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GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA DEL RÍO DE LA PLATA * 
 
 
José Luis Cavallotto y Roberto A. Violante 
 
Servicio de Hidrografía Naval. Avenida Montes de Oca 2124, Buenos Aires C1270ABV. E-mail: jlcavallotto@hidro.gov.ar 
 
 
Palabras claves: Río de la Plata, Estratigrafía, Geomorfología 
 
INTRODUCCIÓN 
 
 El Río de la Plata constituye un ámbito fluvio-estuárico con sus cabeceras en el delta del Paraná 
y su desembocadura en el sector ubicado entre la bahía Samborombón (Buenos Aires) y el tramo de 
la costa Montevideo-Punta del Este (Uruguay), a partir de donde pasa en transición a la plataforma 
submarina (Fig. 1). Las características geológicas de su entorno y su subsuelo son complejas pues 
resultaron de su evolución vinculada a la historia de la Cuenca del Salado a partir del momento 
mismo del fracturamiento de Gondwana, cuando comenzaron a sucederse diversos eventos que 
fueron modelando el terreno progresivamente a través del tiempo. En esta evolución se fue borrando 
la impronta de las primitivas etapas evolutivas de manera que en la configuración geomorfológica 
actual quedan registradas prácticamente con exclusividad las correspondientes al Plioceno-
Pleistoceno-Holoceno ("Cuaternario" en el sentido de Pillans y Naish 2004), las cuales fueron la 
respuesta local a cambios climáticos de carácter regional y aún global que se 
 
manifestaron a través de la ocurrencia de transgresiones y regresiones marinas que afectaron a 
 
* Este trabajo es dedicado a la memoria del Dr. Gerardo Parker, quien fuera nuestro maestro. 
todos los sectores de la Cuenca del Salado, incluido el Río, aunque imprimiéndole a cada uno sus 
rasgos propios. Por estas razones, el Río no puede aislarse de sus contextos vecinos, la plataforma 
submarina norbonaerense, el delta del Paraná, los diversos cursos fluviales asociados al tramo 
inferior del río Paraná y las llanuras costeras que conforman un conjunto indivisible desde el punto 
de vista evolutivo. 
 De esta manera, la comprensión de la geología y evolución del Río de la Plata fue lograda 
solamente después de estudiar integralmente toda la región del noreste bonaerense abarcando 
tanto los ámbitos sumergidos como emergidos mediante diferentes metodologías de trabajo que 
combinaron la sísmica submarina y muestreos con los clásicos relevamientos geológicos de 
superficie y subsuelo en el sector continental. Esta metodología llevó a interpretar las secuencias 
estratigráficas del Cuaternario, las que son descriptas aquí en base a la nomenclatura propia de la 
estratigrafía secuencial. 
 Este trabajo es una síntesis del conocimiento adquirido en el Río de la Plata y regiones vecinas 
durante más de 40 años de investigación iniciada en la década del 60 (Urien 1966, 1967,1970 y 
1972; Urien y Ottman 1971; Ottmann y Urien 1965) y continuada a partir de los años 80 con los 
trabajos dados a conocer por Parker et al 1987; Parker 1990; Parker y Marcolini 1989, 1992; Parker 
y Paterlini 1990; Parker y Violante 1993; Parker et al. 1990a y b, 1994 y 1999; Violante et al. 1992; 
Violante y Parker 1993, 1999, 2000, 2004; Cavallotto, 1987, 1988, 1995a y b, 1996; Cavallotto et al. 
1999; 2002; 2004; en prensa. 
 
ALCANCE GEOLÓGICO Y GEOMORFOLÓGICO DEL TOPÓNIMO RÍO DE LA PLATA 
 Teniendo en cuenta la evolución de todo el ámbito en el cual se encuentra inserto el Río de la 
Plata, éste es considerado desde el punto de vista geológico como una unidad que abarca, además 
de la masa líquida contenida en su cuenca, a los 
sedimentos no consolidados en equilibrio con ella y 
al conjunto de los diferentes sistemas fluvio-
estuáricos similares al presente que evolucionaron a 
partir del Plioceno. Es decir que no solamente 
ocupa el espacio geográfico actual, sino también el 
de las diferentes etapas evolutivas, registradas en el 
subsuelo, a partir de su nacimiento (Parker et al. 
1994). Su etapa evolutiva más reciente abarca a un 
conjunto de formas vinculadas genéticamente entre 
sí generadas durante la transgresión holocena y que 
comprenden el Delta del Paraná (subaéreo y 
subácueo), las llanuras costeras del sur de Entre 
Ríos y del noreste bonaerense y los sectores 
costeros aislados de la República Oriental del 
Uruguay, que conforman la llamada "Unidad 
Geomorfológica Río de la Plata" (Cavallotto et al. 
1999) (Fig. 1). 
 
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL 
 
 El Río de la Plata está ubicado en el borde 
norte de la Cuenca del Salado (Fig. 2). Una 
particularidad de esta cuenca es que en su sector 
nororiental se desarrolla la Cuenca de Punta del 
Este, separada de la parte central de la primera por 
el Alto del Plata que constituye la prolongación del 
Alto de Martín García (Urien y Zambrano 1996; 
Tavella y Wright 1996). Desde el punto de vista 
estructural y sedimentario ambas cuencas 
constituyen aulacógenos integrados por un 
basamento premesozoico representado por rocas 
metamórficas y plutónicas ácidas y efusivas básicas, 
estas últimas correspondientes al Basalto de Serra 
Geral, sobre el que se superponen unos 6000 metros de sedimentos que comienzan con secuencias 
de edad Cretácico desarrolladas individualmente en cada cuenca separadas por el Alto del Plata, 
hasta que a partir del Cenomaniano-Senoniano ambas cuencas comenzaron a funcionar como una 
unidad siendo rellenadas por sedimentos terciarios y cuaternarios de origen continental y marino. La 
parte superior de esa secuencia corresponde a unidades del Plio-Pleistoceno y Holoceno integradas 
por los registros de al menos cuatro eventos marinos transgresivos-regresivos (Parker et al. 1999; 
Violante y Parker 1999). 
 Desde el punto de vista estructural, la posición marginal del Río con respecto al eje de máxima 
subsidencia de la Cuenca del Salado, jugó un rol preponderante en las diferencias de 
comportamiento entre ambas regiones. Mientras la cuenca se mantuvo abierta al mar y estuvo sujeta 
a un subsidencia permanente a lo largo de su historia aún durante el Cuaternario, lo que se 
manifiesta en la superposición de las unidades marinas de esa edad (Parker 1990), el río sufrió un 
efecto de aislamiento progresivo que indujo a que las ingresiones que la afectaron dejaran depósitos 
que debieron ser erosionados para ser reemplazados por los subsiguientes, de manera que no hay 
aquí superposición de secuencias sino solamente relictos de sus facies marginales. Por otra parte, 
algunos rasgos topográficos preholocenos aparecen controlados por lineamientos de rumbo 
transversal al eje del Río (Cavallotto 1988) los cuales son equivalentes al sistema de fracturación 
principal bosquejada por Frenguelli (1950) y al fallamiento de Groeber (1945), este último reflejado a 
lo largo de la costa sur del Río de la Plata a través de las diferencias altimétricas de las unidades 
intrapampeanas (Parker 1990). 
 
CLIMA Y DINÁMICA FLUVIO-ESTUARICA 
 
 A fin de interpretar los mecanismos dinámicos que controlaron los procesos de gradación 
ocurridos en el Río a través de su historia se describen a modo de referencia las condiciones 
hidrometeorológicas actuales. No obstante se infiere especialmente del registro geológico que en el 
Holoceno dichas condiciones cambiaron, por ejemplo: el clima, la energía de la ola, el caudal de las 
corrientes de derrame y la posición de la interfase agua dulce-agua salada. 
 De acuerdo a los parámetros climatológicos el Río de la Plata está comprendido dentro de un 
clima subhúmedo, mesotermal, con variaciones estacionales de la eficiencia hídrica nula o pequeña 
y baja concentración estival de la eficiencia térmica. 
- Temperaturas: Las temperaturas medias anuales son de 16º y 17º, para la desembocadura e 
interior del Río, respectivamente, con valores medios máximos de 22º 5 y medios mínimos de 11º 3. 
- Precipitaciones: La región presenta registros de precipitaciones medias anuales oscilan entre 1.001 
y 1.062 mm. 
- Vientos: En el Río de la Plata los vientos más representativos son los correspondientes a las 
direccionesN, NE, E, y SE, mientras que las velocidades medias más fuertes corresponden a las 
direcciones S, SE, SO y O (Servicio Meteorológico Nacional 1986). La mayoría de las veces son 
suaves y fluctúan entre 6 y 10 nudos y las mayores de 12,5 nudos que ocurren en río abierto 
(Servicio de Hidrografía Naval 2001). 
 El nivel del agua es sensible a la acción del viento, las máximas alturas son producidas por los 
vientos que soplan del S-SE (que son los que generan las denominadas sudestadas) y las mínimas 
se producen por vientos que soplan del N (Balay 1961). Los valores extremos máximos y mínimos, 
registrados para el último siglo, son 3.88 y -4.22 m (m.s.n.m.), respectivamente. Valores de niveles 
máximos que surgen de los registros de mareas desde 1905 indican valores que exceden los 2,30 m 
(m.s.n.m.) con una máxima media de 1,95 m. 
- Descargas fluviales: Los principales afluentes del Río de la Plata son los ríos Paraná y Uruguay, 
con una descarga de agua anual de 16.000 m3 s-1 y 6.000 m3 s-1, respectivamente (C.A.R.P 1989), la 
cual no produce un efecto significativo en el nivel del río. Además hay que mencionar los afluentes 
propios del río Paraná, que desaguan tanto por el norte, tales como: el río Gualeguay y los arroyos 
Nogoyá, Clé; como por el sur: los ríos Arrecife y los Arroyos Areco y de la Cruz, entre otros y los ríos 
y arroyos que desaguan al Río de la Plata como por ejemplo el Luján, Riachuelo-Matanza y los ríos 
Salado y Samborombón en la bahía homónima. Estas descargas se incrementan con los grandes 
volúmenes de aguas que producen inundaciones en respuesta al fenómeno de El Niño (ENSO: El 
Niño – Southern oscillation) (Depetris y Kempe 1990). 
- Corrientes de derrame: Están relacionadas con el flujo de agua dulce que aportan los afluentes 
principales del Río de la Plata, decrecen en energía río abajo y siguen más o menos en forma 
paralela a ambas costas del Río (Parker et al. 1987) y drenan al océano principalmente por el 
noreste en invierno con vientos del oeste, y lo hacen por el sur durante el verano con vientos 
predominantes del este (Guerrero et al. 1997). 
- Corrientes Litorales: Son inducidas por las olas y corren paralelas a la costa, con una resultante en 
el margen sur del Río de la Plata hacia el noroeste y suroeste de Punta Piedras. Éstas provocan un 
desplazamiento de sedimentos (deriva litoral) en sentido contrario al generado por las corrientes de 
derrame que circulan algo más alejadas de la costa. Su efecto es evidente por la marcada 
orientación al noroeste de los valles fluviales que atraviesan toda la llanura costera bonaerense y de 
las plumas de sedimentos en suspensión que ingresan al Río. 
- Mareas: La marea ordinaria presenta amplitudes muy pequeñas (0,46/0,52 m) que corresponden a 
un rango micromareal. Las alturas medias de sicigia varían entre 0,67 y -0,08 y las de cuadratura 
entre 0,55 y 0,01 m, y disminuyen hacia el sector interior del Río (Servicio de Hidrografía Naval 
1993). Las amplitudes de mareas también disminuyen hacia la costa uruguaya lo que es atribuido al 
efecto de la fuerza de Coriolis (Balay 1961; Halcrow 1969). Las corrientes generadas por las mareas 
tiene una importante participación en el modelado del lecho del río (Cavallotto 1987; Parker et al. 
1987). 
- Olas: La altura media registrada es 0.31 m (Halcrow 1969), las mayores ocurren en el sector 
exterior y las más bajas en el interior. La dirección de los vientos que generan los mayores oleajes es 
en orden decreciente del ESE y E en las estaciones exteriores, mientras que en las interiores es E y 
ESE (C.A.R.P 1992). Estas coinciden con el máximo fetch. 
- Salinidad: La distribución de la salinidad en el Río de la Plata varía tanto en el espacio como en el 
tiempo y la misma depende de las descargas fluviales, las mareas y el viento (C.A.R.P 1992). La 
distribución superficial de la salinidad se incrementa desde el sector interior al exterior del río con 
valores que oscilan entre 0 y 33 %o. Dentro de este gradiente se observa un salto importante de 0.5 
a 5 %o, el cual señala la zona de encuentro del agua dulce con la salada -zona de máximo gradiente 
salino (ZMGS)- (Bazán y Arraga 1993) ubicada en la proximidad a la línea imaginaria que une Punta 
Piedras (Argentina) - Montevideo (R.O. del Uruguay), para aumentar en forma paulatina hasta tomar 
un carácter netamente marino. Esta zona delimita al río en dos sectores, uno interior mareal y otro 
exterior estuárico abierto al océano (Huret et al. 2005) 
 
DINÁMICA SEDIMENTARIA 
 
 El Río estuvo sujeto durante el Holoceno a una dinámica inducida tanto por la influencia fluvial 
de los ríos Paraná y Uruguay como por la interacción entre las aguas fluviales y marinas; el 
encuentro de ambas dio origen a una interfase agua dulce-agua salada (ZMGS) que produjo la 
floculación de una importante cantidad de sedimentos fangosos. Tanto éstos como los sedimentos 
aportados por los afluentes son redistribuidos y depositados por las olas y las mareas. 
 Los volúmenes estimados de sedimentos que llegan al Río de la Plata a través de los afluentes 
principales (Paraná y Uruguay) oscilan entre 20.000 y 26.000 m3 s-1 (Urien 1972; C.A.R.P 1989; 
Tossini 1959), que corresponden a un aporte anual de 79,8 x 106 toneladas (Urien 1972), en tanto el 
sedimento proveniente del río Salado tiene un volumen de 26 m3 s-1 (Consejo Federal de Inversiones 
1969). En el caso de los ríos que desembocan en las cabeceras del estuario el 10% del total de 
sedimentos corresponde a carga de fondo (arena y limo) y el 90% a material en suspensión (arcilla). 
 La interacción entre las diferentes corrientes que actúan en el río, produce un diseño complejo 
de direcciones de transporte de sedimentos (Parker et al. 1987 y 1999; Parker y Marcolini 1989). Las 
corrientes de derrame son las que transportan el mayor volumen de sedimentos y son responsables 
de su arreglo gradacional desde la cabecera a la boca del río, que van desde arenas en la zona 
interior hasta limos en el sector medio y limos arcillosos en la zona exterior (Parker et al. 1987). 
Estos depósitos forman un extenso delta (Cavallotto 1988; Parker y Marcolini 1992) que a modo de 
depocentro prograda sobre los depósitos transgresivos y ocupa casi todo el lecho del Río de la Plata. 
La dinámica de este delta se ve reflejada en el avance de su frente de 30 m según datos aportados 
por Cavallotto (1987) y de 70 m por año según Iriondo (1980a), en la acreción de los bancos y el 
relleno constante de los canales artificiales (Cavallotto 1987). 
 En cambio, el aporte de sedimentos desde el sur es mucho menor y está relacionado con las 
corrientes litorales generadas por olas que los transportan a lo largo de la costa, induciendo así la 
progradación longitudinal, que en el margen sur tiene un sentido hacia el NO y SO de Punta Piedras. 
Dichos sedimentos provienen de la plataforma y fueron originados durante los procesos asociados 
con las oscilaciones del mar ocurridas en el Pleistoceno superior / Holoceno, los cuales se 
diferencian mineralógicamente de aquellos traídos por las corrientes de derrame (Cavallotto 1995a). 
 Sumado al movimiento de sedimentos por acción de las olas y las corrientes se agrega el efecto 
de las mareas. Estas, si bien presentan amplitudes muy pequeñas, su acción sobre los sedimentos 
se lleva a cabo a través de las corrientes de flujo y de reflujo originadas durante las pleas y 
bajamareas, respectivamente. Por último, la acción del viento, además de generar las olas afecta la 
posición de la interfase agua dulce-agua salada (ZMGS) donde se produce la floculación de arcillas. 
 
VARIACIONES RELATIVAS DEL NIVEL DEL MAR 
 
 Las fluctuaciones relativas del nivel del mar fueron el principal condicionante de la evolución de 
la región a través de su historia geológica durante el Cuaternario. Pero poca información existe en 
relación con la manera en que acontecieron los eventos marinos anteriores al Pleistoceno superior, 
correspondientesa la Transgresión del Mioceno y precedentes (registradas únicamente en 
perforaciones profundas en base a su posición relativa dentro de la secuencia estratigráfica de la 
cuenca del Salado) y a las ingresiones Interensenadense (Mb. Barra del Indio) y Fm. San Clemente 
cuyos relictos se encuentran en la franja costera y en el subsuelo de la plataforma submarina donde 
fueron registrados por sísmica de alta resolución (Parker 1990; Parker et al. 1999). 
 Recién a partir del momento en que el nivel del mar alcanzó su posición más alta durante el 
estadío isotópico 5e del Pleistoceno superior (120.000 años A.P.), se puede establecer con cierta 
precisión la secuencia de eventos. El retroceso del mar a partir de entonces debe haber ocurrido en 
pulsos y lentamente a juzgar por la secuencia de sistemas de barreras regresivas preservadas en el 
subsuelo de la plataforma interior (Parker et al. 1990; Violante 2003), las que estarían indicando 
sucesivos momentos de cierta estabilidad que permitieron el desarrollo de esos cuerpos 
sedimentarios. Este estilo de descenso relativo en pulsos es acorde con la tendencia global de 
descenso eustático de acuerdo a las curvas clásicas recopiladas por Hernández Molina et al. (2000). 
 A los 18/20.000 años AP el nivel del mar se 
estableció en su posición más baja (-105 metros, 
Guilderson 2000), a partir de donde comenzó a 
ascender nuevamente durante la transgresión 
holocena. Ese ascenso fue rápido al principio 
(aproximadamente 12 mm/año, Violante y Parker 
2004) para, a partir de los 8600 años A.P., de 
acuerdo a la curva de Cavallotto et al. (2004), la 
velocidad de ascenso decrece a unos 9,4 mm/año. 
En su ascenso, el nivel del mar pasó por una 
posición semejante a la actual a los 7.000 años AP 
y alcanzó el máximo transgresivo a los 6.000 años 
AP. El evento regresivo fue discontinuo (Cavallotto 
2002 y Cavallotto et al. 2002, Cavallotto et al. 
2004) y se puede sintetizar en varias etapas: un 
primer descenso hasta los + 5 m en 1.000 años 
(1.5 mm/año), luego un período de estabilidad entre los 5.000 y 3.500 años, y un nuevo descenso 
hasta los + 2.5 m en los siguientes 600 años (5.8 mm/año) (Fig. 3). 
 
MORFOLOGÍA 
 
 La morfología del Río de la Plata comprende tanto geoformas emergidas como sumergidas. Las 
geoformas emergidas incluyen las llanuras costeras y el delta subaéreo del Paraná. Dentro de la 
llanura costera se diferenciaron dos ámbitos bien definidos: la llanura costera del margen sur del Río 
de la Plata y la desarrollada al sur de la Provincia de Entre Ríos (Fig. 1). 
Llanura costera del margen sur del Río de la Plata: Abarca la franja que se extiende entre la cota 
de 5 m y el nivel actual del mar desde la Ciudad de Buenos Aires a la bahía Samborombón. Por sus 
características topográficas se diferencia un sector con cotas cercanas a los 5 m donde se destaca 
la presencia de sistemas de cordones de conchilla, y otro donde predominan cotas inferiores a los 
2,5 m representada por una zona deprimida ocupada en su mayor parte por bañados (Fig. 1). 
Llanura costera entrerriana: Se desarrolla en el sector sur de la provincia de Entre Ríos. Está 
compuesta por una sucesión de geoformas desarrolladas en cotas que van desde los 11 a los 2 m 
sobre el nivel del mar, las cuales están integradas por: llanuras de mareas, cordones litorales 
asociados a cordones de médanos, y playas. 
Delta subaéreo: Se trata de un conjunto de islas y numerosos cursos fluviales de diseño 
anastomosado correspondientes al sistema fluvial del río Paraná. Se encuentra en cotas que van 
entre los 2 m y el nivel del mar y está sujeto a los procesos de gradación fluvial activos tanto en los 
cursos de los ríos como en el frente del delta, así como a eventos de inundaciones temporales. 
2) Las geoformas sumergidas comprenden a aquellas propias del delta subácueo y las del sector de 
plataforma interior ubicado en la desembocadura del río. 
Delta subácueo: Está compuesto por bancos y canales que se extienden desde el frente del delta 
subaéreo hasta el prodelta (Fig. 1). Entre los bancos más importantes se destacan el de la Playa 
Honda, Banco Grande de Ortiz y la Barra del Indio, ubicados en los sectores interior, medio y 
exterior, respectivamente. Este último representa el depósito más exterior del Río, el cual prograda 
hacia la plataforma (prodelta). En tanto que los canales son formas de erosión, ellos son el Sistema 
Fluvial Norte, que es la extensión del río Uruguay con estructuras típicamente fluviales en su fondo, y 
la Gran Hoya del Canal Intermedio que corresponde a una extensa fosa integrada por dos canales 
enfrentados a la acción de las corrientes de flujo y de reflujo; además existen barras mareales 
(Cavallotto 1988). 
Plataforma Interior: El sector exterior del Río de la Plata ubicado aguas afuera de la Barra del Indio 
en realidad corresponde, por sus características evolutivas y sedimentológicas, a la plataforma 
interior. Allí se encuentran el canal Oriental, este es un relicto de un antiguo cauce del Río ubicado 
frente a la costa uruguaya, y el Alto Marítimo, un núcleo de depósitos preholocenos que contiene a 
los bancos Arquímedes, Inglés y Rouen, que ejerce un efecto de divisoria entre los canales Oriental 
y Marítimo. Tanto el relleno fangoso del canal Oriental como los depósitos mantiformes arenosos 
que cubren el resto del área están vinculados genéticamente con la transgresión holocena. 
 Entre de las geoformas sumergidas se hallan aquellas relacionadas con afloramientos 
pleistocenos y del Proterozoico inferior. Los primeros constituyen las restingas en la costa argentina 
en las adyacencias de Olivos y Punta Piedras y núcleos de bancos antiguos como los del sector 
exterior del río, mientras que los segundos aparecen como islas y piedras que afloran en forma 
saltuaria a lo largo de la costa uruguaya, entre las que se encuentran, por ejemplo, las islas Martín 
García, Gorriti, Libertad y afloramientos rocosos que velan en bajamar como los de Piedra Carreta, 
Diamante, La Panela, del Este, San Jorge, etc, además de rocas dispersas. 
 Las geoformas sumergidas recientes (de edad holocena) evolucionaron sobre una 
paleotopografía (Cavallotto 1995b) labrada en sedimentos del Plio-Pleistoceno. Su rasgo más 
conspicuo lo constituye el paleovalle fluvial elaborado bajo condiciones subaéreas durante la 
regresión preholocena y rellenado durante el posterior ascenso del nivel del mar. Se encuentra 
limitado por el sur por un saliente o promontorio costero que se extiende entre el Alto Marítimo y 
Punta Piedras (Divisoria Punta Piedras-Alto Marítimo), con un eje de rumbo general E-O (Fig. 2,5A y 
B). Su profundidad supera los 40 metros. Su borde superior se encuentra delineado por un marcado 
cambio de pendiente, el cual coincide con la curva de - 15 m, que separa el primitivo valle de la 
plataforma de abrasión. Esta última se originó por el proceso de degradación costera que acompañó 
la acción erosiva retrocedente del mar durante su ascenso hasta que llegó a su máximo nivel. Dicho 
proceso erosivo está representado, en el sitio más interior alcanzado por la transgresión, por un 
acantilado con un desnivel medio del orden de los 2 m y un máximo que superan 10 m, de diseño 
irregular caracterizado por la presencia de entrantes y salientes. 
 
ESTRATIGRAFÍA DEL CUATERNARIO 
 
 Se considera aquí el registro sedimentario depositado a partir del momento previo a la 
instalación del primitivo paleovalle del Río de la Plata, es decir desde el Plioceno superior. La 
interpretación de la secuencia estratigráfica se basó en el esquema secuencial que sigue las 
definiciones de Mitchum et al. (1977), cuyo concepto fue aplicado para las regiones marinas y 
costeras del nordeste bonaerense por Violante et al. (1992); Parker y Violante (1993) y Violante y 
Parker (2000), por lo tanto, la unidad fundamental utilizada en este trabajo es la Secuencia 
Depositacional. En el caso del Holoceno, dado el carácter reciente de los depósitos,su estudio se 
basó en el reconocimiento de facies ya que el concepto del análisis de facies lleva implícita la 
relación ambiente/sedimento/geoforma. Las facies se agruparon de acuerdo a sus interrelaciones 
ambientales en "asociaciones faciales" en el sentido de Collinson (1969), que constituyen Sistemas 
depositacionales que corresponde a una particular situación paleogeográfica (Parker y Violante 
1993, Cavallotto 1996 y Violante y Parker 2000), de ahí que no se empleó un esquema 
litoestratigráfico sino uno secuencial, equivalente al aloestratigráfico usado por Parker y Violante 
(1993) y Violante y Parker (2000). 
 
PLIO-PLEISTOCENO 
 
 Está constituido por depósitos correspondientes a ambientes continentales y marinos que 
comprenden dos secuencias, que de base a techo son: 
 
Secuencia Depositacional Puelches: Se relaciona genéticamente con sistemas fluviales 
superpuestos de posible diseño anastomosado, cuyos depósitos conformaron un extenso manto 
formado durante el Plioceno. 
Está compuesta por arenas maduras de colores amarillentos grisáceos a blanquecinos, con 
intercalaciones de gravas y rodados en sus niveles inferiores. Su disposición estructural manifiesta 
un hundimiento de esta unidad hacia el centro de la cuenca del Salado, con un espesor máximo de 
alrededor de 30 m. Aflora en el canal del Infierno en las proximidades de la isla Martín García 
(Paterlini et al. 1993) y en las barrancas del río Paraná (Frenguelli 1946) (Fig. 4 A). 
 Se apoya en relación de discordancia sobre la Fm. Paraná, y es sobrepuesta por la Secuencia 
Depositacional Puerto Olivos y al Sistema Depositacional Estuárico (Fig. 4 A y C). Comprende la Fm. 
Puelches definida en el norte de la Provincia de Buenos Aires por Santa Cruz (1972), la Fm. 
Ituzaingó definida en Entre Ríos por de Alba (1953), el evento denominado Transgresión Aldea 
Brasilera en el sur de Entre Ríos por Bidegain (1991) y hacia la plataforma continental adyacente 
pasa a facies litorales (Parker et al. 1999). 
 
Secuencia Depositacional Puerto Olivos: La denominación Puerto Olivos fue aplicada por Parker 
(1990) en el ámbito del Río de la Plata. Está compuesta por sedimentos de origen continental de 
color castaño, constituidos por limos arcillosos a limos con venillas de carbonato, concreciones de 
tosca de variado aspecto y loess. 
A lo largo de la costa argentina próximo a Olivos y Punta Piedras sus afloramientos constituyen 
restingas, y sedimentos equivalentes se registran en la costa uruguaya. Forma parte del sustrato 
holoceno de la llanura costera del margen sur del Río de la Plata y está ausente en casi toda el área 
de la llanura costera entrerriana, el delta (Fig. 4A) y el área que abarca el piso del paleovalle (Fig. 
4C y D), ya que fue erosionada durante el proceso que acompañó el retiro del mar en el Pleistoceno 
superior. Groeber (1945) e Iriondo (1980a) mencionan afloramientos correspondientes a esta unidad 
en la isla Ibicuy, los cuales no fueron registrados en relevamientos posteriores (Cavallotto et al. 
2005). Sedimentos equivalentes también afloran en la Llanura alta en cotas superiores a los 5 m. 
 Esta secuencia es equivalente al Pampeano de Frenguelli (1950) que incluye el Ensenadense y 
el Bonaerense, al Grupo Punta Gorda de Iriondo (1980b) para Entre Ríos y a la Fm. Punta Dorada 
de Parker (1991) para la costa norte del Río de la Plata. 
Dentro de esta secuencia se intercalan dos niveles marinos, uno inferior y otro superior. En 
sentido estricto cada uno de estos niveles debería constituir una Secuencia Depositacional en sí 
misma por cuanto son parte de sendos ciclos completos transgresivos-regresivos tal cual se ve en la 
plataforma continental (Parker et al. 1999). Pero considerando que en el Río de la Plata solamente 
quedaron preservadas sus cuñas costeras de distribución geográfica muy limitada, se ha preferido 
incorporarlos como una subunidad dentro de la Secuencia Depositacional continental representada 
por Puerto Olivos. 
El nivel marino inferior representa la primera transgresión que afectó al Río de la Plata. Sus 
depósitos están constituidos por conchillas y margas que afloran en la superficie del fondo actual en 
la zona del Codillo (Fig. 4D). Se encuentra en diferentes posiciones altimétricas variando entre -1 m 
en la mitad interior del Río y -5 m en el sector exterior, con una potencia de 4 a 13 m. 
 Sobre la base de correlaciones de perfiles paleomagnéticos, Parker et al (1994) aproximan la 
edad de este nivel entre los 2,4 y 1,7 Ma. correspondiente al Interensenadense de Ameghino (1889) 
y definido para el Río de la Plata como Mb. Barra del Indio y en la plataforma continental como USE 
4 por Parker (1990) y Parker et al. (1999), respectivamente. 
 El nivel superior aflora a lo largo de las barrancas que marcan el borde interior de las llanuras 
costeras (Fig. 4C, D y E). No aflora en el fondo del Río donde fue erodado durante el evento 
regresivo que antecedió al último máximo glacial. Está compuesto por limos, arenas bioclásticas, 
conglomerados calcáreos y calizas coquinoides con abundante restos de Erodona mactroides, 
Ostrea Linneo, Ostrea sp, Tagelus gibbus. Su posición altimétrica varía a lo largo de la costa 
(Parker, 1990) y está comprendida entre + 3 y + 12m, con un espesor de 0,5 a 3 m. 
Determinaciones radiocarbónicas realizadas en caparazones de moluscos proporcionaron 
edades comprendidas entre 26.600 + 720 y más de 43.000 a AP (Cortelezzi y Lerman 1971; Guida y 
González 1984; Weiler et al. 1987; Di Micco 1990; Fucks y De Francesco 2003) las cuales por estar 
fuera del alcance del método no son válidas, no obstante, de acuerdo con evidencias geológicas y 
correlaciones interregionales (Isla et al. 2000) se infiere que estos depósitos podrían ser 
correlacionados con el interglacial Sangamon o Eemiano (estadío isotopico 5e, 120 000 años). 
Es equivalente al Belgranense descripto por Frenguelli (1950), a la Fm. Pascua de Fidalgo et al. 
(1973) y a la Fm. Pilar de Fucks y De Francesco (2003) para el ámbito de la zona costera, y al Mb. 
Martín García de Parker (1990) para el Río de la Plata y a la USE 2 de Parker et al. (1999) en la 
plataforma continental. 
 
HOLOCENO 
 
Representa al evento transgresivo-regresivo post glacial que comprende el paquete 
sedimentario cuya evolución se inicia en la plataforma continental y se extiende al ámbito del Río de 
la Plata (Parker y Violante 1993; Violante y Parker 2004) y sus registros constituyen una Secuencia 
Depositacional de quinto orden en el sentido de Vail et al. (1977). 
Se han diferenciado dos cortejos sedimentarios (Cavallotto 2002b ; Cavallotto 2002c). Dado el 
carácter reciente, que permite reconocer las características propias de cada uno de ellos, a los 
sistemas que integran este evento se les asignó la denominación de sus ambientes 
correspondientes. 
 
Cortejo sedimentario transgresivo: Comprende a los sedimentos depositados durante el ascenso del 
nivel del mar. 
 
- Sistema Depositacional Estuárico: Corresponde a los depósitos de carácter transgresivo originados 
en la interfase agua dulce-agua salada durante la migración aguas arriba de la zona de máximo 
gradiente salino (ZMGS), los cuales rellenaron al paleovalle del Río de la Plata (Fig. 4A, B, C y D y 
Fig. 5C). 
 Se trata de arcillas a arcillas limosas verde oliva, con intercalaciones de capas delgadas de 
arena muy fina del mismo color y con conchillas diseminadas o concentradas en capas intercaladas 
en el sedimento, con un contenido fosilífero que confirma condiciones estuáricas (Cavallotto 1996). 
Su base, en el interior del río, fue datada en 8.620 + 100 a AP (Vogel y Lerman 1969), aunque por su 
génesis se interpreta que comenzó a formarse hace 18 a 20.000 años. 
Su piso en el interior del río se ajusta al relieve del sustrato y se registró entre -35 y - 0 m, 
mientras que su techo entre - 10 y 3 m, con un espesor máximo de alrededor de 20 m. 
Se corresponde con el Samborombonense de Groeber(1961), el "Querandinense" definido por 
Frenguelli (1957), la Fm. Querandí (Cortelezzi 1971) y con el nivel inferior de la Fm. Isla Talavera de 
Gentili y Rimoldi (1979). Esta unidad es la Fm. Atalaya y la Aloformación Atalaya definida por Parker 
(1990) y por Parker y Violante (1993) y Violante y Parker (2000), respectivamente, para el Río de la 
Plata. 
 
- Sistema depositacional litoral de costas abiertas: Está representado por un manto de arenas 
medianas a finas que tapizan la boca del Río y la mayor parte de la plataforma interior, el cual se 
vincula a la depositación de sedimentos en facies litorales de barreras-lagunas costeras. (Parker y 
Violante 1982; Parker et al. 1999) Comprende a las Fc. de barreras y lagunas litorales y a la Fc. de 
llanura de mareas de la Fig. 5C) 
 
Cortejo sedimentario de nivel de mar alto 
 
 Comprende a los sedimentos depositados desde el momento en que el mar alcanzó su máximo 
nivel durante el clímax de la transgresión holocena hasta la actualidad. 
 
Se encuentra embutido en las unidades anteriores (Secuencias Depositacionales Puelches, 
Puerto Olivos y el Sistema Depositacional Estuárico) con las que se relaciona por medio de una 
discordancia erosiva. Comprende los siguientes sistemas depositacionales (Fig. 5D). 
 
- Sistema Depositacional de llanura costera: Abarca los depósitos de las llanuras costeras del 
margen sur del Río de la Plata y la llanura costera del sur de la Provincia de Entre Ríos (Fig. 1 y 5D). 
Esta formada por sistemas de cordones litorales y llanuras de mareas, compuestos por depósitos de 
conchilla y arena y por sedimentos limoarcillosos, respectivamente. Su origen se relaciona con la 
depositación de sedimentos relacionada con un importante transporte litoral en costas 
semiprotegidas que generó una fuerte progradación a lo largo de la costa. De acuerdo con 
información radiocarbónica, se habría desarrollado entre los 6.000 y 2.000 a AP (Cavallotto 2002a y 
Cavallotto et al. 2002). 
 Esta unidad es equivalente al Platense marino de Frenguelli (1950), al nivel superior de la Fm. 
Isla Talavera de Gentili y Rimoldi (1979), a la Fm. Las Escobas de Fidalgo et al (1973 a y b) y a la 
Aloformación Las Escobas de Parker y Violante (1993) y Violante y Parker (2000). 
 
- Sistema Depositacional de estuario interior: Está formado por los depósitos generados dentro de 
los valles de los arroyos Arrecifes, Areco, de la Cruz y los ríos Luján y Matanza-Riachuelo en un 
ambiente estuárico durante el descenso del nivel del mar entre los 6 y los 2,5 m (Fig. 3). Está 
compuesto por sedimentos arcillosos a limos arcillosos castaños con un espesor máximo de 3 m, 
asociados con una fauna de Erodona mactroides desarticuladas y enteras y Tagelus plebeius 
articuladas y en posición de vida, esta últimas fueron datadas en el paleovalle del río Lujan en 3.640 
+ 70 a AP por Fucks y De Francesco (2003) y entre 6.000 + 80 y 6370 + 90 a AP por Figini (1992). 
Esta unidad es equivalente a la Fc. Riachuelo (Cavallotto 1996) y fue definida como Mb. Sta 
Brigida por Fucks y De Francesco (2003). Por razones de escala no está representada en la Fig. 5D. 
 
- Sistema Depositacional deltaico: Se relaciona con la depositación de los sedimentos limo-arenosos 
aportados fundamentalmente por el río Paraná. Comprende las facies subaérea y subácuea: 
 La primera la constituyen depósitos de composición limo-arenosa con un espesor máximo 
registrado en 12 m (Fig. 4A y B). Su edad, calculada en base a la progresión hacia atrás del avance 
del frente deltaico (presuponiendo un crecimiento constante) es de 2.100 años (Cavallotto 1987) y 
según dataciones radiocarbónicas obtenidas en muestras extraídas en el borde interno de esta 
unidad, entre 1.902 + 41 y 1.770 + 41 a 14 C AP (Cavallotto 2002a; Cavallotto et al. 2002). 
 La facies subácuea está compuesta por los depósitos aluviales que cubren todo el lecho actual 
del Río de la Plata, los cuales, en adyacencias del frente deltaico, velan durante la bajamareas. Sus 
sedimentos se disponen en sentido granodecreciente desde arenas en el sector interior a fangos en 
el sector exterior, estos últimos presentan estructuras propias de un frente de progradación, con 
espesores que van de 3 a 8 m. 
Ambas facies se apoyan sobre depósitos del Sistema Depositacional Estuárico y el Sistema 
Depositacional litoral de costas abiertas y constituyen la denominada Fm. Playa Honda de Parker 
(1990) y Parker y Marcolini (1992), la Aloformación Playa Honda de Parker y Violante (1993) y 
Violante y Parker (2000) y es equivalente en la plataforma interior a la Aloformación Banco Punta 
Médanos Exterior de Parker y Violante (1982, 1993) 
 
- Sistema Depositacional aluvial del Paraná y de los afluentes del Río de la Plata: Comprende a los 
sedimentos aluviales recientes tanto interiores del río Paraná como los asociados con los canales de 
diseño meandroso que migraron lateralmente y que se extiende aguas abajo siguiendo la 
progradación del frente del delta. En este sistema se incluyen también a todos los sedimentos 
aluviales correspondientes a los ríos, arroyos y cursos menores afluentes del Río de la Plata. 
 
- Sistema Depositacional de plataforma: comprende a los sedimentos clásticos suprayacentes al 
Sistema Depositacional Estuárico, los cuales corresponden a las arenas transgresivas del Sistema 
Depositacional litoral de costas abiertas que ingresaron hasta ocupar el ámbito del Río de la Plata 
exterior al sur del paleovalle. Esos sedimentos fueron reordenados, retrabajados y transformados en 
palimpsestos durante el último evento regresivo, cuya dinámica fue impuesta durante los últimos 
6.000 años (Parker y Violante 1982; Parker et al. 1999). Este sistema esta documentada por el 
ajuste de la morfología de fondo a las condiciones hidrodinámicas actuales más que por el registro 
litológico. El mismo es identificado como Fc. de plataforma de la Fig. 5D). 
 
EVOLUCIÓN DEL RÍO DE LA PLATA 
 
 Si bien el Río de la Plata comienza a bosquejar su configuración actual a partir del Plioceno, la 
posición que ocupa, así como algunos rasgos de su sustrato, son herencia de eventos geológicos 
ocurridos desde la apertura del océano Atlántico. Las evidencias de una primitiva salida al océano 
del primer antecesor del Río de la Plata provienen del registro de depósitos clásticos en la Cuenca 
de Punta del Este correspondientes a un sistema fluvial cuya edad es inferida del Cretácico inferior, 
la cual que desaguaba extensas depresiones que habrían alojado a un paleo-Paraná y sus 
tributarios. El levantamiento de la Cordillera de Los Andes en el Mioceno medio representó un 
evento fundamental en el modelado de las cuencas fluviales, ya que a partir de entonces todo el 
sistema del paleo-Paraná quedó integrado y rejuvenecido adquiriendo gran parte de su actual diseño 
de drenaje (Potter 1997). 
 Con posterioridad al retiro del mar Paranense hace aproximadamente 3,4 Ma, el cual había 
invadido vastísimas áreas del centro, este y noreste argentino y alcanzó el sur de Paraguay 
(Camacho 1967, Aceñolaza y Aceñolaza 2000), se instalaron en la región condiciones continentales 
en las que predominó el desarrollo de sistemas fluviales (Sistema Depositacional Puelches) donde 
desaguaban tanto las áreas mesopotámicas como las cordilleranas a través de la cuenca del 
Salado. La dinámica sedimentaria de los cursos fluviales provenientes de las primeras habría 
intervenido en el desarrollo de importantes sistemas deltaicos (Transgresión Aldea Brasilera, 
Bidegain 1991), que ocupaban parte del actual sur de Entre Ríos y norte de Buenos Aires. Hacia la 
plataforma, estos sedimentos pasan a facies litorales 
 Hace alrededor de 3 Ma tuvo lugar otro cambio trascendental en la historia evolutiva de la 
regiónen respuesta al comienzo del régimen climático alternante de períodos fríos y cálidos 
relacionado con la ocurrencia de las glaciaciones a escala global, lo que se tradujo en una sucesión 
de eventos marinos transgresivosy regresivos que, a diferencia de la transgresión Paranense, sólo 
tuvieron influencia en sectores costeros relativamente reducidos sin exceder las actuales llanuras 
costeras y el tramo inferior del río Paraná (Violante y Parker 1999). Varios cambios ocurrieron a 
partir de entonces: por un lado, aproximadamente a los 2,9 Ma, la salida del antiguo río Paraná hacia 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
el Salado se vio colmatada debido al enorme aporte sedimentario, lo que obligó a sus aguas a 
volcarse progresivamente hacia un cauce marginal que fluía por lo que es hoy el río Uruguay y tras 
rodear la costa sur uruguaya desaguaba hacia el noreste de la desembocadura del actual Río de la 
Plata (Parker el al. 1994). El río Salado siguió fluyendo por la parte central de la cuenca 
transportando casi exclusivamente las aguas provenientes del oeste pampeano. Quedó así instalada 
una divisoria de aguas entre la parte central de la cuenca del Salado y la nueva cuenca marginal del 
Plata (Violante y Parker 1999). 
 A los aproximadamente 2,4 Ma tuvo lugar una nueva transgresión marina, que es la primera que 
ingresó al Río de la Plata y a la Bahía Samborombón de manera independiente (Parker et al.1994, 
Violante y Parker 1999). Sus registros sedimentarios están representados en el Río de la Plata por el 
Mb. Barra del Indio y el Interensenadense clásico de su franja costera, mientras que en Entre Ríos 
está señalado por extensos depósitos lacustres indicadores de clima húmedo y alto nivel de aguas 
del subsuelo. 
 La correlación de eventos ocurridos entre la plataforma continental, Río de la Plata y regiones 
cordilleranas (Violante y Parker 1999) permitió inferir que aproximadamente a los 1,8, 0,9 e 
inmediatamente después de los 0,60 Ma, eventos interglaciales deben haber inducido la ocurrencia 
de sendas transgresiones marinas. Una de ellas corresponde a la que dejó en la plataforma y áreas 
costeras adyacentes los depósitos marinos de la Unidad Sismoestratigráfica 3-Fm. San Clemente 
(Violante y Parker 1993; Parker y Violante 1999), de la cual no se hallaron registros en el Río de la 
Plata probablemente debido a la ocurrencia de fuertes eventos erosivos post-depositacionales. 
 La transgresión siguiente que culminó hace unos 120.000 años, corresponde al Belgranense, 
representada en la llanura costera por la Fm. Pascua y en el Río de la Plata por el Mb. Martín 
García. 
 Durante las diferentes transgresiones Plio-Pleistocenas el ingreso de las aguas se produjo en el 
Río a través de una depresión afectada por una subsidencia tectónica poco significativa, que obligó a 
todos los depósitos transgresivos a ocupar el mismo espacio físico, razón por la cual la depositación 
de los sedimentos pertenecientes a cada evento sólo fue posible mediante la eliminación previa de 
los anteriores a través de efectos erosivos que ocurrieron por acción fluvial durante las etapas 
regresivas y por el retroceso de la línea de costa durante las transgresivas. Así, los registros de cada 
transgresión se conservaron únicamente en las áreas marginales y hasta es posible que de alguno 
de esos eventos no hayan quedado evidencias. 
 El ciclo de variaciones relativas del nivel del mar que se inicia durante la regresión subsiguiente 
al “Belgranense” es conocido en detalle a partir de estudios sismoestratigráficos en la plataforma 
submarina y el Río y relevamientos geológicos en las regiones costeras. El mismo fue considerado 
como un ciclo de cuarto orden (Vail et al. 1977) durante el cual se originaron una sucesión de 
sistemas sedimentarios que fueron interpretados por Cavallotto (2002b y c) como cortejos en el 
sentido de Hunt y Tucker (1992). 
 El descenso progresivo del nivel del mar (regresión preholocena) llevó a que el Río de la Plata 
comenzara a excavar más profundamente su cauce por el efecto del descenso del nivel de base y el 
consecuente aumento de caudal y velocidad de sus aguas. Por su parte, el cauce comenzó a ser 
aislado de la plataforma adyacente por la presencia de la divisoria Punta Piedras-Alto Marítimo que 
quedó al descubierto. Al sur del paleovalle, en la plataforma, se desarrollaron sistemas de barreras-
lagunas costeras progradantes cuyos depósitos constituyen un Cortejo sedimentario regresivo 
forzado (Forced regressive systems tract) (Fig. 5A). 
 Durante la posición más baja del nivel del mar, el Río de la Plata fluía por su valle que 
contorneaba la costa actual de la República del Uruguay y Río Grande do Sul en Brasil, 
transportando una considerable cantidad de carga sólida que depositó en su desembocadura, en el 
borde actual de la plataforma en forma de deltas que incluyen facies de fango de prodelta (Urien y 
Ewing 1974). La cuña depositacional generada en este momento representa un Cortejo 
sedimentario de nivel bajo (Lowstand wedge systems tract) (Fig. 5B). 
 Como consecuencia del cambio climático que siguió al último máximo glacial se produjo un 
nuevo ascenso del nivel del mar, el cual invadió el paleovalle. El encuentro entre el agua de mar y 
las aguas fluviales generó una zona de máximo gradiente salino (ZMGS) en la cual los sedimentos 
finos aportados por las descargas del Río formaron una zona de máxima turbidez (ZMT) que dio 
origen al "tapón fangoso", que comenzó a migrar en el sentido de avance del mar comportándose 
como un depocentro retrogradante que fue rellenando progresivamente el paleovalle. 
Paralelamente, en la plataforma adyacente el ascenso del nivel del mar provocó el retroceso de la 
línea de costa a través del proceso de erosión costera o "acantilamiento", mientras se formaban 
sistemas de barreras-lagunas litorales que migraron hacia el continente a medida que progresaba la 
ingresión. Las barreras que iban quedando sumergidas eran retrabajadas y sus sedimentos 
remodelados y redistribuidos en un manto arenoso de carácter relicto. 
 A aproximadamente 8.600 años, cuando el mar alcanzó los -15 m, se produjo una 
desaceleración en su velocidad de ascenso y por lo tanto un incremento en los procesos erosivos de 
acantilamiento, que en el Río de la Plata se manifestó mediante el labrado de una plataforma de 
abrasión que margina al paleocauce. 
 Con el ascenso del nivel del mar la divisoria Punta Piedras-Alto Marítimo quedó parcialmente 
sumergida aunque siguió comportándose como un promontorio o saliente costero. Por su posición 
enfrentada a la dinámica oceánica dominante del SE actuó como punto de convergencia de las olas, 
a partir del cual se generaron dos sistemas de corrientes litorales que indujeron el desplazamiento 
de los sedimentos a lo largo de la costa formando sistemas de cordones litorales en direcciones 
opuestas, condición que se mantuvo hasta hoy. Mientras esto ocurrió en la boca del Río, en el sector 
interior se originaba otro sistema de cordones que progradaron hacia el NO a partir de otro saliente 
costero (Paleopunta Gualeguaychú), aunque no hacia el NE pues las descargas del río Uruguay 
impidieron el desarrollo de acumulaciones litorales en ese sentido. Dichos sistemas de cordones 
favorecieron la formación de zonas semiprotegidas que actuaron como llanuras de mareas. La 
etapa final de la transgresión, caracterizada por una velocidad de ascenso del nivel del mar 
gradualmente desacelerada, llevó a la línea de costa a su máximo retroceso. El registro 
sedimentario que comprende todo el proceso de ascenso del nivel del mar forma parte del Cortejo 
sedimentario transgresivo (Transgressive systems tract) (Fig. 5C). 
 A los 6.000 años AP aproximadamente el mar alcanzó el máximo nivel, registrado en cotas que 
oscilan los + 6 m. A partir de entonces comenzó a descender hasta la posición actual. El inicio de 
este momento estuvo caracterizado en las cabeceras del estuario por el desarrollo de deltas 
menores (Nogoyá, Clé y Gualeguay) como consecuencia probablemente de un incremento 
importante en las precipitaciones que habrían aumentado el caudal y la dinámica fluvial en respuesta 
ala instalación de las condiciones propias del óptimo climático. 
 El subsiguiente descenso del nivel del mar fue acompañado por un proceso de fuerte 
progradación costera que dio origen a la secuencia regresiva, la cual se caracterizó por el desarrollo 
de sistemas de cordones litorales que crecieron en forma conjunta a partir de las Paleopuntas 
Gualeguaychú y Punta Piedras siguiendo el sentido de la deriva litoral y dejando encerrados nuevos 
sistemas de llanuras de mareas. El proceso regresivo quedó registrado por el escalonamiento de los 
sistemas de cordones desarrollados en la llanura costera del margen sur del Río de la Plata 
(Cavallotto 1995a y b y 2002a), lo que no se observa en la llanura costera entrerriana por estar allí 
parcialmente sepultados los cordones por una franja medanosa. La instalación de este cordón 
medanoso indica un proceso de deflación y una disponibilidad importante de sedimentos, 
seguramente proveniente de los subyacentes depósitos de playas. La interrupción en la 
progradación de los deltas, que fueron reemplazados por la formación de médanos, estaría 
marcando una disminución en el régimen de precipitaciones. 
 Con posterioridad al desarrollo de la llanura con cordones de playa y con un descenso del nivel 
ligeramente inferior a los + 3 m, se produjo, por delante de los cordones litorales de ambas llanuras 
costeras, la progradación de sucesivas líneas de playas cuya separación, extensión, orientación y 
composición permiten inferir un cambio en las condiciones hidrometeorológicas. La diferencia de 
cota existente entre estos sistemas revelaría cambios menores en la posición relativa del nivel del 
mar y/o en el clima de ola dominante durante su depositación. 
 La depositación de los sistemas de playas fue interrumpida como consecuencia del proceso 
sedimentario que acompañó el desplazamiento aguas abajo de la ZMGS lo cual originó un 
importante aporte de sedimentos fangosos. Este último evento dio lugar al desarrollo de llanuras de 
fango que acompañaron la migración de la ZMGS a la posición actual y cuyo aporte sedimentario 
originó la barra exterior del Río (Barra del Indio) y los depósitos de fango que bordean la bahía 
Samborombón. El desplazamiento de la ZMGS trajo aparejado en el Río de la Plata el cambio 
ambiental de condiciones estuáricas a fluviales y la depositación de facies sedimentarias en equilibrio 
con las actuales condiciones hídricas. Este evento quedó registrado por la instalación de un 
depocentro deltaico que ocupa todo el lecho del Río hasta su desembocadura en el Océano 
Atlántico (Fig. 5D). Dicho cambio habría respondido a variaciones climáticas hacia condiciones más 
húmedas, las que se infieren como responsables de un mayor aporte hídrico del río Paraná. 
 Esta etapa se encuentra totalmente preservada, forma el paisaje actual y el prisma sedimentario 
desarrollado constituye un Cortejo sedimentario de nivel alto (Highstand systems tract) (Fig. 5D). 
 
CONSIDERACIONES FINALES 
 
 Los rasgos geomorfológicos actuales del Río de la Plata son la herencia directa de la sucesión 
de eventos transgresivo-regresivos ocurridos a partir del Plioceno como consecuencia de la 
alternancia de períodos glaciales e interglaciales. 
 A partir del momento en que el nivel del mar alcanzó su posición más alta durante Pleistoceno 
superior (estadío isotópico 5e - 120.000 años AP), la secuencia de eventos pudo ser establecida con 
cierto detalle. El registro sedimentario generado durante la migración de la línea de costa 
comprende una secuencia depositacional de cuarto orden generada bajo la influencia de un ciclo 
asimétrico de variaciones relativas del nivel del mar, fuertemente ligado con el clima y con cambios 
glacio eustáticos, caracterizados por un gradual descenso del nivel del mar, un rápido ascenso y 
muy cortos estadíos de nivel del mar bajo y alto. 
 Los eventos más significativos comprendidos dentro de dicha secuencia fueron: la incisión del 
paleovalle y la formación de una superficie de máxima exposición subaérea durante el último 
período glacial (antes de los 18.000 años), el relleno por instalación de un ambiente estuárico 
(18.000 – 6.000 años), la progradación de las llanuras costeras que le dieron a la región su 
configuración actual (post 6.000) y el cambio del primitivo ambiente estuárico a las actuales 
condiciones fluviales, caracterizado por el desarrollo del delta sobrepuesto a un sistema estuárico 
(post 2.000 años). 
 La interpretación en forma integral del registro sedimentario del Río y regiones vecinas a partir 
de la aplicación de los conceptos de estratigrafía secuencial permitió obtener un cuadro acabado de 
los procesos y condiciones dinámicas que regularon su evolución, así como de los depósitos 
sedimentarios resultantes. 
 
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