al occidente. Esta situación intermedia le
confiere características particulares donde conviven elemen-
tos del ambiente cratónico y elementos correspondientes a
estructuras modernas que responden a la dinámica andina
y condicionan el desarrollo de las cuencas o bolsones.
Las Sierras Pampeanas, desde el Paleozoico Superior tu-
vieron una prolongada y compleja evolución geomorfoló-
gica caracterizada principalmente por la alternancia de ex-

tensos períodos de estabilidad, con exposición de la roca a
los agentes de meteorización, y eventos de “actividad tectó-
nica”, con la subsecuente activación de los procesos de ero-
sión. El resultado es un paisaje de bloques de basamento ele-
vados y basculados tectónicamente que están truncados por
restos de antiguas superficies de aplanamiento y erosión que
tienen diferentes orígenes y edades pre-Miocenas (Carig-
nano et al. 1999; Rabassa et al. 2010, 2014); muchas veces co-
ronadas por remanentes de profundos perfiles de meteori-
zación (Rabassa et al. 1996, 2010, 2014; Carignano et al.
1999). Por ello sus principales características geomorfoló-
gicas están relacionadas con su origen fundamentalmente
estructural-denudacional (Meijerink 1988) dado el contexto
de elemento positivo que tuvo la región a lo largo de casi toda
su historia geológica donde, en consecuencia, los procesos
erosivos predominaron sobre los depositacionales; confor-
mando un complejo paisaje dominado por antiguas superfi-
cies de erosión paleozoicas, mesozoicas y paleógenas labra-
das sobre bloques de basamento (Rabassa et al. 1996, 2010,
2014; Carignano et al. 1999), que durante el Neógeno fueron
elevadas y basculadas tectónicamente, con la subsiguiente
erosión (González Bonorino 1950; Cuerda 1973; Gordillo y
Lencinas 1979).
Provincia geomorfológica Llanura Chacopampeana
La llanura Chacopampeana es una extensa unidad geo-
morfológica mayor (en Córdoba comprende una superficie
de más de 100.000 km2
) que se extiende desde Bolivia y Pa-
raguay hacia el sur, abarcando el centro-este de la Argentina
y limita al oeste con las Provincias Sierras Subandinas y Sie-
rras Pampeanas (Fig. 1), al sur de éstas continúa por debajo
de la cota de 250 m hasta el río Colorado, al sudeste limita
con las sierras de La Ventana y Tandil y al este con el litoral
Atlántico. Constituye una extensa cuenca distal del antepaís
andino, en especial de las Sierras Pampeanas y Subandinas
(Ramos 1999), cuya sedimentación cenozoica se destaca por
el predominio de depósitos distales de sistemas fluviales y
aluviales efímeros y depósitos eólicos, mayormente loéssicos,
siendo el lugar de tránsito de esos sedimentos hacia la plata-
forma y talud continental atlánticos (Chebli et al. 1999).
El Chaco argentino está constituido por unos pocos
mega-abanicos aluviales que nacen en las Sierras Subandi-
nas: los abanicos de los ríos Pilcomayo y Bermejo, corres-
pondientes a la cuenca del Paraná, y el mega-abanico del
Salado del Norte, del que son parte los sistemas del Saladillo
y del Dulce, pero que desaguan en la laguna Mar Chiquita
(Chebli et al. 1999; Iriondo 2010). El sector lindante con las
Sierras Pampeanas replica ese modelo en menor escala, re-
conociéndose cinco grandes abanicos aluviales generados
por los ríos mayores que drenan las Sierras Pampeanas
Orientales en dirección a la llanura (Suquía, Xanaes, Ctala-
mochita, Chocancharava y Popopis), y abanicos más peque-
ños asociados a cursos de menor jerarquía. Estos sistemas
fluviales, en especial sus partes distales, han sido modifica-
dos por acción eólica durante los períodos glaciales, lo que
favoreció la formación de las llanuras de loess (Ramos 1999).
La llanura pampeana está dominada por depósitos eóli-
cos pleistocenos y holocenos que conforman un potente
manto que cubre la mayor parte de su superficie. Estos de-
pósitos fueron agrupados por Iriondo (Iriondo 1990a, b y c,
1997) en una gran unidad geomorfológica denominada
Sistema Eólico Pampeano, que se compone de un núcleo de
sedimentos arenosos denominado Mar de Arena Pampeano
y de una extensa Faja Periférica Loéssica (Iriondo 1990a, b
y c; Iriondo y Kröhling, 1996), en transición lateral hacia so-
tavento en el patrón depositacional. El contacto entre ambos
se ubica en la zona donde convergen las provincias de Cór-
doba, Santa Fe y Buenos Aires con un rumbo aproximado
NNO-SSE, siguiendo el alineamiento de las ciudades de Río
Cuarto, Venado Tuerto y hasta Junín (Iriondo y Kröhling,
1995, 2007).
En las últimas etapas del Pleistoceno, toda la región su-
frió una secuencia de episodios áridos y húmedos (Cantú y
Degiovanni 1984, Carignano 1996, 1997a y b, 1999, Iriondo
1981, Iriondo y Kröhling 1996, 2007) que condicionaron la
dinámica geomorfológica y, por consiguiente, los rasgos
morfológicos que destacan a esta llanura. El paisaje actual
resulta fundamentalmente de la influencia del período hú-
medo correspondiente al Estadio Isotópico de Oxígeno
(EIO) 3 (64–36 ka), en el que se labró la red fluvial actual de
llanura (Iriondo y Kröhling 2007), y de la actividad eólica
durante los episodios secos del Pleistoceno tardío (ca. 30–1
ka) y del Holoceno tardío (3,5–1,4 ka), destacándose la ge-
neración de un manto de loess (Último Máximo Glacial -
UMG-, 24–18 ka) que suavizó las formas menores del paisaje
(elementos estructurales, fluviales y eólicos), el desarrollo
de campos de dunas (mayormente longitudinales y parabó-
licas) y la generación de numerosas cubetas de deflación, la
mayoría de ellas actualmente ocupadas por lagunas.
Desde el Plioceno, la región está controlada por defor-
maciones neotectónicas originadas en esfuerzos compresi-
vos (Brunetto e Iriondo 2007) que se han propagado incluso
hasta su borde atlántico (Chebli et al. 1999). Ello influye sig-
nificativamente en la configuración general del drenaje y en

757
la dinámica hidrogeológica a través de la formación de altos
estructurales (Lomas de Otumpa, Bloque de San Guillermo,
Alto de Levalle, etc.) y de depresiones tectónicas (Mar Chi-
quita, Curapaligüe-Saladillo, Tigre Muerto, etc.).
Gran parte de la Provincia de Córdoba abarca parte de la
Pampa y su geografía está caracterizada por la presencia de
tres grandes ambientes: al norte y noreste la Depresión de
Mar Chiquita, al centro la Planicie Fluvioeólica Central
(Carignano 1996, 1997a, 1999) formada por los extensos
abanicos aluviales de los ríos Suquía, Xanaes, Ctalamochita
y Chocancharava (Cantú y Degiovanni 1984; Ferpozzi 1988;
Carignano 1996, 1997a, 1999) y al sur y sudeste la Planicie
Eólica Arenosa del Sur (Carignano 1996, 1997a, 1999) que
constituye el extremo norte del Mar de Arena Pampeano
(Iriondo 1990a, b y c; Iriondo et al. 2011).
PRINCIPALES UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS DE
LA PROVINCIA
Las Sierras Pampeanas de Córdoba
La región serrana del territorio de Córdoba, que se ex-
tiende entre los 29°00’S y 33°30’S, y los 63°10’O y 65°30’O
(Fig. 2), forma parte del sudeste de las Sierras Pampeanas.
Conforma una unidad larga y estrecha de 430 km de longi-
tud y 130 km en su parte más ancha, abarcando una super-
ficie de 35.000 km2
(Mercado y Moore 1997). Está compuesta
por bloques de basamento fallados y basculados hacia el este,
presentando una morfología asimétrica con laderas orienta-
les tendidas y occidentales escarpadas (Gordillo y Lencinas
1979) cuyos extremos altitudinales van de los 550 a los 2.790
m s.n.m. (Capitanelli 1979a). Estos bloques están separados
por valles estructurales, cuyos ejemplos más sobresalientes
son los valles de Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre
para la depresión periférica de Capitanelli 1979a), Deán
Funes, Ischilín, Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla,
Los Reartes, Calamuchita, La Cruz, San Carlos, Guasapampa,
Pampa de Pocho, San Alberto y Conlara (Figs. 2 y 3).
Orográficamente las sierras de Córdoba pueden ser di-
vididas en cuatro cordones meridianos principales: Sierra
Norte-Ambargasta, Sierra Chica-Las Peñas, Sierras Gran-
des-Comechingones y Sierras de Pocho-Guasapampa (Figs.
2 y 3). Todos estos cordones serranos tienen la típica morfo-
logía asimétrica de las Sierras Pampeanas, presentando una
ladera occidental corta y abrupta, caracterizada por la es-
carpa de falla que representa al frente de levantamiento an-
dino de los bloques y una ladera oriental con mayor exten-
sión areal y menor gradiente topográfico (Fig. 3). Una excep-
ción a este esquema de basculación es el caso de las sierras
de La Higuerita y Nono donde la escarpa se ubica en la ver-
tiente oriental.
Las escarpas de fallas que limitan estos cordones serranos
se caracterizan por sus elevadas pendientes, los que tienen
origen en las fallas inversas que elevan a las sierras y presen-
tan las máximas alturas en la parte central, disminuyendo
progresivamente los resaltos hacia los extremos. En general
se encuentran disectadas por ríos y torrentes que generan en
su frente espolones y formas triangulares (similares a un fa-
cetado trapezoidal o triangular), con algunas acumulaciones
de pie de talud en las partes bajas. Se prefiere el calificativo
de “formas triangulares” para estas geoformas, ya que su
origen se aparta de las relaciones genéticas implícitas en el
desarrollo de una faceta triangular, esto es la coincidencia
aproximada de la geoforma con el o los planos de falla res-
ponsables del movimiento. Esta situación no es factible en el
caso de fallas inversas, por lo que la denominación de
“forma triangular” reviste un carácter estrictamente descrip-
tivo (Costa 1996).
En el flanco oriental (estructural) de estas sierras se en-
cuentran restos de superficies de erosión (Fig. 3), cuya posi-
ción queda evidenciada por la regular alineación en las cimas
de cerros y lomas que, por lo general, tienen una inclinación
al este de 8 a 12°. Estas superficies poseen una notoria uni-
formidad morfológica y generalmente se sitúan en las áreas
cumbrales de las sierras (Carignano et al. 1999; Cioccale
1999b); distinguiéndose por su morfología característica de
cuasi planicies (Fig. 3) muy condicionadas por el sustrato
rocoso (Carignano et al.1999; Cioccale 1999b; Degiovanni
y Andreazzini 2013; Andreazzini y Degiovanni 2014). Están
integradas por un mosaico de relieves que van desde plani-
cies onduladas (pampas) a colinas y lomas con laderas con-
vexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas, sepa-
radas por amplios valles de fondo plano. Estas paleosuper-
ficies, que se localizan a diferentes alturas sobre las laderas
orientales de los cordones serranos, están parcialmente cu-
biertas por coluvios y sedimentos cretácicos, terciarios o
cuaternarios, especialmente preservados en antiguos valles
labrados sobre las rocas del basamento. Las situadas a mayor
altura como Pampa de Achala, Pampa de San Luis y secto-
res cumbrales de la Sierra de Comechingones (1.700–2.200
m s.n.m.) prácticamente carecen de cubierta sedimentaria,
excepto unas aisladas y delgadas acumulaciones de materia-
les loessoides y coluviales con espesores promedio menores
a los 3 m. En Atum Pampa y Athos Pampa (1.000–1.100 m
s.n.m.), como asimismo en Pampa de Olaen (1.000–1.300 m

Figura 3: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Córdoba. SN= Sierra Norte. SG= Sierras Grandes. SCo= Sierra
de Comechingones. SCh= Sierras Chicas. SP= Sierra de Pocho. Gu= Sierra de Guasapampa. VP= Complejo Volcánico de Pocho. ep= Elevación Pampeana.
db= Dorsal de Las Bajadas. su= Faja fluvial del río Suquía (Primero). xa= Faja fluvial del río Xanaes (Segundo). ct= Faja fluvial del Río Ctalamochita (Tercero).
1) Inselbergs cretácicos de Sauce Puncu. 2) Paleovalle glacial carbonífero de Tasa Cuna. a) Valle de San Alberto. b) Valle de San Marcos Sierra. c) Valle de
Deán Funes. d) Valle del río Conlara. e) Valle de Charbonier. f) Valle de Punilla. g) Valle de Los Reartes. h) Valle de Calamuchita. i) Valle de La Cruz. j) Valle
de Quilpo. k) Valle de Guasapampa. l) Valle de San Carlos. m) Pampa de Pocho. n) Valle de Avellaneda. o) Valle Estructural Alta Gracia-San Agustín. @= Me-
gadeslizamiento del Cerro Uritorco. #= Megadeslizamiento del Valle de San Alberto. Perfil geológico-geomorfológico (Modificado de: Carignano et al. 1999).

s.n.m.), de Pocho (1.000–1.150 m s.n.m.), Superficie Cum-
bral de Sierra Chica (1.100–1250 m s.n.m.) y en Sierra Norte-
Ambargasta (600–900 m s.n.m.), se han acumulado sedi-
mentos neógenos de consideración (Capitanelli 1979a; Ca-
rignano y Úngaro 1988c; Manzur 1995; Carignano et al. 1999;
Tauber y Goya 2006; Córdoba et al. 2005; Tauber et al. 2008;
Krapovickas y Tauber 2012a,b; Andreazzini et al. 2012,
2014). La característica dominante de estos depósitos cum-
brales es que, aún con espesores diferentes, su disposición,
extensión y morfología están relacionadas a las formas del
basamento, que a su vez está fuertemente condicionada por
las estructuras. Se ha podido comprobar que la distribución
de los depósitos cumbrales no es homogénea, tanto en espe-
sor como en su disposición areal y altitudinal. La acumula-
ción se produce en aquellos sitios que cuentan con caracte-
rísticas particulares: áreas cumbrales relativamente planas a
cóncavas, limitadas por bordes elevados.
Las paleosuperficies de mayor altura corresponden a un
etchplain, originado principalmente por meteorización quí-
mica bajo condiciones ambientales posiblemente cálidas y
húmedas durante el intervalo Triásico tardío-Jurásico medio
(Carignano et al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010,
2014). Un etchplain es una paleosuperficie de aplanamiento
de gran extensión, asociada a zonas cratónicas, que no ma-
nifiesta relieves primarios de origen tectónico y corresponde
a un frente de meteorización regional desarrollado en con-
diciones tropicales o subtropicales, persistentes durante
mucho tiempo. El concepto fue introducido por Wayland
(1933) quien estudió superficies de erosión de este tipo en
Uganda.
Las paleosuperficies que se escalonan en torno al núcleo
de cada uno de los bloques mayores de las sierras (Fig. 3) son
el resultado de la acción de agentes de erosión relacionados
con climas semiáridos, fundamentalmente pedimentación,
y corresponden a un prolongado ciclo de denudación pro-
ducido durante el Jurásico tardío-Paleógeno (Carignano et
al. 1999; Cioccale 1999b; Rabassa et al. 2010, 2014).
Sierras Norte - Ambargasta: Es un cordón montañoso de
forma elongada en sentido NNE-SSO constituido por un
solo cuerpo de sierra, ubicado entre los 26°30’S - 30°40’S y
63°15’O - 65°25’O. Tiene una extensión aproximada de 6.550
km2
(165 km de longitud y 47 km de anchura media), una
altura máxima de 1.140 m s.n.m en su sector sudoeste, una
mínima de 350 m s.n.m. y una altura media inferior a los
900 m s.n.m., siendo la de menor altitud entre las Sierras
Pampeanas Orientales. Es un macizo muy regular en altitud
que presenta vastas áreas semiplanas en su parte superior
donde, aparentemente, el fallamiento cenozoico tiene es-
casa participación morfogenética. Una excepción es el ex-
tremo sur y sudoeste, donde se pueden reconocer serranías
con el típico perfil asimétrico (Sierras de Sauce Punco y Or-
cosuni), con abruptas escarpas de falla muy erosionadas
(Carignano y Cioccale 2008).
La sierra es un bloque de basamento aplanado de pen-
dientes muy bajas y forma ligeramente convexa (lomo de
ballena), que pierde altura paulatinamente hasta desapare-
cer bajo la cubierta sedimentaria cenozoica que lo rodea. Está
coronada por extensas planicies escalonadas, labradas sobre
rocas graníticas, que ocupan casi el 85 % de su extensión. Las
planicies están formadas por amplias lomas y colinas homo-
géneas de basamento, con cumbres aplanadas, ligeramente
convexas y laderas suavemente convexas; entre las que se ex-
tiende un sistema de amplios valles de escasa profundidad
y pendientes reducidas. Cumbres y fondos de valles mantie-
nen una marcada regularidad de alturas, lo que permite re-
construir la posición de diferentes superficies subhorizonta-
les, separadas por escarpes discretos, de escasa altura, muy
disectados, con pendientes exiguas y trazas sinuosas. Las
superficies de erosión tienen diferentes grados de disección,
ubicándose las menos erosionadas en el interior de la sierra
Perfiles topográficos y modelos digitales del terreno
muestran claramente cuatro niveles de superficies, ubicados
aproximadamente entre 900–800, 750–600, 650–550 y 500–
350 m s.n.m. y dispuestos en forma aproximadamente con-
céntrica al núcleo de la sierra con una simetría en la grada-
ción (Carignano y Cioccale 2008). La regularidad en la dis-
tribución de las superficies y el sucesivo escalonamiento
entre éstas indicaría, como se ha demostrado en Sudáfrica
(King 1949; Partridge y Maud 1987), Brasil (Bigarella y
Ab’Saber 1964; Ab´Saber 1969; Kröhling et al. 2014) y Aus-
tralia (Twidale 1968, 1982, 2007), un origen común para
cada nivel y edades de formación decrecientes desde el nivel
alto hacia el bajo. Esto se ha podido confirmar por la indu-
dable vinculación entre sedimentos y superficies (Carig-
nano y Cioccale 2008).
Areniscas y conglomerados carbonífero-pérmicos de la
Formación La Puerta y Co. Colorado, que permanecen como
relictos del relleno de un paleorrelieve carbonífero, son cor-
tados por la superficie más elevada y de menor extensión
(zona de Ea. La Lidia y Cerro Colorado), que se interpreta
como la más antigua. La segunda y tercera superficies (las
más extensas) en lugares como Sauce Punco, La Lidia, Ca-
759

miniaga, Estancia Pozo del Algarrobo, Simbol Huasi y Co.
Negro, aparecen cubiertas por brechas y fanglomerados cre-
tácicos (segundo nivel) o por conglomerados y areniscas
cretácicos (tercer nivel). Finalmente, la cuarta superficie, que
aparece sólo en el contorno externo de Sierra Norte, está cu-
bierta por la Formación Saguión (Mioceno) y un calcreta de
origen pedogenético muy potente (Mioceno tardío) que se
desarrolla exclusivamente sobre ésta y el basamento donde
está labrada dicha superficie.
En el primer y segundo nivel de superficies se han pre-
servado extensos remanentes de perfiles de meteorización,
en los que se observa la roca completamente transformada
en un regolito granítico (grus) que contiene grandes rocas
núcleos (corestones) in situ, y de los que emergen enormes
inselbergs con forma de domos. Esto permite interpretar que
esas superficies habrían sido originadas por un proceso de
meteorización regional con posterior remoción de la parte
superior del manto de meteorización resultante (Etchplain).
Estos perfiles de meteorización han sido observados ya-
ciendo bajo conglomerados cretácicos, por lo que se consi-
dera que habrían sido originados previamente al rifting cre-
tácico y, seguramente, con posterioridad al Pérmico, puesto
que areniscas de las formaciones La Puerta y Cerro Colorado,
en sus niveles superiores, presentan una importante silici-
ficación, consecuencia de la movilización de sílice de los per-
files de meteorización mencionados (Carignano y Cioccale
2008); al igual que el color rojo sobreimpuesto al gris blan-
quecino original de dichas formaciones, causado por impreg-
nación de la roca con fluidos ricos en óxidos de Fe (en mu-
chos sitios la roca tiene un moteado característico debido a
la circulación preferencial de estos fluidos por estructuras
sedimentarias).
Vínculos y relaciones de yacencia entre superficies y se-
dimentos asociados confirman que, al menos una parte im-
portante de ellas (los sectores más elevados de cada nivel),
no habrían sido cubiertas nunca y habrían permanecido ex-
puestas desde el momento de su formación. Estos paisajes
relícticos ocupan el sector centro-norte de la sierra desde
algo al sur de San Pedro hasta su extremo septentrional
En la sierra de Sauce Punco se identificaron geoformas
que, sin dudas, son exhumadas; observándose allí una ali-
neación de cerros cónicos (Fig. 3), completamente rodeados
por dos secuencias superpuestas de sedimentos cretácicos;
cubriendo una brecha de granitos locales el tercio inferior
de estos cerrillos; mientras que fanglomerados polimícti-
cos (constituidos por rocas exclusivas del sector norte de Sie-
rra Norte) e intercalados con areniscas, envuelven su parte
media y superior (Carignano y Cioccale 2008). Los cerrillos
tienen la típica forma de inselbergs aislados de un frente de
montaña en retroceso y están ubicados en la desemboca-
dura de un paleovalle que hacia su cabecera se integra con
las paleosuperficies 2ª y 3ª (sur de San Pedro). Estos paisajes
exhumados están vinculados al proceso de inversión tectó-
nica ocasionado por la orogenia andina sobre las estructuras
extensionales generadas durante el rifting cretácico, según
el modelo de Schmidt et al. (1995).
Sierra Norte sería un antiguo horst que habría permane-
cido elevado desde principios del Mesozoico (durante el cual
sufrió la tectónica distensiva cretácica) y que en el Cenozoico
fue afectado sólo en sus bordes por la tectónica compresiva
andina.
Sierras Grandes - Comechingones: El sector central de las
Sierras de Córdoba está constituido por un macizo monta-
ñoso de forma alargada en sentido submeridional consti-
tuido por un núcleo central (Sierra Grande o de Achala) que
se segmenta en varias sierras; recibiendo en el sur el nombre
de Sierra de Comechingones, mientras que hacia el norte
se diferencian dos ramas menores: Cumbres de Gaspar (al
oeste) y Cumbres del Perchel-Sierra de Cuniputu (al este).
Estas dos últimas flanquean el cuerpo principal de la sierra
que gradualmente pierde altura hacia el norte siendo cu-
bierta por los sedimentos del Bolsón de las Salinas Grandes.
El conjunto de Sierras Grandes-Comechingones está
ubicado entre los 30°40’S - 33°15’S y 64°25’O - 65°00’ O te-
niendo unos 280 km de longitud y 30–50 km de anchura,
con una altura máxima de 2.790 m s.n.m. (Cerro Champa-
quí), una mínima de 600 m s.n.m. y una altura media de
1.800 m s.n.m., siendo la de mayor altitud entre las Sierras
Pampeanas Orientales.
La Sierra Grande es una unidad morfoestructural muy
particular en el entorno de las Sierras de Córdoba: un macizo
limitado al oriente y occidente por un conjunto de fallas in-
versas buzantes hacia el oeste y este, respectivamente (Figs. 2
y 3), que en su zona central produce un escalonamiento, más
o menos simétrico, de bloques de basamento progresiva-
mente más elevados hacia el centro de la unidad (Carignano
et al 1999 y citas alli contenidas). Estos bloques tienen una
suave inclinación al este y están truncados por superficies
de erosión (pampa de Achala, pampa de San Luis, pampa de
Olaen, Potrero de Gero, etc.). Al igual que Sierra Norte-Am-
bargasta, esta unidad sería un antiguo horst que habría per-
manecido elevado desde principios del Mesozoico (durante

el cual sufrió la tectónica distensiva cretácica), y que en el
Cenozoico fue afectado por la tectónica compresiva andina,
la cual lo ascendió y basculó hasta su posición actual (Ra-
bassa et al. 1996; Carignano et al. 1999).
El fallamiento cenozoico aquí tiene importante partici-
pación morfogenética, lo que se aprecia en el vigoroso en-
tallamiento actual del sistema fluvial y en el típico perfil asi-
métrico de las serranías que componen sus extremos sur y
norte (Comechingones, Gaspar, Perchel y Cuniputu). No
obstante ello, la Sierra Grande es un bloque de basamento
aplanado, levemente inclinado al este, de bajas pendientes y
forma ligeramente arqueada, coronado por extensas plani-
cies escalonadas, labradas sobre rocas graníticas y metamór-
ficas, que ocupan casi el 75 % de su extensión.
Estas planicies están formadas por amplias lomas y coli-
nas homogéneas de basamento, con cumbres aplanadas, li-
geramente convexas y laderas suavemente convexas; entre
las que se extiende un sistema de amplios valles. Cumbres y
fondos de valles mantienen una marcada regularidad de al-
turas, lo que permite reconstruir la posición de diferentes
superficies subhorizontales, que están separadas por escarpes
discretos y de escasa altura. Estas escarpas tienen bajas pen-
dientes y trazas sinuosas, encontrándose muy disectadas y,
en la zona norte, contornean los cursos principales de la red
de drenaje (Fig. 3). En la zona central esas superficies están
limitadas al este y oeste por escarpes muy abruptos, que for-
man frentes de 300 a 500 m de resalto. Por mucho tiempo,
esos escarpes fueron considerados escarpas de fallas, aun
cuando no se tuviera evidencia directa de fallas asociadas
con ellas. Actualmente se considera que son escarpes com-
puestos (erosivos y de falla) producto de la sobreimposición
de eventos morfogenéticos mesozoicos y cenozoicos (Ca-
rignano et al. 1999). Los dos escarpes más prominentes des-
cienden gradualmente desde el centro hacia el norte y sur y
se conectan con los escarpes que bordean la sierra por sus
extremos. El escarpe superior se localiza altitudinalmente
entre los 1.700 y 2.000 m s.n.m., y el inferior entre los 1.500
y 1.300 m s.n.m. Estos se encuentran disectados por grandes
quebradas transversales, algunas de las cuales son cabeceras
de las cuencas de los ríos más importantes de la provincia
(Fig. 3).
Los modelos digitales de terreno y los perfiles topográ-
ficos muestran cuatro niveles de superficies de erosión, ubi-
cados aproximadamente entre 2.200–1.800 m s.n.m., 1.700–
1.500 m s.n.m., 1.300–950 m s.n.m. y 800–600 m s.n.m., or-
denados en forma aproximadamente concéntrica al núcleo
de la sierra, con una simetría en la gradación, ubicándose los
menos erosionados en el interior de la sierra (Carignano et
al. 1999).
Sobre la parte más elevada de la Sierra Grande (Pampa
de Achala y sectores periféricos), entre los 2.200 y 1.900 m
s.n.m., se localiza el primer nivel y más antiguo: una planicie
regional, combada hacia los bordes (Fig. 3), que en su inte-
rior tiene valles muy amplios de fondo plano y poca profun-
didad. Allí, es notorio el poco encajamiento de la red de dre-
naje en los órdenes bajos, respecto de los órdenes altos que
se encuentran a la salida de esos valles, y que han excavado
profundamente al granito. Los amplios interfluvios se pre-
sentan como lomas de formas regulares, redondeadas y bajas,
con vertientes suaves y ligeramente convexas, donde se ob-
serva el predominio de una morfología abochada (apila-
miento de rocas núcleo) con cerros residuales tipo bornhardt
y muchas oquedades ocasionadas por desintegración de una
superficie de roca meteorizada. Es llamativa la regularidad
topográfica en esta superficie cumbral del granito y la con-
tinuidad que tiene hacia las áreas metamórficas vecinas (Figs.
4a y 4b). Toda la morfología señalada indica que esta super-
ficie podría ser un etchplain al igual que las paleosuperficies
más altas de Sierra Norte-Ambargasta.
Bordeando el núcleo de la sierra Grande, siempre en
una posición topográfica más baja que la Pampa de Achala
y el macizo del cerro Los Gigantes (aproximadamente entre
1.700–1.500 y 1.300–950 m s.n.m.), se ubican dos superficies
de erosión más jóvenes que la anterior (Carignano et al.
1999), que se encuentran escalonadas a su vez entre sí (Fig.
3), estando separadas por escarpes bien definidos con los que
se relacionan mediante una superficie más o menos cóncava.
Estas superficies poseen una notoria uniformidad morfoló-
gica, caracterizada por cerros y lomas elongados, con lade-
ras convexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas.
En las zonas centro y sur tienen vertientes rectilíneas o lige-
ramente convexas; mientras que en el área centro-norte, las
laderas presentan una convexidad más evidente e inclina-
ciones algo menores. Esta gran regularidad de las superfi-
cies, con frecuencia, es interrumpida por elevaciones rocosas
(Figs. 4a y 4b) correspondientes a rocas acastilladas (tors,
koppies castles) y montes islas (inselbergs, monadnocks sensu
King 1953, 1956).
En algunos sitios de las superficies mencionadas prece-
dentemente, se han preservado restos de importantes perfiles
de meteorización (Carignano et al. 1999). Al sur de la sierra
de Comechingones se encuentra el batolito de Cerro Áspero,
que en su borde sur presenta un relieve negativo respecto de
su encajonante metamórfico (Fig. 4c). Esto habría sido pro-
761

ducido por erosión diferencial entre ambas rocas, pues la su-
perficie de este plutón presenta numerosas evidencias mor-
fológicas de ser la raíz de un frente de meteorización que pe-
netró más profundamente en el granito. Según Carignano et
al. (1999) y Rabassa et al. (2010, 2014) estas superficies se-
rían pediplanicies -según los criterios establecidos por King
(1953)- que estarían separadas por escarpes generados por
erosión retrocedente hacia el interior del macizo montañoso
(retroceso por pedimentación), según las teorías de Penck
(1924) y King (1950, 1953, 1956). El origen de estos escarpes
retrocedentes estaría en las fallas normales generadas por el
rifting cretácico Renne et al. 1992. En algunos casos, dichos
escarpes están magnificados por la tectónica andina que
reactivó fallas ubicadas en su media ladera o generó nuevas
fracturas cerca de su base, ampliando el resalto original (Ca-
rignano et al. 1999). Un cuarto nivel de erosión más discreta
y de menor desarrollo se localiza en la periferia de la sierra
(entre 800–600 m s.n.m.).
Las características geomorfológicas descriptas preceden-
temente cambian un poco en la Sierra de Comechingones,
al sur de la latitud del cerro Champaquí. Esta sierra consti-
tuye el relieve más prominente en el sector sur del cordón
Sierra Grande-Comechingones y, a diferencia de la sierra
Grande, tiene un marcado perfil asimétrico, en el que se des-
Figura 4: Modelo digital de elevación del terreno mostrando el área central de las Sierras de Comechingones y su piedemonte oriental. A) Morfologías re-
siduales graníticas de la paleosuperficie cretácica del Cerro Aspero: al fondo monte isla (Inserlberg) y en primer plano, rocas acastilladas (Castle Koppies).
B) Paleosuperficie; posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre migmatitas. C) Vista general de las re-
laciones entre paleosuperficies. La más elevada es posiblemente parte del frente de meteorización (Etchplain) jurásico-cretácico desarrollado sobre mig-
matitas y la más deprimida, desarrollada sobre granito, el primer nivel de las paleosuperfices erosivas cretácicas.

taca como elemento morfológico dominante la gran escarpa
de falla occidental, coincidente con el frente de levantamiento
andino de la sierra. Sobre esa escarpa por disección fluvial
se han formado espolones muy notorios que, en la gran ma-
yoría de los casos, presentan interfluvios agudos con un re-
lieve relativo entre estos y el fondo de los valles bastante
significativo. Además, sobre esos espolones pueden recono-
cerse caras libres de fracturas subverticales, cuya exposición
es propiciada generalmente por desprendimientos gravita-
cionales. También es factible observar morfologías de as-
pecto triangular en la unión montaña-piedemonte, a seme-
janza de espolones facetados.
Sobre la ladera oriental se encuentran remanentes de las
mismas paleosuperficies de la Sierra Grande, sólo que aquí
están más inclinadas. El paisaje que predomina allí, guarda
bastante relación con lo ya descripto en el ámbito análogo
de la Sierra Grande. Las principales diferencias se relacionan
con un mayor gradiente de inclinación en el bloque de Co-
mechingones (la pendiente general del bloque alcanza en al-
gunos sectores 5°). Las superficies de erosión regional antes
mencionadas continúan sobre esta sierra, y su seguimiento
puede hacerse sin mayores complicaciones. Degiovanni y
Andreazzini (2013) y Andreazzini y Degiovanni (2014) des-
criben remanentes de superficies de erosión desarrolladas
sobre rocas graníticas del batolito Cerro Áspero (Sierra de
Comechingones) y sobre rocas metamórficas y miloníticas
presentes al norte y sur de este cuerpo intrusivo.
En las Sierras Grandes-Comechingones no hay sedimen-
tos paleozoicos, mesozoicos o paleógenos que se puedan aso-
ciar a las superficies; sólo se encuentran sedimentos neó-
genos sobreyaciendo al tercero y al cuarto nivel de paleosu-
perficies, y siempre restringidos a los bordes de la sierra. No
obstante ello se infiere una edad al menos cretácica para las
superficies segunda y tercera, pues diques basálticos datados
en 55 ± 2 Ma que se encuentran en el Río Guasta (Gordillo
y Lencinas 1979) están cortados por la 3a
superficie. Mientras
que dos edades Sm-Nd de 117 ± 26 Ma y 131 ± 22 Ma, fueron
obtenidas de fluoritas epitermales provenientes del batolito
Cerro Áspero (mina Bubú) y del batolito de Achala (mina
La Nueva), respectivamente (Galindo et al. 1997), que están
truncadas por las superficies de erosión 2a
y 3a
(Carignano
et al. 1999). Dado que se ha determinado una interacción
entre aguas meteóricas y los fluidos hidrotermales que die-
ron origen a esas mineralizaciones (Coniglio et al. 2000,
2004, 2010), se estima que ésta se produjo muy cerca de la
base del frente de meteorización jurásico-cretácico repre-
sentado por la paleosuperficie de Achala (Figs. 3 y 4). Löbens
et al. (2011), Bense et al. (2013, 2014), mediante termocro-
nología de baja temperatura demostraron que las sierras ya
estaban elevadas al final del Cretacico, conformando un alto
topográfico que era sometido a erosión; lo que refuerza la
hipótesis sobre la antigüedad de las paleosuperficies.
Sierras Chica-Las Peñas: Es el cordón más oriental del cen-
tro de las Sierras de Córdoba y se extiende desde los 30°36’S
hasta los 32°38’S. Tiene una longitud de unos 250 km y una
anchura variable entre 12 y 20 km. Su mayor elevación está
en el Cº Uritorco (1.950 m s.n.m.) y la mínima en el piede-
monte oriental, aproximadamente en los 500 m s.n.m., pre-
sentando una altura media de 1.200 m s.n.m. Su extremo
norte está constituido por tres sierras: cordón de Copaca-
bana-Pajarillo-Masa (al oeste), sierras de La Higuerita (cen-
tro) e Ischilín (al este) los que convergen a un cuerpo único
de sierra en el sector central, conocido como la Sierra Chica,
el que hacia al sur se continúa con el nombre de Sierras de
Los Cóndores y Las Peñas. Este conjunto serrano es una lá-
mina de corrimiento controlada por la falla de Sierra Chica,
que se extiende desde las Salinas Grandes (en el norte) hasta
las planicies próximas a Río Cuarto, continuando por el sub-
suelo en el alto de Levalle. Una serie de fajas miloníticas an-
tiguas, oblicuas al rumbo general, denominadas lineamien-
tos Carapé, Quebrada Honda y Soconcho, producen la seg-
mentación general de la falla de la Sierra Chica en tres gran-
des láminas de corrimiento (Martino et al. 2012) que dan
origen a las sierras previamente mencionadas.
Litológicamente es una región muy heterogénea domi-
nada por rocas del basamento plutónico-metamórfico, par-
cialmente cubierto por un complejo vulcano-sedimentario
cretácico (Grupos El Pungo y Sierra de Los Cóndores, Con-
glomerados Los Terrones, Formación Río Copacabana y
Formación Saldán), con depósitos mayormente aluviales del
Paleógeno-Neógeno y acumulaciones de sedimentos fluvio-
eólicos pleistocenos. En los extremos norte y sur de la sierra
se encuentran los dos afloramientos más grandes de sedi-
mentos cretácicos de la provincia, que han sido expuestos
por inversión tectónica de la falla de Sierra Chica, y están
alojados en cuencas tipo pull apart (Martino et al. en este vo-
lumen) vinculadas a los lineamientos oblicuos, mientras que
una parte importante de su flanco oriental próximo al sector
pedemontano también conserva restos de estratos rojos cre-
tácicos. En los lugares donde afloran los estratos rojos cretá-
cicos, se puede observar la típica morfología de rocas sedi-
mentarias de lomas suaves redondeadas. En la Sierra de Los
Cóndores, donde se encuentran las coladas de basaltos más
763

extendidas, además de las lomas redondeadas, el paisaje se
caracteriza por la presencia de crestas, cuestas y cerros mesas
con una inclinación predominante al noreste.
Todos los bloques de basamento que componen las Sie-
rras Chicas muestran un perfil marcadamente asimétrico
con escarpe al occidente y superficie estructural al oriente;
presentando el flanco oriental una notable regularidad de
cumbres, la que con una inclinación de 5–10° al este, se
pierde debajo de los sedimentos del piedemonte oriental.
Sobre este flanco se observan restos de paleosuperficies con
las mismas características que las descriptas para Sierra
Grande, que serían equivalentes al 3er
y 4to
nivel que rodean
aquella sierra. En general estas paleosuperficies aparecen
como una extensa planicie labrada sobre rocas metamórficas,
que se encuentra muy degradada por erosión, y cuyos restos
ocupan casi el 65 % de su extensión (Cioccale 1999b). Los
remanentes de estas paleosuperficies se observan claramente
en las cumbres aplanadas de las lomas y colinas de basa-
mento que, a pesar de su inclinación al este, mantienen una
marcada regularidad de alturas.
En la mayor parte de este cordón serrano se reconoce so-
lamente una sola paleosuperficie, pero sobre el cuerpo prin-
cipal de la Sierra Chica (sector central), al norte de la que-
brada del cerro Pan de Azúcar, se ha determinado la presen-
cia de dos superficies de erosión diferentes, separadas por
un escarpe muy disectado y traza sinuosa, orientado al este
(Cioccale 1999b), que se extiende aproximadamente desde
un poco al sur del paraje de Cabana (Unquillo), pasando por
los parajes de Candonga y Tres Cascadas, llegando hasta la
quebrada del río Pinto. Estas superficies de erosión tienen
diferentes grados de disección, ubicándose la menos erosio-
nada en la parte alta de la sierra (Cioccale 1999b). La paleo-
superficie más extendida, y más antigua, en muchos sitios
tiene perfiles de meteorización donde las metamorfitas están
completamente transformadas en un saprolito que conserva
vestigios de las estructuras metamórficas originales y donde
las venas de cuarzo aún se pueden reconocer. En la zona del
observatorio de Bosque Alegre aún se conserva la parte su-
perior de este perfil, pudiendo observarse restos de un Oxisol
formado a expensas de la metamorfita meteorizada. Los gra-
nitoides intruidos en esas metamorfitas también están muy
alterados, llegando a ser una masa de regolito granítico hasta
niveles muy profundos (grus). Por lo general, los cuerpos
mayores de estos granitoides tienen un relieve negativo res-
pecto de su encajonante metamórfico (tonalita del Hongo,
granodiorita Calmayo, etc.), que evidencian la profundidad
alcanzada por el frente de meteorización que se desarrolló
en esta paleosuperficie.
Según Carignano et al. (1999), sobre la paleosuperficie
más antigua apoyan todos los sedimentos del Cretácico su-
perior que afloran en la sierra (megasecuencia superior des-
cripta por Gordillo y Lencinas 1979, Piovano 1996, Piovano
et al. 1993, Schmidt et al. 1995, Martino et al. en este volu-
men), y ésta, a su vez, trunca los sedimentos del Jurásico
superior-Cretácico inferior que contienen basaltos y vulca-
nitas (megasecuencia inferior descripta por Gordillo y Len-
cinas 1979, Piovano 1996, Schmidt et al. 1995, Martino et al.
en este volumen) que se encuentran en las cuencas de Los
Cóndores y El Pungo.
La 2a
paleosuperficie, que se ha reconocido mayormente
en la zona central y norte de la Sierra Chica, ocupa una po-
sición topográfica más baja y bordea a la anterior. Sobre ella
apoyan sedimentos paleógenos (Conglomerados Cerro El
Cuadrado, Formaciones Cosquín y Villa Belgrano, etc.) y
neógenos (Formación Saguión y Calcrete de Avellaneda).
La Sierra Chica está atravesada por grandes quebradas
labradas por ríos de carácter antecedente: Suquía (Primero),
Anisacate, Los Molinos y Ctalamochita (Tercero) que nacen
en las Sierras Grandes. Todos ellos han generado profundos
valles manteniendo el diseño meandriforme original del río
que se ha encajado en las rocas del basamento. Estos valles
tienen un perfil transversal que evidencia claramente la exis-
tencia de dos pulsos mayores de entallamiento. El primero
ha grabado sobre la paleosuperficie más antigua un amplio
y profundo valle que mantiene la fisonomía del sistema me-
andriforme encajado, y que hacia el este se abre sobre la se-
gunda paleosuperficie. Éste representa los dos tercios supe-
riores del total de la profundidad de las quebradas. El se-
gundo pulso de entallamiento se reconoce en la marcada
incisión en forma de “V” cerrada, ocupada por el cauce ac-
tual, que ha sido cortada en el fondo del valle anterior y sobre
la 2a
paleosuperficie. Este último pulso estaría vinculado
con el levantamiento de la sierra durante el Neógeno, pues
corta sedimentos cretácicos y paleógenos.
Sierras de Pocho y Guasapampa: El cordón de las Sierras de
Pocho-Guasapampa es el más occidental de las sierras de
Córdoba. Este bloque serrano se extiende desde las Salinas
Grandes hasta la localidad de Villa Dolores; estando consti-
tuido, de sur a norte, por las sierras de Altautina-El Tigre,
Pocho, Guasapampa y Serrezuela. Sus alturas oscilan entre
250 y 1.400 m s.n.m. Este bloque de basamento elevado y ro-
tado por el sistema de Fallas de Pocho-Guasapampa (ubi-
cado al oeste) presenta la forma de sierra asimétrica (Fig. 3),

tan característica, con un frente de levantamiento orogénico
ubicado al occidente y una superficie estructural tendida en
el oriente. El escarpe de la falla que limita la sierra por el
oeste, en su zona central tiene la máxima altura y desnivel
sobre la llanura que se encuentra a su pie (Llanos de La
Rioja), que gradualmente se reduce hacia ambos extremos.
Al igual que la escarpa de Comechingones presenta espolo-
nes muy notorios con interfluvios agudos, formas triangu-
lares y espolones facetados. En este frente también son co-
munes los desprendimientos gravitacionales.
Sobre el flanco oriental de la sierra se observan restos de
una sola paleosuperficie con las mismas características que
las descriptas para Sierra Grande y se supone sería equiva-
lente al 3er
nivel que rodea a aquélla. Sobre ella se intruye y
apoya el complejo vulcano sedimentario de Pocho y los se-
dimentos neógenos de Panaholma, por lo que ésta tendría
una edad cretácica-paleógena. En el extremo norte de la Sie-
rra de Serrezuela se encuentra el valle de Tasa Cuna (15 a 18
km de longitud y 1 a 2 km de anchura media) que ha sido
descripto como una geoforma de origen glacial (Carignano
et al. 1999). Este paleovalle glacial del Paleozoico superior
(Carbonífero) es una geoforma exhumada que contiene se-
dimentos lacustres del Pérmico inferior (Leguizamón 1972),
y está truncada por la paleosuperficie que corona esta sierra.
Complejo Volcánico de Pocho. Las elevaciones que limitan
por el norte a la Pampa de Pocho y la separan del valle de
San Carlos, están constituidas por el complejo volcánico de
Pocho. Son restos de estructuras y cuerpos volcánicos a sub-
volcánicos, más acumulaciones de piroclastos que se desta-
can en el entorno por su particular morfología de prominen-
tes elevaciones con formas conoides o dómicas (Figs. 2 y 3),
entre las que se destacan los Cº Agua de la Cumbre, Bola,
Yerba Buena, Poca, Velis, Ciénaga, entre otros. Tradicional-
mente fueron conocidos como “los volcanes de Pocho” y por
mucho tiempo se consideraron ruinas de chimeneas y raíces
de conos volcánicos (Olsacher 1960; Piccoli 1960, Carignano
y Úngaro 1988c), hasta que Arnosio (1995) los definió como
“domos exógenos”. Estos se formaron por la emisión de lavas
muy viscosas que generaron domos y agujas de lavas de sig-
nificativa altura y laderas muy empinadas. Los remanentes
de aquellas emisiones lávicas pueden ser reconocidos fácil-
mente, pues sobresalen notoriamente entre el relieve vul-
cano-sedimentario.
Estos aparatos volcánicos emergen de la paleosuperficie
de la Sierra de Pocho y la 3a
paleosuperficie que rodea a la
Sierra Grande, con diferencias altimétricas que en algunos
casos alcanzan los 500 m. El grado de erosión de este relieve
es mínimo, considerando la preservación de los depósitos
volcaniclásticos subaéreos gruesos y las tobas que rodean los
centros efusivos. Esto indica que los procesos denudativos
que dieron origen a esas paleosuperficies fueron previos a
los emplazamientos volcánicos y que, por lo tanto, su expo-
sición actual no es producto de la eliminación de un volu-
men sustantivo del basamento cristalino. No se han recono-
cido evidencias morfológicas directas de cráteres o calderas,
excepto una particular distribución anular que presentan los
centros de emisión de lavas (los cerros mencionados).
El área fue dividida por Olsacher (1960) en un sector
oriental y otro occidental, en función de las características
morfológicas y agrupamiento litológico. En el extremo oeste
se encuentran sólo restos de las extrusiones de lavas y están
ausentes o son muy escasos los piroclastos mientras que en
el este hay grandes acumulaciones de piroclastos que se dis-
ponen en capas de poca inclinación intercalados con coladas
de lavas. El relieve típico de la zona está representado por
lomas alargadas y aplanadas, de flancos abruptos, con un
perfil transversal casi trapezoidal, cuyas cumbres mantienen
una altura constante. La mayoría de estas lomas tienen en
sus cimas calcretas compactos, posiblemente originados du-
rante un período prolongado de estabilidad, posterior a las
efusiones (Carignano y Úngaro 1988c).
En el sector norte del área volcánica hay remanentes de
un potente manto de travertinos (La Playa) que se apoyan
sobre el basamento o cubren parcialmente a las piroclastitas.
Los relictos del travertino permanecen como lomas mese-
tiformes de bordes abruptos y contornos irregulares y redon-
deados, tienen escasa elevación y poseen una leve inclinación
hacia el este (Olsacher 1960). Toda la secuencia carbonática
descansa en forma discordante sobre la paleosuperficie la-
brada sobre el basamento cristalino y está cubierta por una
delgada capa de tobas traquiandesíticas.
Valles estructurales (valles interserranos)
Entre los cordones principales de sierras hay grandes va-
lles longitudinales de origen estructural que mantienen, en
general, el rumbo submeridiano de aquéllos (Figs. 2 y 3). Son
valles largos y estrechos, asimétricos en sentido transversal,
con su zona más deprimida ubicada por lo general al oriente
(excepto los valles de Deán Funes-Ischilín, San Alberto y
Conlara). En planta presentan una forma sinuosa que está
controlada por la traza de las fallas que los limitan. Estos
pueden agruparse en dos categorías: a) depresiones tectóni-
cas –aquellos valles comprendidos entre las fallas inversas
765

responsables del ascenso de las sierras que lo flanquean- y b)
valles estructurales longitudinales -aquellos comprendidos
entre un escarpe de falla (piso de la falla) y el flanco estruc-
tural (tendido) de un bloque basculado (techo de la falla)-.
Las depresiones tectónicas mayores son los valles de Deán
Funes-Ischilín, San Marcos Sierra, San Alberto y Conlara.
Mientras que los principales valles estructurales longitudi-
nales son: Alta Gracia-San Agustín (nuevo nombre para la
Depresión Periférica de Capitanelli 1979a), Charbonier, Do-
lores (San Esteban), Punilla, Los Reartes, Calamuchita, La
Cruz, Quilpo, San Carlos, Guasapampa, Pampa de Pocho y
Avellaneda (Figs. 2 y 3).
Depresiones tectónicas: El valle de San Alberto es una de-
presión tectónica submeridiana que se ubica entre la Sierra
Grande y la Sierra de Pocho (Figs. 2 y 3). Está limitada por
la falla de Nono (al oeste) y el sistema de fallas de la Sierra
Grande-Comechingones (al este). Tiene forma elíptica y sus
extremos norte y sur se localizan en la zona de convergen-
cia de las fallas que lo limitan. Tiene una longitud de 20 km
y una anchura entre 5 y 7 km; el fondo del valle tiene una
altura máxima de 1.000 m s.n.m. (extremo norte) y una mí-
nima de 850 m s.n.m. (al sur), donde se localiza el embalse
de La Viña. Es un valle que tiene una cierta simetría en su
sección transversal y en el que, también, se puede advertir
un escalonamiento de sus flancos por causa de las fallas que
lo limitan. En su extremo sudeste, un sector del flanco occi-
dental de la sierra Grande presenta una gran cantidad de des-
lizamientos (zona de Las Rabonas y Los Hornillos), entre los
que se destaca un megadeslizamiento (Fig. 3) similar al del
Cº Uritorco (Carignano et al. 2014b).
Al norte del río Chico de Nono, la depresión está rellena
mayormente por sedimentos fluviales aterrazados (Sayago
1975, 1979, 1980) que componen las formaciones Brochero,
Toro Muerto y Mina Clavero (Bonalumi et al. 1999), mien-
tras que al sur de este río predominan los abanicos aluviales
por sobre el relleno fluvial (Sayago 1975, 1979, 1980). Estos
abanicos conforman tres niveles bien definidos de abanicos
fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero con una
incipiente incisión fluvial que cubre parcialmente al mega-
deslizamiento de Las Rabonas (Carignano et al. 2014a) que
se encuentra parcialmente cubierto por los abanicos y lóbu-
los de deslizamientos activos. Los sedimentos más antiguos
que rellenan este valle son del Mioceno tardío-Plioceno (Bo-
nalumi et al. 1999; Cruz et al. 2010).
El valle de San Marcos Sierra, es una pequeña depresión
tectónica limitada por fallas cuaternarias muy activas (Massa-
bié 1982; Massabié et al. 2002). Se ubica en el extremo norte
de la sierra de Cuniputu (Fig. 3), tiene una orientación SSE-
NNO, con una longitud aproximada de 7 km y una anchura
media de 3,5 km. Tiene una forma rectangular y en su ex-
tremo norte se abre hacia el Bolsón de las Salinas Grandes.
En su interior el río San Marcos ha formado un abanico
aluvial, que a su vez ha sido disectado y aterrazado. Los se-
dimentos más antiguos que allí se encuentran serían del
Pleistoceno medio.
El valle de Deán Funes es una depresión tectónica de
orientación SO-NE (la única con esa orientación en la pro-
vincia) que se dispone transversal al lineamiento tectónico
de Deán Funes (Fig. 3), y en cuya intersección se ubica la lo-
calidad homónima. Está limitada por el cordón compuesto
por las sierras de La Higuerita y Orcosuni (al noroeste), la
sierra de Ischilín (al sur y sudeste) y la sierra de Sauce Punco
(al este). Esta depresión se inicia en la zona de la localidad
de Ischilín y se abre hacia el noreste bordeando el oeste de la
sierra Norte. Tiene una longitud de 35 km y una anchura de
6 km. En su interior alberga abanicos aluviales y en su eje se
instala un sistema fluvial con terrazas discretas En él se en-
cuentra el mismo relleno sedimentario que en la cuenca de
las Salinas Grandes. Los sedimentos más antiguos observa-
dos en ella son los que integran la Formación Saguión y el
calcreta de Avellaneda (Mioceno, Candiani et al. 2001a). Por
la existencia generalizada de estratos cretácicos de la For-
mación Copacabana en sus bordes, que también se detectan
en líneas sísmicas (Álvarez et al. 1990), se infiere que esta de-
presión habría sido originada en el Cretácico.
El valle del río Conlara es una depresión tectónica asi-
métrica, marginada en su extremo oriental por las fallas in-
versas del frente de Comechingones (ver Costa et al, este vo-
lumen), mientras que su borde occidental lo constituye la
pendiente estructural de la Sierra de San Luis (Figs. 2 y 3).
Esta depresión está recorrida en gran parte por el río Con-
lara, el cual discurre de sur a norte oficiando de colector del
drenaje de la Sierra de San Luis, recostado sobre una posible
traza de falla, en el límite entre la sierra y el valle. La depre-
sión tiene una orientación norte-sur, estrechándose ligera-
mente hacia el norte. Por el sur, ésta se abre hacia el ámbito
de la llanura pampeana aproximadamente a la latitud de la
sierra de El Morro, ya fuera de la Provincia de Córdoba,
mientras que al norte se conecta con el extremo sur del Bol-
són de las Salinas Grandes. Esta depresión tectónica fue zo-
nificada en tres grandes unidades morfológicas (González
Díaz 1981): Planicie de agradación pedemontana, Planicie
loessoide y valle del río Conlara. La primera es una extensa

y bien desarrollada bajada aluvial que margina a la Sierra de
Comechingones, compuesta por diversas generaciones y ni-
veles de abanicos aluviales, los que incluyen tres niveles de
abanicos fósiles, dos de ellos muy erosionados y un tercero
con una incipiente incisión fluvial que es parcialmente cu-
bierto por los abanicos activos. Dentro del ambiente de aba-
nicos aluviales se reconoce un nivel más elevado sobre ellos,
constituido por afloramientos de basamento cristalino, ge-
neralmente coronado por depósitos aluviales más antiguos.
Dicha morfología de bloques aislados aparece al norte de
Carpintería y está vinculada a la falla El Molino, ramal se-
cundario de la falla Comechingones (Costa et al. 2001, y en
este volumen). La planicie loessoide abarca las zonas distales
de los abanicos aluviales de la unidad anterior que ha sido
cubierta con materiales loessoides. El valle del río Conlara
se abre hacia el norte para desembocar en el extremo sud-
oeste del bolsón de las Salinas Grandes, al oeste de la locali-
dad de Villa Dolores y al norte de Lafinur. Es un valle fluvial
típico con dos niveles de terrazas bien definidos.
Valles estructurales longitudinales: Entre la Sierra Chica y la
Sierra Grande se alinean la mayor parte de los valles estruc-
turales longitudinales. Su origen está en el levantamiento de
la Sierra Chica y están comprendidos entre el escarpe del sis-
tema de fallas de la Sierra Chica (bloque elevado) y la super-
ficie estructural de la Sierra Grande (bloque hundido). De
norte a sur son: Charbonier, Dolores (San Esteban), Punilla,
Los Reartes, Calamuchita y La Cruz (Figs. 2 y 3). La segmen-
tación de esos valles a lo largo de la traza de la falla de la Sie-
rra Chica está controlada por la paleotopografía de la super-
ficie estructural de la Sierra Grande y por la presencia de
altos estructurales limitados por lineamientos oblicuos que,
actuando como rampas laterales, producen la segmentación
general de la falla Sierra Chica (Martino et al. 2012).
El Valle de Charbonier se extiende en dirección SE-NO,
desde el alto topográfico conformado por los sedimentos
y bloques deslizados y rotados del megadeslizamiento del
cerro Uritorco (Carignano et al. 2014b), hasta el piedemonte
donde comienza el Bolsón de las Salinas Grandes (Figs. 2 y
3), en el extremo norte de las sierras de Cuniputu y Masa.
El valle es limitado al noreste por las sierras sedimentarias
de Pajarillo-Copacabana-Masa, mientras que su vertiente
suroeste es la superficie estructural de la sierra de Cuniputu.
El valle de Dolores (San Esteban) está comprendido entre
el megadeslizamiento del cerro Uritorco (al norte) y el Alto
de Santa Cecilia, próximo a La Cumbre (por el sur); mientras
que el valle de Punilla se extiende desde esa localidad hasta
el alto de la Sierrita de Santiago (al sur). El valle de Los Re-
artes comienza en el mencionado alto y se extiende hasta los
Altos del Totoralejo, donde se ubica la localidad de Villa Ge-
neral Belgrano (Figs. 2 y 3). En tanto que el valle de Calamu-
chita va desde este lugar hasta el embalse de Río Tercero, a
partir del cual comienza el valle de La Cruz, que concluye
cerca de la localidad de Río de Los Sauces (al sur).
Los perfiles topográficos transversales, en sentido oeste-
este, de todos esos valles muestran una marcada asimetría,
con una vertiente oriental abrupta, integrada por el escarpe
de la falla de la Sierra Chica y los abanicos aluviales acumu-
lados al pie de ésta, y un flanco occidental que presenta pen-
dientes menores (Fig. 3), constituido por la superficie estruc-
tural del bloque de la Sierra Grande. Estos valles, en forma
conjunta, tienen una extensión longitudinal aproximada de
200 km y 5 a 10 km de anchura. Sus alturas varían entre los
530 m s.n.m. (embalse de Río Tercero) y 1.100 m s.n.m. (al-
rededores de La Cumbre). Los valles ubicados en los extre-
mos sur y norte pierden altura gradualmente y se confunden
con las planicies vecinas.
Los ríos antecedentes que atraviesan los diferentes seg-
mentos de la Sierra Chica generalmente están conformados
por varios tributarios que tienen sus nacientes en las Sierras
Grandes, los cuales confluyen en los valles principales para
luego traspasar la mencionada sierra. En Punilla nace el río
Suquía (Primero), en Los Reartes nace el río Los Molinos y
en Calamuchita el río Ctalamochita (Tercero). Mientras que,
entre los ríos que no logran atravesar la sierra y son desvia-
dos por ésta se encuentran los que confluyen en los valles
de Dolores y Charbonier. Todos estos ríos han desarrollado
una variada morfología fluvial, mayormente terrazas de corte
y relleno asimétricas, con planicies aluviales restringidas.
La morfología interna de los valles está controlada por las
diferentes tasas de elevación que presenta cada tramo de la
falla de Sierra Chica. En los valles del norte (Charbonier y
Dolores) se observan dos generaciones de abanicos aluviales
fósiles (posiblemente del Pleistoceno medio y tardío), muy
erosionados, y una de abanicos activos que cubre parcial-
mente a los anteriores (Carignano 1996, 1997a y b, 1999). En
el tramo del escarpe de falla que limita esos valles (entre La
Cumbre y Capilla del Monte) se observan numerosos desli-
zamientos activos y fósiles. Los deslizamientos fósiles son de
enormes proporciones y han generado lóbulos que cubren
porciones significativas de los valles (Carignano 2014b).
En el valle de Punilla se observa sólo una generación de
abanicos aluviales fósiles muy erosionados (posiblemente del
Pleistoceno medio) y los abanicos activos son de menor ex-
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