5 - Capitulo II - Hidrogeología regional

2. HIDROGEOLOGIA REGIONAL
2.1. Introducción
G. Baudino, 1996 19
Hidrogeología del valle de Lerma
El valle de Lerma, desde el punto de vista regional, ha sido incluido en la provincia
hidrogeológica "Valles Intermontanos de la Cordillera Oriental y Sierras Subandinas"
(Ruiz Huidobro y Sosic, 1979) y ubicado en la región "Valles Intermontanos", de acuerdo
a la caracterización hidrogeológica del Noroeste Argentino efectuada por Fuertes et al.
(1990).
Desde el punto de vista de la génesis del agua subterránea, pertenece a la
provincia hidrogeológica de Afrente montañoso@, siguiendo el criterio de Issar y Passchier
(1990), ya que los acuíferos que caracterizan esta provincia se encuentran en ambientes
aluviales modernos a subactuales, situados al pie de un relieve montañoso y la superficie
del área de aporte a la recarga es mucho más importante que la del reservorio y se
encuentra fuera de los límites del mismo. Esta definición se ajusta a las características
más sobresalientes del sistema geohidrológico estudiado, ya que incluye la ubicación
fisiográfica, el ambiente deposicional de los sedimentos que conforman los reservorios y
el origen de la recarga de los mismos.
La historia geológica y sus geoformas resultantes, la diversidad climática actual y
las modificaciones fisiográficas sufridas en el pasado geológico reciente dan como
resultado un compleja red de flujo hídrico subterráneo en el vaso del valle de Lerma.
Para el análisis de los distintos ambientes y procesos hidrogeológicos, se han
diferenciado en el presente trabajo siete Sistemas Acuíferos susceptibles de ser
explotados, cuyas características distintivas: área de aporte a la recarga, medio
geológico de circulación y tipo hidroquímico de agua, permiten asignarles nombres
propios. Se propone la denominación de estos Sistemas Acuíferos, de norte a sur: La
Caldera, Arenales, Portezuelo, La Isla, Rosario, La Viña y La Florida. Cada una de
estas unidades será analizada en el ítem 3. Sistemas Acuíferos. El valle de Lerma es la
unidad natural de orden mayor, cuyo estudio permite explicar las interrelaciones de los
diferentes Sistemas Acuíferos.
Desde un punto de vista regional, la totalidad de los niveles productivos
explotados hasta la fecha corresponden a sedimentos cuaternarios, salvo el caso de la
localidad de Coronel Moldes, al que se hará mención más adelante.
La mayor parte de la recarga de los acuíferos explotados se produce por
infiltración del escurrimiento superficial proveniente de los flancos del valle. Por esta
razón se ha prestado especial atención a la cuantificación de los recursos hídricos
superficiales que ingresan a la depresión en las zonas de recarga. Considerados como
Arecarga potencial@, estos caudales son una medida de las posibilidades de desarrollo
hidrogeológico de cada sistema acuífero.
Las cuencas hidrológicas de los cursos superficiales que aportan sus caudales al

G. Baudino, 1996 20
Hidrogeología del valle de Lerma
vaso del valle, poseen un área que supera los 30.000 km 2 , más de 10 veces la
extensión de los acuíferos en estudio. Los valores de precipitación en estas cuencas
son extremadamente disímiles y dependen principalmente del relieve, ya que las lluvias
estivales tienen un neto carácter orográfico (Bianchi,1981).
El estudio de la contaminación por boro del acuífero libre en la porción central del
valle (Bundschuh et al. 1993, Baudino et al. 1993), permitió comprobar que esta
aún no ha llegado a las capas confinadas. Esta comprobación avala la
hipótesis de que el aporte de las precipitaciones y del escurrimiento superficial en la
región central de la depresión, carece de importancia cuantitativa en lo que respecta a la
recarga de los acuíferos confinados.
Desde el punto de vista de su drenaje superficial, el valle de Lerma está dividido
en dos cuencas hidrográficas: la del río Mojotoro, que pertenece a la cuenca del río
Bermejo, al norte y la del río Juramento-Salado al sur. La divisoria de aguas entre ambas
cuencas, en el vaso del valle, lo constituyen las lomas de Medeiro al occidente y una
suave elevación topográfica entre éstas y la sierra de Mojotoro al oriente (Figura 2.2.5.).
Las direcciones de escurrimiento subterráneo, en la mayoría de los casos, son
paralelas a las del escurrimiento superficial. En el valle de Lerma se presentan
excepciones a esta regla general en dos ambientes hidrogeológicos: el extremo
septentrional del valle y en el tramo medio-oriental del mismo.
En el primer caso se trata de un trasvasamiento de cuencas muy importante, ya
que parte de los recursos hídricos que pertenecen al sistema del Bermejo alimentan los
acuíferos situados en el sistema del Juramento. Este fenómeno ha sido interpretado por
diversos autores (Ruiz Huidobro, 1968; Adur, 1973; Butrón, 1976; Medina, 1981), a través
de inferencias geomorfológicas e hidrogeológicas, que indican la existencia de un
paleocauce del río La Caldera (Figura 2.3.7.), que atraviesa el límite de cuencas
superficiales. Mediante la correlación de acuíferos y la construcción del mapa de
isopiezas (Figura 3.1.5.), esta interpretación ha podido ser confirmada (Baudino et al.,
1993)
El otro caso de diferencias en las direcciones de escurrimiento superficial y
subterráneo ha sido comprobado en el tramo medio de los abanicos aluviales formados
por los ríos Arenales y Rosario. El sistema de drenaje sobreimpuesto a estas geoformas,
posee direcciones de escurrimiento que no coinciden con las deducidas a partir de la
correlación y piezometría realizadas (Figura 3.2.4.).
La porción septentrional del valle de Lerma se caracteriza por la asimetría de sus
flancos en lo que respecta a los fenómenos climáticos y geomórficos. Los reservorios de
agua subterránea poseen sus áreas de recarga principalmente en los bordes
occidentales. La única subcuenca de importancia que se desarrolla en el flanco oriental
es la del Portezuelo, donde el espesor de sedimentos cuaternarios permite el
almacenamiento de los recursos hídricos, que son explotados intensamente para
abastecimiento de agua potable.
Queda evidenciada también, a través de la piezometría, la confluencia subterránea
de tres Sistemas Acuíferos en la región austral de la ciudad de Salta: La Caldera,

G. Baudino, 1996 21
Hidrogeología del valle de Lerma
proveniente del norte, Portezuelo, desde el este y Arenales desde el oeste. A partir de
esta confluencia, el Sistema Acuífero resultante posee características estratigráficas,
piezométricas y fisicoquímicas diferentes a las de los sistemas aportantes, por lo que se
lo ha denominado Sistema Acuífero La Isla. Este acuífero es intensamente explotado, por
su semisurgencia o surgencia, para fines agropecuarios principalmente.
En el flanco nororiental de la zona de estudio existe una zona de alto riesgo
para la perforación de pozos destinados a la producción de agua subterránea. Esto se
debe a que los subafloramientos de rocas ordovícicas, sepultadas por la sedimentación
cuaternaria, conforman un paleorrelieve que no siempre se evidencia en superficie. Tanto
sondeos mecánicos como geoeléctricos verticales han detectado la presencia del
basamento técnico a distancias de hasta dos kilómetros al oeste de las elevaciones de la
sierra de Mojotoro (Butrón, 1976; Fuertes et al., 1975 y 1979), a profundidades que
varían entre los 60 m (AS0016) y 84 m (AS0131) bajo boca de pozo (Figura A2, Tabla
A1).
Esta misma configuración ha sido comprobada en la porción más ancha del valle,
al sur de la ciudad de Salta, (Fuertes et al., 1986) donde existen afloramientos rocosos
denominados "Cerrillos de San Miguel" , que además producen una modificación
sustancial del drenaje subterráneo (García, 1988), y en parte delimitan por el oeste la
importante cuenca artesiana de La Isla, cuyo límite oriental es la sierra de Mojotoro
(Argañaraz, 1975).
En el tramo austral del valle, que incluye el embalse Cabra Corral, los depósitos
cuaternarios ubicados en ambos flancos de la depresión, constituyen buenos
reservorios. Las diferentes áreas de recarga y calidad química permiten diferenciar dos
sistemas acuíferos: al oeste el Sistema Acuífero La Viña y al este el Sistema Acuífero La
Florida.
Las cuencas vertientes al Sistema Acuífero La Viña, reciben lluvias que solo
localmente alcanzan los 600 milímetros al año. El contenido salino, en el agua superficial
y subterránea, es mayor que en los otros ambientes del área de estudio. Esto se debe
tanto a la escasez de precipitaciones, como a la abundancia de afloramientos de
sedimentitas de edad Terciaria, caracterizados por la presencia de sales solubles,
principalmente sulfato de calcio. Como ejemplo de esta situación, en las cercanías de la
localidad de Coronel Moldes, una perforación exploratoria realizada por Yacimientos
Petrolíferos Fiscales (ASP1391, Figura A3) alumbró una capa acuífera artesiana, entre
los 300 y 500 m.b.b.p., en la Formación Anta. Lamentablemente la calidad del agua
surgente es deficiente, por exceso en el contenido de sulfatos y de sodio, lo que la hace
inapta tanto para consumo humano como para usos agropecuarios.
El Sistema Acuífero La Florida recibe precipitaciones que superan los 700
milímetros anuales, en la alta cuenca del área de aporte, donde afloran principalmente
metamorfitas precámbricas. Esto influye en la calidad físico-química del agua superficial
que alimenta los acuíferos, que posee una mineralización menor que en el Sistema
Acuífero La Viña.
El río Guachipas se comporta como efluente de ambos acuíferos y posee un
elevado contenido en sólidos disueltos, producto de la concentración por evaporación, a

G. Baudino, 1996 22
Hidrogeología del valle de Lerma
lo largo del trayecto de sus afluentes por los valles Calchaquíes. A diferencia de los
cursos fluviales de la comarca septentrional del valle, el Guachipas no recarga los
acuíferos explotados en la actualidad, ya que su ingreso al valle se produce a un nivel
topográfico desfavorable.
En cuanto a la potencia de los sedimentos cuaternarios que rellenan el valle de
Lerma, no existen datos directos sobre espesores máximos. La mayor parte de las
perforaciones, realizadas por la Administración General de Aguas de Salta, la Dirección
General de Obras Sanitarias y por empresas particulares, no supera los 200 metros bajo
boca de pozo. En los bordes de la depresión varias perforaciones han detectado
basamento técnico, en cambio en el centro del valle, no existe información directa sobre
el espesor sedimentario total. La información indirecta, obtenida a través de sondeos
eléctricos verticales (SEV), permite inferir que los estratos, cuya resistividad es
asimilable a sedimentos cuaternarios, poseen una potencia máxima que supera los 300
metros en la comarca situada entre Campo Quijano, Cerrillos y La Merced (García, 1988;
Figura 2.3.5.)
Las perforaciones profundas que cita Ruiz Huidobro (1968), efectuadas por Obras
Sanitarias de la Nación (O.S.N.) en la década de 1940 (denominadas AS0031a y
AS0031b), atraviesan secuencias clásticas, principalmente conglomerados con
intercalaciones de arenas y arcillas, hasta una profundidad de 600 metros. De acuerdo a
referencias (Moreno Espelta, 1993 com.pers.) las perforaciones efectuadas por O.S.N.
fueron realizadas bajo la hipótesis de que las Lomas de Medeiro eran un gran cono
aluvial elaborado por el antiguo río Lesser-Vaqueros. Los afloramientos de sedimentitas
terciarias relevados en el extremo septentrional de las lomas de Medeiro y los existentes
en el arroyo El Huayco, en su porción central, fundamentan la hipótesis de que estas
elevaciones están constituidas por subafloramientos de rocas terciarias. Aguilera (1988)
interpreta la estructura de las lomadas como la continuación hacia el sur del
braquianticlinal de la sierra de Vaqueros. La baja permeabilidad y la estructura
desfavorable impiden que los aportes provenientes del Cordón de Lesser recarguen el
Sistema Acuífero La Caldera.
Salvo el acuífero freático, en general contaminado orgánicamente, el agua
subterránea es de excelente calidad, y no ofrece limitantes para el consumo. Las
conductividades medidas oscilan entre 350 y 850 uS y los pH entre 5,5 y 7,8. La
hidroquímica del agua subterránea explotada se trata en cada Sistema Acuífero en
particular.
Frecuentemente la primera capa es aislada mediante cementación y el agua
proveniente de acuíferos inferiores no necesita tratamiento para su utilización. En los
casos en que se explota el acuífero libre, un simple proceso de cloración permite eliminar
los contaminantes bacteriológicos. Esta situación está comenzando a modificarse en el
área urbana, detectándose en el año 1990 la presencia de contaminantes orgánicos
tales como detergentes aniónicos y catiónicos e inorgánicos como boro, cadmio y plomo
en el acuífero freático. Otro caso, en el sur de la ciudad de Salta, es la presencia de
hierro y manganeso por encima de los límites tolerables, asociada a contaminación
bacteriológica.
La contaminación del acuífero freático no generó problemas agudos al inicio de la

G. Baudino, 1996 23
Hidrogeología del valle de Lerma
explotación de las capas confinadas, sobre todo por la circunstancia favorable de que los
niveles piezométricos de los acuíferos profundos eran iguales o mayores que los del
acuífero libre. Actualmente y en el caso del centro de la ciudad de Salta esta situación se
ha invertido, debida a la explotación intensiva de los acuíferos profundos. Desde el punto
de vista geológico, estos últimos cuentan con una protección efectiva, ya que las capas
de arcilla en dicha zona poseen continuidad areal, pero existen numerosas perforaciones
de mediana profundidad cuyo deficiente estado puede convertirlas en canales
privilegiados de ingreso de contaminantes al sistema.

2.2. Cuantificación del recurso hídrico superficial
2.2.1. Caracterización climática
Precipitaciones
G. Baudino, 1996 24
Hidrogeología del valle de Lerma
Las características climáticas del valle de Lerma están determinadas en gran
medida por su configuración fisiográfica. La altura media sobre el nivel del mar del vaso
del valle, los cordones de orientación predominante norte-sur y la presencia de abras y
quebradas transversales en las serranías orientales son los principales factores
condicionantes del clima.
Las precipitaciones se producen en verano, entre los meses de diciembre y
marzo, bajo la influencia del centro ciclónico estival denominado "baja térmica" (Bianchi,
1981), que atrae los vientos húmedos provenientes del este, desde el anticiclón del
Atlántico Sur.
Las lluvias están controladas por los rasgos orográficos. Debido a la baja
elevación de las serranías orientales, los vientos húmedos ingresan en el valle, donde son
detenidos por los cordones situados al oeste, de más de 4.000 m.s.n.m., al pie de los
cuales descargan casi la totalidad de la humedad. A consecuencia de ello existe una
marcada diferencia en los registros pluviométricos de los flancos oriental (El Angosto,
641 mm anuales) y occidental (San Lorenzo, 1354 mm anuales), Figura 2.2.2.
También es notable una gradación de la media anual de precipitaciones en el
sentido norte-sur, debida principalmente a la mayor elevación de las serranías orientales
en la porción austral del valle, que impiden el ingreso de los vientos del este, reduciendo
el total de agua caída a 358 mm anuales en la estación de Alemanía (Figura 2.2.2.).
Las serranías que enmarcan el valle por el occidente constituyen una barrera
natural para las precipitaciones provenientes del este. Esta configuración tiene como
resultado no solo el aumento de las lluvias a barlovento de los cordones, sino también una
disminución a sotavento de los mismos. La estación meteorológica de Ing. Maury, en la
Quebrada del Toro, tiene un registro anual medio de 97 milímetros y está situada a
escasos 30 kilómetros en línea recta de la localidad de Los Yacones, donde se miden
1.411 mm/a (Figura 2.2.2.).
La mayor parte de la superficie de las cuencas que aportan al valle de Lerma, se
encuentran a sotavento de los contrafuertes de la Cordillera Oriental, por lo que podrían
ser descriptos como "rain shadow desert", con precipitaciones medias menores a 200
milímetros al año (Figura 2.2.1. ).

Figura 2.2.1: Isohietas medias anuales en las cuencas vertientes al valle de Lerma.
G. Baudino, 1996 25
Hidrogeología del valle de Lerma

Hidrogeología del valle de Lerma
Figura 2.2.2.:
Detalle de la Figura 2.2.1.: Isohietas medias anuales en las cuencas adyacentes al valle de Lerma.
G. Baudino, 1996 26

G. Baudino, 1996 27
Hidrogeología del valle de Lerma
Los datos estadísticos de base con los que se cuenta son los registros
pluviométricos de la empresa Ferrocarril Nacional General Belgrano (FCGB), de la
Secretaría de Estado de Asuntos Agrarios (SEAA), de Agua y Energía Eléctrica de la
Nación (AYEE) y del Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria (INTA) publicados por
este último organismo, (Bianchi, 1992, Tabla 2.2.1.).
ESTACIONES PLUVIOMETRICAS
No.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
UBICACION
Alemania
Alvarado, Gral.
Ampascachi
Cabra Corral - Rio
Cachi
Camp.Central, AAYE.
Campo Quijano
Castanares
Cerrillos
Chicoana
Chorrillos
Colalao del Valle
Cuesta del Obispo
Dique Campo Alegre
Dique los Sauces
Dique Nivelador, Río Toro
El Alisal
El Angosto, Río Mojotoro
El Volcán, Río de las Nieves
Finca Los Remansos, Cerr.
La Poma
La Punilla, Río Calchaquí
Las Flechas, Río Calchaquí
La Merced
Las Costas
Los Yacones
Maury, Ing.
Moldes, Coronel
Molinos, Rio Calchaqui
Osma
Peñas Bayas, Rio Corralito
Pucará, El Angosto
Potrero de Díaz
Punta de Balasto
Río San Alejo
Río Santa Rufina
Rosario de Lerma
Salamanca, Rio Arenales
Salta, Estacion FFCC
San Fernando, Río Escoipe
San Gabriel
San Lorenzo
Santa María
Sola, M. Gobernador
Talapampa
Zuviría, Facundo (El Carril)
20 de Febrero
Y
3545,1
3554,3
3550,0
3569,4
3483,1
3560,8
3535,9
3546,6
3551,4
3551,3
3525,6
3503,7
3516,7
3564,1
3503,9
3533,8
3528,1
3571,0
3550,7
3555,4
3478,9
3516,4
3485,2
3551,0
3551,3
3552,9
3523,0
3553,5
3471,0
3553,4
3531,2
3470,8
3539,9
3485,1
3559,2
3560,7
3542,2
3539,8
3559,4
3526,2
3560,9
3550,4
3494,5
3515,8
3544,8
3550,7
3547,9
X
7176,6
7253,7
7196,6
7205,5
7221,4
7256,2
7246,1
7183,7
7246,3
7222,8
7263,2
7085,2
7217,3
7283,1
7147,3
7246,9
7253,4
7267,5
7281,1
7233,9
7269,3
7123,4
7160,5
7239,4
7261,0
7277,6
7270,9
7205,5
7187,2
7213,7
7237,7
7145,2
7253,8
7020,2
7285,4
7286,4
7238,4
7263,7
7260,8
7216,4
7207,8
7266,4
7047,7
7281,1
7175,9
7227,8
7189,8
COTA
(msnm
1175
1204
1112
1100
2260
1168
1520
1133
1253
1270
2112
1700
2790
1398
1700
1520
1811
1078
1650
1140
3015
1500
1900
1250
1226
1550
2359
1104
2150
1135
1575
2245
1490
2005
1505
1560
1332
1764
1187
1980
1114
1487
1950
2556
1115
1170
1105
PERIODO
34-74
35-78
34-76
59-68
57-61
43-67
35-78
34-71
34-78
34-76
36-78
57-61
57-61
72-78
43-56
44-60
35-78
43-78
48-61
64-71
74-78
48-67
46-53
36-76
71-78
72-78
41-78
35-76
43-67
35-71
44-67
43-62
46-66
46-66
45-54
45-54
35-78
50-61
34-78
57-67
43-67
43-60
74-78
36-78
34-71
36-78
36-71
FUENTE
Tabla 2.2.1.: Estaciones pluviométricas. Datos extraidos de Bianchi y Yañez (1992).
FCGB
FCGB
FCGB
AYEE
AYEE
AYEE
FCGB
FCGB
FCGB
FCGB
FCGB
AYEE
AYEE
SEAA
AYEE
AYEE
FCGB
FCGB
AYEE
AYEE
SEAA
AYEE
AYEE
FCGB
SEAA
SEAA
FCGB
FCGB
AYEE
FCGB
AYEE
AYEE
AYEE
AYEE
AYEE
AYEE
FCGB
AYEE
FCGB
AYEE
AYEE
AYEE
INTA
FCGB
FCGB
FCGB
FCGB
P.MEDIA
(mm)
358
647
412
388
141
629
836
363
599
552
129
160
809
871
126
919
373
641
1092
531
121
121
122
532
742
1411
97
429
164
513
1333
120
1016
310
1038
1155
701
985
660
375
526
1354
160
67
376
539
379

G. Baudino, 1996 28
Hidrogeología del valle de Lerma
Cabe destacar que como consecuencia de los procesos de privatización y
recortes presupuestarios, han dejado de funcionar aproximadamente el noventa por
ciento de las estaciones pluvimétricas de la zona de estudio (Bianchi, 1994 com.pers.).
El carácter orográfico de las precipitaciones queda reflejado en la Figura 2.2.3.,
donde pueden apreciarse tres tipos de relaciones entre la altura sobre el nivel del mar y
la media anual precipitada.
PRECIPITACIONES (mm)
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
Figura 2.2.3.: Precipitaciones medias anuales vs. altura sobre el nivel del mar. Las cifras graficadas
corresponden a los números de orden de las estaciones pluviométricas listadas en la Tabla 2.2.1. y
ubicadas en el mapa de isohietas, Figura 2.2.1.
El primer grupo de estaciones permite establecer una relación lineal, con un
coeficiente de regresión de 0,68 y a partir de los 500 mm de precipitación media anual y
1.100 m.s.n.m. responde a la ecuación
P (mm) = - 806 + 1,2 * altura (m)
12
19
8 21
2
4
22 24
14
10 11
5
1
38
27
26
46 45 29 25
1
6
31 43 39
35 32 36 30 40
28
34
37
44
si:
P > 500 mm
Altura > 1.100 y < 1.750 m.s.n.m.
A este grupo de estaciones (recta de regresión - 1 - en la Figura 2.2.3.)
pertenecen aquellas situadas en el vaso del valle, por debajo de los 1.750 metros de
altura sobre el nivel del mar.
13
23
15
17
16
7
3
18
9
0
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
20
33
42
41
ALTURA (m.s.n.m.)
2
47
Cuesta del Obispo

G. Baudino, 1996 29
Hidrogeología del valle de Lerma
El segundo grupo de estaciones pluviométricas (recta 2) comprende a las
ubicadas por encima de los 1.750 metros de altura, ya fuera de los límites del valle, o
bien como en la comarca austral, a sotavento de las cadenas montañosas que retienen
los vientos húmedos provenientes del este. La relación lineal entre los parámetros
graficados se invierte, ya que a mayor cota, las precipitaciones disminuyen con la
siguiente relación:
P (mm) = 556 - 0,18 * altura (m) (coeficiente de regresión 0,57)
El tercer tipo de relación cota/precipitación está representado lamentablemente
por un solo valor, correspondiente a la estación de Cuesta del Obispo, pero es
representativo para un importante número de quebradas de rumbo este-oeste, como las
de los ríos Corralito, Blanco, Usuri, de las Nieves, Santa Rufina, San Alejo, etc. que
poseen las mismas características de orientación favorable respecto al ingreso de
vientos húmedos y una altura tal en sus cabeceras de cuenca, que produce un efecto de
barrera total para las precipitaciones. En estas quebradas no existen registros
pluviométricos continuos, por tratarse de zonas extremadamente escarpadas y de difícil
acceso, debido justamente a las copiosas lluvias estivales.
Precipitacion media anual (mm)
Precipitacion media anual (mm)
250
200
150
100
50
250
200
150
100
50
0
0
a) Potrero de Diaz
SET OCT NOV DIC ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO
c) Cuesta del Obispo
SET OCT NOV DIC ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO
Figura 2.2.4.: Pluviogramas representativos de las
tres situaciones geográficas tipificadas en relación
con posición respecto a los cordones
montañosos:
a) Estación en el valle o su flanco occidental;
b) Estación a sotavento de las barreras pluviales;
c) Estación en quebradas con orientación
favorable.
La distribución fitogeográfica tiene estrecha dependencia con las características
fisiográficas y climáticas mencionadas. Sobre las laderas del flanco oriental del valle, por
encontrarse a sotavento de los vientos húmedos, crece un Bosque Chaqueño Serrano
Precipitacion media anual (mm)
250
200
150
100
50
0
b) Maury, Ing.
SET OCT NOV DIC ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO

G. Baudino, 1996 30
Hidrogeología del valle de Lerma
con especies xerófilas adaptadas a las escasas precipitaciones (Cabrera, 1971).
El vaso del valle, cubierto originalmente por este tipo de bosque, ha sido
intensamente desmontado para dar lugar a la agricultura y ganadería. Los cultivos
principales bajo riego, son tabaco y hortalizas, mientras que a secano se siembran
cereales y legumbres.
Las serranías del noroeste y oeste del valle se hallan cubiertas por bosque
subtropical serrano, mientras que en algunas quebradas protegidas, por encima de los
1.300 m.s.n.m. , se desarrolla la Selva Montana, con presencia de epífitas y lianas. Las
elevaciones superiores a 2.000 m.s.n.m. se hallan cubiertas por los Pastizales Serranos
(Cabrera, 1971).
Los mapas de isohietas en detalle para cada una de las cuencas vertientes a las
zonas de recarga se incluyen en el tratamiento de cada Sistema Acuífero.
Temperaturas
Las temperaturas medias anuales en el valle, cuyas isotermas tienen un trazado
submeridiano, aumentan de 16 1C, al NNO, hasta 18 1C al SSE. Esta distribución de las
temperaturas, así como el gradiente de precipitaciones dentro del clima subtropical
serrano que caracteriza la región, determinan una zonación microclimática dentro del
clima subtropical serrano que caracteriza la región .
Si bien los inviernos son fríos y secos en todo el valle, las zonas septentrional y
occidental gozan de veranos moderados y lluviosos. En la zona central los veranos son
cálidos y las lluvias regulares, mientras que en la austral los veranos son calientes con
lluvias escasas (Santillán de Andrés et al., 1968).
Evapotranspiración
La cuantificación del volumen de agua que egresa de un sistema hídrico por
evapotranspiración es muy difícil. Tanto las mediciones directas como las indirectas,
adolecen de serias falencias en cuanto a la representatividad de los datos obtenidos y
las posibilidades de extrapolación o generalización de esta información.
Las mediciones directas de evaporación se restringen, en el área de estudio, a las
efectuadas en el Insituto Nacional de Tecnología Agropecuaria situado en Cerrillos y son
representativas únicamente para el fenómeno de evaporación de una superficie de agua
libre en el entorno de condiciones climáticas de la estación.
En el resto del área de estudio solamente pueden aplicarse los métodos
empíricos para el cálculo de evapotranspiración real de Thornthwaite o Blaney-Criddle,
de escaso valor práctico para fines hidrogeológicos. Estas fórmulas han sido concebidas
para su utilización en agronomía y requieren series de datos climáticos que no existen en
la mayor parte de las altas cuencas, donde ocurre el grueso de las precipitaciones. Otros
métodos como el semiempírico de Penmann adolecen del mismo problema, ya que

G. Baudino, 1996 31
Hidrogeología del valle de Lerma
requieren datos climáticos muy específicos inexistentes en la mayor parte de las
estaciones climatológicas.
El método empírico de Turc, para el cálculo de la evapotranspiración real, en
principio brinda una buena apreciación cualitativa de la distribución geográfica de las
condiciones de evapotranspiración, ya que utiliza solamente los parámetros precipitación
y temperatura, de los cuales se tiene una cobertura regional.
Se ha preferido por esta razón la estimación indirecta de la lámina de agua
evapotranspirada, a partir de datos de aforo y pluviometría, por diferencia entre el
volumen de agua precipitado y el escurrido. Como se dijo anteriormente, el componente
de infiltración puede considerarse despreciable, ya que las secciones en las que se
efectúa el balance (estaciones de aforo) se ubican prácticamente sobre basamento
hidrogeológico, o bien sobre un reducido espesor de material permeable.
Los valores obtenidos, si bien son solamente una aproximación cuantitativa,
brindan una estimación de los volúmenes involucrados en el ciclo hidrogeológico.

2.2.2. Hidrología superficial
G. Baudino, 1996 32
Hidrogeología del valle de Lerma
Los ríos que drenan el valle de Lerma pertenecen a la vertiente atlántica. La
porción septentrional , cuyo colector principal es el río Mojotoro, es tributario de la
cuenca del río Bermejo, sistema del río Paraguay de acuerdo a la sistematización de
Agua y Energía de la Nación (1983). El resto del área de estudio está surcado por ríos
que pertenecen al cuenca del río Juramento, tributario del sistema del río Salado.
Se cuenta con escasos datos de aforos de los cursos superficiales. Se procesó la
información extraída de la Estadística Hidrológica 1994 de la Secretaría de Energía
(S.E.) del Ministerio de Economía y Obras y Servicios Públicos. Las cuencas y
subcuencas evaluadas y los cálculos efectuados con los datos de aforo pueden
observarse en la Tabla 2.2.2. Las cuencas, subcuencas y estaciones de aforo están
graficada en las Figuras 2.2.6., 2.2.7. y 2.2.8.
DATOS DE AFOROS
No
1
2
3
4
5
No
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
Río
Mojotoro
CUENCA RIO MOJOTORO
De las Nieves
Yacones
San Alejo
Santa Rufina
S.Alejo +
S.Rufina
Río
Juramento
Arenales
Arenales
Arenales
Toro
Blanco
Corralito
Calchaquí
Calchaquí
Calchaquí
Pucará
Chuscha
Sta.Maria
Lugar
El Angosto
El Volcán
Des. al Nieves
San Alejo
Santa Rufina
Confluencia
CUENCA RIO JURAMENTO
Lugar
C.Corral-La Puerta
San Gabriel
Potrero de Díaz
Salamanca
Campo Quijano
Dique Nivelador
Corralito
La Punilla
Los Sauces
Las Flechas
El Angosto
Cafayate
Pie de Medano
Y
3571,00
3550,70
3552,90
3559,20
3560,70
3560,00
Y
3569,40
3560,90
3539,90
3539,80
3533,80
3532,70
3531,20
3516,40
3503,90
3485,20
3470,80
3499,20
3474,00
X
7267,50
7281,10
7277,60
7285,40
7286,40
7284,50
X
7205,50
7207,80
7253,80
7263,70
7246,90
7246,60
7237,70
7123,40
7147,30
7160,50
7145,20
7118,70
7015,50
Cota
msnm
Cota
1078
1650
1550
1505
1560
1490
msnm
1100
1114
1490
1764
1520
1590
1575
1500
1700
1950
2200
1750
1950
Q m.a.
m3/s
Período
15,200 42-84
4,955 47-61
1,220 47-61
1,874 44-55
2,680 44-55
4,554 44-55
Q m.a.
m3/s
Período
29,500 34-68
24,400 41-68
6,994 44-67
2,747 48-62
6,446 29-61
0,885 44-61
5,277 43-61
6,479 48-68
7,420 30-60
8,518 46-54
3,553 40-63
0,499 41-51
2,46 70-83
Vol.m.a.
Hm3
479,7
156,4
38,5
59,1
84,6
144
Vol.m.a.
Hm3
930,9
770,0
220,7
86,7
203,4
27,9
166,5
204,5
234,2
268,8
112,1
15,7
77,6
Superfici
e
km2
869
303,2
52,5
33,2
85,3
118,5
Superfici
e
km2
32706,9
6978,6
296
184,8
4026,3
31,4
216,6
22405,7
11725,4
10489,6
2069,5
116,1
4009,1
Qe
l/s/km2
Qe
l/s/km2
17,5
16,3
23,2
56,4
31,4
38,4
0,9
3,5
23,6
14,9
1,6
28,2
24,4
0,3
0,6
0,8
1,7
R s/cca
mm
552,0
515,7
733,3
1781,3
991,5
1212,8
R s/cca
Tabla 2.2.2.: Datos de aforos existentes en las cuencas que aportan al valle de Lerma, superficies de
cuenca medidas de acuerdo la interpretación de imágenes satelitarias Landsat y resultados de los cálculos
realizados.
4,3
0,6
mm
28,5
110,3
745,7
469,1
50,5
889,4
768,8
9,1
20,0
25,6
54,2
135,6
19,4

G. Baudino, 1996 33
Hidrogeología del valle de Lerma
Se efectuó el cálculo del volumen medio anual (Vol.m.a.) escurrido para cada
cuenca y subcuenca, y en base a la superficie, se obtuvo el caudal específico (Qe) y el
escurrimiento sobre la cuenca (Rs/cca).
El régimen de los ríos principales, Caldera, Vaqueros, Arenales, Rosario y
Guachipas, tiene una estrecha vinculación con la estacionalidad de las lluvias. Por ésta
razón las crecientes se producen entre enero y marzo. El aporte de las aguas de deshielo
a los ríos Arenales, Caldera, Rosario y Guachipas, cuyas nacientes se encuentran a más
de 6.000 m de altura sobre el nivel del mar, no ha sido cuantificado, ya que no existen
mediciones.
Durante el estiaje, los caudales mínimos se registran entre los meses de
setiembre y noviembre, época en que gran parte de los caudales de los ríos se insume al
ingresar en el vaso del valle y contribuye a la recarga de los acuíferos.
Cuenca Mojotoro
La cuenca hidrográfica del río Mojotoro drena una superficie de 835 km2. El
caudal medio anual correspondiente al período 1942-84 es de 15,2 m3 /s, aforado en la
estación El Angosto (S.E., 1994). El colector principal se forma en la unión de los ríos
Caldera y Vaqueros. El primero, proveniente del norte, drena el dique Campo Alegre;
tiene rumbo meridiano y recibe como afluentes a los ríos Santa Rufina , San Alejo,
Yacones y de las Nieves o Wierna, caudalosos cursos fluviales que desaguan los
cordones occidentales. El río Vaqueros se forma en la confluencia de los ríos Lesser y
Castellanos, y con rumbo oeste-este atraviesa el sector septentrional del valle. En esta
misma dirección, el río Mojotoro atraviesa la sierra homónima para unirse al río Lavayen,
en el valle de Siancas.
Cabe destacar que estas cuencas poseen un muy alto escurrimiento específico
(mayor a 16 l/s/km2), debido a que por su orientación favorable y sus elevadas
cabeceras de cuenca reciben importantes precipitaciones estivales, superiores a los
1.400 milímetros anuales.
El régimen de los ríos principales es pluvial, las crecientes se producen entre
enero y marzo. El aporte de las aguas de deshielo no deja de ser importante, sobre todo
para el río de Las Nieves, cuyas nacientes se encuentran a más de 6.000 m de altura
sobre el nivel del mar.
Durante el estiaje, los caudales mínimos se registran entre los meses de
setiembre y noviembre, en los que el colector principal, el río Mojotoro, posee un caudal
de 1,1 m 3 /s. El caudal permanente proviene de su afluente el río La Caldera, ya que el río
Vaqueros (con un caudal mínimo medido en el quiebre de pendiente de 0,1 m 3 /s en el
mes de octubre), se insume al ingresar al vaso del valle de Lerma.

G. Baudino, 1996 34
Hidrogeología del valle de Lerma
Figura 2.2.5.: Mapa hidrológico de la cuenca Mojotoro, con la ubicación de las estaciones de aforo,
listadas en la Tabla 2.2.2., utilizadas para los balances hidrológicos.
Cuenca Juramento
La superficie de la cuenca del Juramento correspondiente al área de estudio es
de 32.700 km 2 . El gasto anual medio es de 29,5 m 3 / s, registrado en la estación de
aforos La Puerta, sobre el río Juramento, en el período 1934-68 (S.E. 1994). Dicha
estación se encontraba a corta distancia aguas abajo de la confluencia de los ríos
Arenales y Guachipas, origen del colector principal. Actualmente en este sitio se
encuentra emplazada la presa General Belgrano (Dique Cabra Corral).
Los datos de aforo de la estación La Puerta corresponden al escurrimiento
superficial total que abandona el valle, o sea la sumatoria de caudales de la subcuenca
del río Arenales, proveniente del norte, más los de la subcuenca del río Guachipas desde
el sur. La primera de las subcuencas cuenta con datos de aforo que representan toda la
comarca septentrional del área de estudio (estación San Gabriel), pero lamentablemente

G. Baudino, 1996 35
Hidrogeología del valle de Lerma
no existen registros continuos de caudal sobre el río Guachipas en una posición cercana
a la confluencia.
Al Dique Cabra Corral aportan actualmente, por el norte, el río Arenales y por el
sur el río Guachipas; desde el oeste los principales cursos son el río Chicoana, el río
Chuñapampa y el río Ampascachi. (Figura 2.2.8.).
El río Arenales nace con rumbo norte-sur entre los altos de Salamanca y el cordón
de Lesser; al ingresar al valle cambia abruptamente de dirección y lo atraviesa en forma
transversal hasta alcanzar su límite oriental, donde cambia nuevamente de dirección,
adaptándose a la disposición submeridiana del borde de las serranías. Recibe en la
cuenca media al río Arias y a pocos kilómetros al norte de su desembocadura en el
embalse Cabra Corral se le une desde el oeste el río Rosario, su principal afluente. Este
último tiene sus nacientes en la sierra de Chañi y el nevado de Acay, y es un importante
curso que ingresa al valle por la imponente quebrada del Toro, de rumbo NNO-SSE
(Figura 1.2.).
El río Guachipas se forma con la unión del río de las Conchas y el río Alemanía. El
primero drena los valles Calchaquí y Santa María, y se abre paso a través de las sierras
de Carahuasi y León Muerto, con dirección suroeste-nordeste, por la quebrada de las
Conchas. El segundo -río Alemanía- es el único curso fluvial importante de todo el
sistema hidrográfico del área de estudio, que se origina en el flanco oriental del valle.

Figura 2.2.6.: Mapa hidrológico general, con los colectores principales.
G. Baudino, 1996 36
Hidrogeología del valle de Lerma

Figura 2.2.7.:Mapa hidrológico general, con la ubicación de las estaciones de aforo.
G. Baudino, 1996 37
Hidrogeología del valle de Lerma

G. Baudino, 1996 38
Hidrogeología del valle de Lerma
Figura 2.2.8.:
Cuencas hidrológicas y estaciones de aforo adyacentes al valle de Lerma (detalle de la Figura 2.2.7.).

G. Baudino, 1996 39
Hidrogeología del valle de Lerma
La cuenca del río Guachipas se desarrolla en un ambiente desértico a
semidesértico, con precipitaciones medias anuales de 100 a 400 mm (Figura 2.2.1.). La
escasez de lluvias se debe, como se dijo anteriormente, al efecto de las barreras
orográficas. Si se comparan los caudales aforados en la estación San Gabriel (aporte de
los ríos Rosario y Arenales) con los valores obtenidos en La Puerta (cuenca superior del
Juramento), se comprueba que los primeros representan el 82,7 % del total, por lo que la
contribución del resto de la cuenca es de apenas un 17,3 %
La comparación de las superficies de las cuencas hidrográficas consideradas
reflejan aún más la asimetría en la distribución de lluvias, ya que la cuenca vertiente en
San Gabriel abarca una superficie de 6.979 km 2 , un 21,3 %, mientras que el resto de la
unidad considerada -cuenca Guachipas- comprende 25.729 km 2 , un 78,7 %.
Estas relaciones pueden apreciarse en el gráfico de la Figura 2.2.9., que refleja el
gradiente de potencialidad hídrica de la cuenca del río Juramento, desde un máximo en
el norte, a un mínimo en el sur.
Volumen de escurrimiento en hm3
2000
1600
1200
800
400
0
Subcuenca Arias-Arenales Subcuenca Guachipas
Volumen anual escurrido Superficie de cuenca
Figura 2.2.9.: Relación entre la superficie de la cuenca hidrológica y el volumen de escurrimiento medio
anual de las dos subcuencas que componen la cuenca del río Juramento.
En la subcuenca del río Arenales existen también notables diferencias en la
relación caudal/superficie de cuenca (escurrimiento específico). El caso más
significativo, por la importancia de estos cursos fluviales, es la comparación de las
cuencas de los ríos Potrero (estación Potrero de Díaz) y Toro (estación Campo Quijano).
A pesar de que la superficie de drenaje del río Toro es aproximadamente 13 veces
mayor que la del río Potrero, el caudal registrado en la estación Potrero de Díaz es mayor
que el medido en la de Campo Quijano.
30
25
20
15
10
5
0
Superficie de cuenca en km2
(Miles)

G. Baudino, 1996 40
Hidrogeología del valle de Lerma
El régimen de los colectores mayores, Arenales, Rosario y Guachipas al ingresar
al vaso del valle, responde a las precipitaciones estivales y las crecientes se producen
entre enero y marzo.
Durante el estiaje, los caudales mínimos se registran entre los meses de
setiembre y noviembre, época en que gran parte de los caudales de los ríos se insume al
ingresar en el vaso del valle.
El río Arenales en la estación San Gabriel, después de haber atravesado toda la
porción septentrional del valle, posee un régimen permanente, vinculado a las
precipitaciones estivales, pero fuertemente influenciado por la regulación de los caudales
a través de los acuíferos del valle, que descargan sus aguas en este curso fluvial.

2.2.3. Balance hídrico
G. Baudino, 1996 41
Hidrogeología del valle de Lerma
Como se dijo anteriormente la recarga principal de los sistemas acuíferos en
explotación depende del caudal de escurrimiento superficial en la zona periférica del
valle. Es de fundamental importancia el conocimiento de los volúmenes escurridos que
ingresan al valle y lamentablemente existe un marcado déficit de información, en lo que a
datos de aforo se refiere.
Para cubrir este déficit se calcularon las láminas de agua precipitada media anual
para cada cuenca y subcuenca aforada (Tabla 2.2.3.) y se las comparó con la Alámina
media escurrida anual@ (valor que resulta de dividir el volumen escurrido anual por la
superficie total de la cuenca).
RELACION PRECIPITACION/ESCURRIMIENTO
No
1
2
3
4
No
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
Cuenca
Mojotoro
CUENCA RIO MOJOTORO
De las Nieves
Yacones
S.Alejo +
S.Rufina
Cuenca
Juramento
Arenales
Arenales
Arenales
Toro
Blanco
Corralito
Calchaquí
Calchaquí
Calchaquí
Pucará
Chuscha
Sta.Maria
Estación de aforo
El Angosto
El Volcán
Des. al Nieves
Confluencia
CUENCA RIO JURAMENTO
Estación de aforo
C.Corral-La Puerta
San Gabriel
Potrero de Díaz
Salamanca
Campo Quijano
Dique Nivelador
Corralito
La Punilla
Los Sauces
Las Flechas
El Angosto
Cafayate
Pie de Medano
Y
3571,00
3550,70
3552,90
3560,00
Y
3569,40
3560,90
3539,90
3539,80
3533,80
3532,70
3531,20
3516,40
3503,90
3485,20
3470,80
3499,20
3474,00
X
7267,50
7281,10
7277,60
7284,50
X
7205,50
7207,80
7253,80
7263,70
7246,90
7246,60
7237,70
7123,40
7147,30
7160,50
7145,20
7118,70
7015,50
Cota
msnm
Cota
1078
1650
1550
1490
msnm
1100
1114
1490
1764
1520
1590
1575
1500
1700
1950
2200
1750
R s/cca
mm
552,0
515,7
733,3
1654,0
R s/cca
mm
28,5
110,3
745,7
469,1
50,5
889,4
768,8
9,1
20
25,6
54,2
135,6
P s/cca
mm
919,0
654,0
1091,0
1262,0
P s/cca
mm
243,0
391,0
871,0
771,0
168,0
1057,0
Tabla 2.2.3.: Lámina media anual de agua escurrida y lámina media anual de agua precipitada en cuencas
y subcuencas del valle de Lerma.
En la Figura 2.2.10. se observa la relación existente entre la lámina de agua media
anual precipitada y el concepto análogo Alámina de agua escurrida@, con un coeficiente
de correlación de 0,94, en función de la fórmula:
1950
19,4
847,0
183,0
179,0
182,0
173,0
385,0
162,0

G. Baudino, 1996 42
Hidrogeología del valle de Lerma
R (mm) = - 197 + 0,98 P (mm) Coeficiente de correlación = 0,94
R = lamina media escurrida anual
P = precipitación media anual
Para la estimación de los volúmenes de escurrimiento superficial, en la cuencas
vertientes al valle carentes de datos, se calculó la lámina media anual precipitada y
este valor se introdujo en la fórmula deducida de la relación P/R constatada en cuencas
aforadas.
Precipitacion media anual (mm)
1400
1200
1000
800
600
400
6
200
13 14 15
18
10 16
0
7 17
9
2
1
0 200 400 600 800 1000 1200 1400
Escurrimiento sobre cuenca (mm)
Figura 2.2.10.: Relación entre la lámina media anual precipitada y lámina media anual escurrida. Los
números corresponden a las estaciones de aforo listadas en la Tabla 2.2.3.
El escurrimiento subsuperficial, a través de los subálveos de los cursos fluviales,
es de enorme importancia desde el punto de vista práctico, como fuente de
abastecimiento de agua potable, (Baudino et al. 1992, 1993a y b). Sin embargo, en
relación con los volúmenes del escurrimiento superficial, en las zonas estudiadas, puede
considerarse que cae dentro del margen de error de las mediciones directas de los
caudales fluviales y más aún de la estimación realizada para cuantificar la potencialidad
de la recarga.
En el caso del río de las Nieves por ejemplo, los ensayos de infiltración y los de
bombeo efectuados por la Dirección de Obras Sanitarias de la Provincia (Rueda, 1993)
brindan valores de permeabilidad de hasta 30 m/d, la pendiente media piezométrica es
del 2% y con una sección drenante máxima de 20.000 m2, puede calcularse un caudal
3
8
12
11
4

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Hidrogeología del valle de Lerma
subálveo de 0,15 m3/s, que comparado con los 4,955 m3/s de caudal medio anual
superficial, resulta poco significativo.
Se considerará entonces como recarga potencial al volumen de agua superficial
disponible para la infiltración en las áreas de recarga, determinadas desde un punto de
vista geológico-geomorfológico e hidrodinámico. Esta estimación de la recarga potencial
debe tomarse como una aproximación cuantitativa y sobre todo como una medida
comparativa entre los diferentes Sistemas Acuíferos considerados. Los resultados
obtenidos se detallan en el tratamiento de cada uno de los Sistemas Acuíferos.

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Hidrogeología del valle de Lerma
2.3. Caracterización y dimensionamiento del medio físico de circulación
2.3.1. Geología
Si bien los acuíferos actualmente explotados se encuentran en sedimentos
cuaternarios, las cuencas hidrológicas que aportan a la recarga se desarrollan en su
mayor extensión sobre afloramientos de rocas precuaternarias, cuya litología y estructura
condicionan tanto los regímenes hídricos superficiales como la calidad química de las
aguas que alimentan los niveles productivos.
Por otra parte las direcciones de flujo hídrico subterráneo tienen una estrecha
vinculación con la historia de la depositación de los sedimentos cuaternarios y su
posterior reelaboración morfológica.
2.3.1.1. Introducción
El valle de Lerma es una depresión tectónica ubicada en la provincia geológica
Cordillera Oriental (Turner, 1971). La estructura de esta provincia, que es la prolongación
austral de las Cordillera Oriental y Central de Bolivia, responde a esfuerzos compresivos
en sentido oeste-este que han producido un intenso fallamiento y plegamiento de rumbo
submeridiano. Dentro de este marco tectónico, existen "lineamientos transversales"
(Salfity, 1985 ), conjugados al rumbo andino, vinculados a rasgos tectónicos y
topográficos tanto actuales como paleogeográficos.
Uno de estos lineamientos, el denominado Calama-Olacapato-El Toro (COT), )
atraviesa el área de estudio en sentido NO-SE y la divide en dos comarcas, septentrional
y austral, con características estructurales, estratigráficas y geomorfológicas distintivas
(Alonso, 1986). La expresión superficial de este lineamiento puede advertirse en la
quebrada del río Toro, en el flanco occidental, y en el rumbo de las estructuras principales
de la sierra de Castillejo, en el borde oriental.
La porción de la Cordillera Oriental situada al sur de la megatraza COT fue
denominada subprovincia Cumbres Calchaquíes por Baldis et al. (1976). La principal
diferencia con el sector septentrional del área de estudio es la total ausencia de
sedimentitas cambro-ordovícicas y un gran desarrollo de las secuencias cretácicoeogénicas
del Grupo Salta (Figuras 2.3.3. y 2.3.4.).
Las rocas que caracterizan las comarcas septentrional y austral tienen influencia
sobre las propiedades hidrogeoquímicas de los diferentes Sistemas Acuíferos. Mientras
que las rocas del paleozoico inferior que afloran al norte del lineamiento del Toro poseen
un bajo contenido en sales solubles, gran parte de las sedimentitas cretácico-eogénicas
contienen sales, que generan un incremento de la mineralización de las aguas
superficiales y subterráneas.

2.3.1.2. Estratigrafía
G. Baudino, 1996 45
Hidrogeología del valle de Lerma
La diferenciación de la subprovincia Cumbres Calchaquíes, dentro de la provincia
geológica Cordillera Oriental, en lo que respecta a su estratigrafía, está indicada en el
Cuadro Estratigráfico (Figura 2.3.1.), donde se han sintetizado las distintas unidades
litoestratigráficas que se encuentran en el área de estudio al norte y al sur del lineamiento
COT.
En forma sucinta se describen las características litológicas de las unidades
aflorantes:
Precámbrico - Cámbrico Inferior
Grupo Lerma (Salfity et al., 1976; nom.emend. Baldis y Omarini, 1984)
Está constituido, en su base, por la Formación Sancha: sedimentitas arcillosas
con estratificación fina y colores claros, probablemente no metamórficas o
leptometamórficas, que se restringen a la sierra de Castillejo, al norte de la megatraza
COT. Por encima se disponen las calizas de la Formación Las Tienditas, restringidas al
mismo ámbito que la Formación Sancha, y la Formación Puncoviscana, que es la más
importante por la extensión de sus afloramientos. Suprayace la Formación Corralito,
conglomerádica, que se observa en las adyacencias de Campo Quijano.
Formación Puncoviscana (Turner y Mon, 1979)
Constituida por filitas y grauvacas de colores gris oscuro, castaño, rojizo y
morado, de origen marino, en general está atravesada por venas de cuarzo lechoso. Esta
formación ha sufrido un metamorfismo regional de bajo grado y un intenso plegamiento y
fracturación en sucesivos acontecimientos diastróficos. Los afloramientos de esta unidad
ocupan extensas superficies en las serranías occidentales del valle, coincidiendo en
general con la máximas elevaciones.
Paleozoico
Cámbrico
Grupo Mesón (Turner y Mon, 1979)
Este grupo sólo aflora al norte del lineamiento COT, apoyado en discordancia
sobre las leptometamorfitas precámbricas. Son areniscas cuarcíticas gris blanquecinas y
rosadas, tenaces, con algunas intercalaciones de pelitas verdes.

Ordovícico
Grupo Santa Victoria (Turner, 1960)
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Hidrogeología del valle de Lerma
Este grupo está integrado por cuarcitas y areniscas cuarcíticas de colores claros y
arcilitas arenosas de tonalidades verdosas y amarillentas. La cuenca ordovícica estuvo, al
igual que la cámbrica, restringida al norte de la megatraza COT. Sus afloramientos
constituyen la mayor parte de la sierra de Mojotoro, en la que Moya (1988) distingue, en
sentido ascendente, las Formaciones La Pedrera, San José, Caldera, Floresta, Aspero,
San Bernardo, Mojotoro y Santa Gertrudis, que asigna al Ordovícico Inferior.
Mesozoico
Cretácico-Eoceno
Grupo Salta (Turner, 1959)
Constituido predominantemente por conglomerados y areniscas en la base.
areniscas calcáreas y calizas en la sección media y pelitas calcáreas en la sección
superior, está dividida en tres subgrupos, de base a techo:
Subgrupo Pirgua (Reyes y Salfity, 1973)
En el área de estudio se restringen a la porción austral, ya que la comarca situada
al norte del lineamiento COT se comportó como un área positiva (dorsal Salto-Jujeña)
durante la deposición de este grupo. De colores típicamente pardo rojizos, está
compuesto por conglomerados con intercalaciones de areniscas y basaltos. Los
afloramiento más importantes se encuentran en el extremo austral del valle. Las
formaciones que lo componen, en sentido ascendente, son: La Yesera, Las Curtiembres y
Los Blanquitos.
Subgrupo Balbuena (Moreno, 1970)
Es transgresivo sobre la unidad anterior. Existen algunos afloramiento aislados en
la comarca septentrional del valle, apoyados sobre Paleozoico o Precámbrico. En el área
de estudio está constituido por tres unidades formacionales : Lecho, Yacoraite, y El Tunal,
cuya litología está caracterizada por areniscas, areniscas calcáreas y calizas de colores
gris amarillentas y gris verdosas.
Subgrupo Santa Bárbara (Moreno, 1970)
Se asienta en concordancia sobre el subgrupo anterior, y tiene también carácter
transgresivo. Los mayores espesores se encuentran hacia el sur del valle, con el
progresivo enarenamiento de las unidades formacionales que lo componen, Mealla, Maíz
Gordo y Lumbrera. Está integrado en su base por margas y areniscas rojas, en su parte
media por areniscas blanquecinas con intercalaciones de pelitas calcáreas verdes y
bancos estromatolíticos y en la sección superior, por areniscas y pelitas de color rojizo,
con la intercalación de una faja de pelitas polícromas.

Figura 2.3.1.: Cuadro Estratigráfico General
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Hidrogeología del valle de Lerma

Cenozoico
Terciario
Grupo Orán (Russo, 1972)
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Hidrogeología del valle de Lerma
Se asienta en discordancia erosiva sobre las secuencias del Subgrupo Santa
Bárbara y está integrado por los Subgrupos Metán y Jujuy:
Subgrupo Metán (Russo, 1972)
Compuesto por areniscas finas a mediana, deleznables y de color pardusco,
presenta en la base intercalaciones de bancos calcáreos. La formaciones que lo
componen, de base a techo, son: Río Seco, Anta y Jesús María, que se encuentran
restringidas a la comarca austral del área de estudio.
Subgrupo Jujuy (Russo, 1972)
Ampliamente difundido en las estructuras anticlinales que enmarcan el valle por el
oeste, está constituido por dos formaciones: Guanaco y Piquete. En la inferior
predominan conglomerados finos y areniscas conglomerádicas, mientras que en la
superior, conglomerados gruesos y areniscas medianas a gruesas.
Cuaternario
Los sedimentos de esta edad se asientan, en su gran mayoría, sobre unidades del
Terciario, que constituyen la base de la cuenca cuaternaria. Gallardo (1985) diferencia
tres unidades formacionales: Formación Calvimonte, Formación Tajamar y Formación La
Viña.
Formación Calvimonte (Gallardo, 1985)
Constituye la base del relleno cuaternario del valle y por lo tanto abarca
prácticamente toda su extensión. El perfil tipo se ubica en el sector central del valle y su
exposición no supera los 10 metros de espesor, ya que la base se halla cubierta.
En este perfil, la unidad está conformada por gravas medianas gris oscuras, friables y
macizas, con clastos subredondeados de grauvacas, areniscas, cuarcitas y
cristaloclastos de cuarzo; la matriz es arena cuarzosa, castaño amarillenta pálida. En el
techo de la formación, Gallardo (op.cit.) describe dos bancos de fangolita castaño clara.
El mayor desarrollo de esta unidad se encuentra en el subsuelo donde, en base a
la información brindada por sondeos mecánicos, posee una gran variación en su
granometría, que abarca desde gravas con bloques en el flanco occidental del valle,
hasta arenas gruesas a medianas en el borde oriental. La matriz también varía en
tamaño de grano desde arenosa gruesa hasta limo-arcillosa, con igual gradiente de
oeste a este.

G. Baudino, 1996 49
Hidrogeología del valle de Lerma
En cuanto al espesor, en las perforaciones más profundas que la atraviesan
(AS0566,198,5 m; AS0572, 202 m, AS0602, 240m) no existen evidencias de haber
alcanzado la base de la formación.
Cabe destacar que en la porción austral del valle el pasaje entre el techo de la
Formación Piquete y la base de la Formación Calvimonte es muy difícil de distinguir
(González, 1996, com.pers.) y probablemente se trate de un pase transicional en algunos
sectores de la cuenca. La ausencia de fósiles no permite la correlación de perfiles en
superficie y la similitud litológica con las sedimentitas de edad Terciaria dificulta su
diferenciación en subsuelo.
A través de la información indirecta brindada por sondeos eléctricos verticales
realizados por diversos autores (Baudino, et al., 1993a, b y c; Butrón, 1976; Fuertes et al.,
1975, 1986a y c; García, 1985; García et al. 1991a y b, Soler, 1991), puede indentificarse
una discontinuidad muy conspicua en las características resistivas de las entidades
litológicas más superficiales. Esta discontinuidad puede correlacionarse, en las
perforaciones AS0453, AS0534, AS0606 y ASP1390, con cambios litológicos
significativos, ya que los sedimentos de granometría muy gruesa pasan en profundidad a
entidades de menor tamaño de grano. En las perforaciones citadas es posible, con un
gran margen de duda, asignar esta discontinuidad geofísica al contacto entre la
Formación Calvimonte y las secuencias terciarias que constituyen la base de la cuenca.
Los espesores aproximados de las entidades litológicas asimilables a
sedimentos cuaternarios, inferidos a partir de datos directos de sondeos mecánicos e
indirectos de sondeos geoeléctricos, están graficados en las figuras 2.3.5. y 2.3.6.
Puede apreciarse un espesor máximo, situado en la porción septentrional del valle, entre
el flanco occidental y los Cerrillos de San Miguel, que se corresponde con la mayor
capacidad de carga de los cursos fluviales provenientes del oeste.
Formación Tajamar (Gallardo, 1985)
Se asienta en concordancia sobre la Formación Calvimonte y está constituida por
pelitas de color rosado, naranja grisáceo, friables, con estratificación fina a muy fina e
interna laminar. Posee intercalaciones de arena marrón amarillenta pálida.
El perfil tipo aflora en la porción austral del valle, en el arroyo Tajamar, donde
posee un espesor de 8 metros. Su origen es lacustre y la extensión areal abarca la mayor
parte del eje de la porción austral del valle de Lerma, mientras que en la porción
septentrional sus afloramientos se encuentran en el borde sudoriental (Figuras 2.3.7. y
2.3.8.).
Al norte de la localidad de San Agustín, la Formación Tajamar se encuentra
cubierta, pero las perforaciones situadas entre los Cerrillos de San Miguel y la sierra de
Mojotoro atraviesan sedimentos arcillosos que por su posición topográfica podrían
correlacionarse con la Formación Tajamar. Al este de los Cerrillos no se detectan
sedimentos pelíticos, mientras que la extensión máxima hacia el norte se ubicaría en el
centro de la ciudad de Salta (Figuras 3.1.1., 3.4.2. y 3.4.3.).

Formación La Viña (Gallardo, 1985)
G. Baudino, 1996 50
Hidrogeología del valle de Lerma
Está conformada por grava mediana a gruesa gris pardusca, arena, arena limosa,
limo arenoso y ceniza volcánica. Se apoya en discordancia erosiva sobre las
Formaciones La Viña y Calvimonte y tiene una distribución muy amplia en el valle de
Lerma, ya que constituye gran parte de los abanicos aluviales y depósitos de pie de
monte.
Litologicamente presenta una gradación decreciente, desde el ápice de los
abanicos aluviales hasta la parte distal. Las gravas de los sectores apicales son
medianas a gruesas, en parte muy gruesas, constituidas por litoclastos de grauvacas,
areniscas calcáreas, calizas y rodados de cuarzo; la matriz es arena castaño amarillenta
pálida. Las arenas que caracterizan las porciones medias de los cuerpos aluviales son
cuarzosas, castaño pálidas.
En el perfil tipo, situado en el flanco occidental de la porción austral del valle,
suprayace a la Formación Tajamar y su espesor alcanza los diez metros. En esta misma
comarca, en la base de la formación, se encuentran bancos discontinuos y de escasa
distribución areal de cenizas volcánicas gris rosadas. En los sectores donde no se
depositó la Formación Tajamar, la diferenciación entre las Formaciones Calvimonte y La
Viña solo es posible en caso de encontrar depósitos piroclásticos correlacionables.
Figura 2.3.2.: Cuadro Estratigráfico del Cenozoico

2.3.1.3. Estructura
G. Baudino, 1996 51
Hidrogeología del valle de Lerma
Macroestructuralmente el valle de Lerma se encuentra en el borde oriental de un
bloque sobrecorrido hacia el este por efectos del "Frente de Fracturación Tacónico
Oriental" (Baldis et al., 1976) o "Frente Oclóyico Oriental" (Turner y Méndez, 1975).
Las serranías situadas al naciente del valle han sido elevadas por la fallas inversas
buzantes al oeste, ubicadas fuera del área de estudio, que conforman este frente. Los
cordones nororientales, sierra de Mojotoro, (Figura 1.2.) conforman un anticlinal complejo,
vergente al este con rumbo submeridiano, donde afloran sedimentitas precámbricas y
paleozoicas inferiores de la Formación Puncoviscana, Grupo Mesón y Grupo Santa
Victoria.
En la comarca en que la megatraza COT atraviesa las serranías del borde oriental
del valle, se observan variaciones en la dirección y vergencia de las estructuras, como en
el extremo sur de la sierra de Mojotoro y las de Sancha y Castillejo, que adoptan un
rumbo NO-SE. Al sur del lineamiento las Cumbres de Peñas Blancas y la sierra de los
Planchones conforman anticlinales de rumbo norte-sur, fallados en sus flancos
occidentales (Vergani y Stark, 1989).
Los sistemas serranos occidentales han sido elevados por un abanico de fallas
inversas que inclinan al oeste. En el cordón de Lesser, límite noroeste del área de
estudio, afloran casi exclusivamente la Formación Puncoviscana y secuencias del
Paleozoico Inferior, con pequeñas expresiones de los Subgrupos Balbuena y Santa
Bárbara. Estructuralmente conforma un sistema imbricado de fallas de empuje, que se
reúnen en una falla de suela o basal.
Al sur del lineamiento COT, las elevaciones del poniente están conformadas por el
bloque de los cerros Manzano y Malcante. Afloran principalmente secuencias
precámbricas, en las que se distingue un sistema de fallas de rumbo meridional y otro
transversal (Aguilera, 1988).
El extremo austral de este sistema serrano está constituido por los cerros Bravo,
Sunchal, Agua de Castilla y Loma Larga, entre otros, que son bloques elongados, de
rumbo andino, limitados en sus flancos occidentales por importantes fallas buzantes al
naciente. Los máximos topográficos coinciden, en su mayoría, con afloramientos de
secuencias precámbricas, mientras que en las adyacencias del vaso del valle, los grupos
Salta y Orán se disponen en anticlinales y sinclinales de rumbo NNE-SSE (Aguilera,
1988).
La depresión tectónica está enmarcada al este y al oeste por fallas antitéticas
respecto a las que generan las elevaciones, mientras que en el fondo del valle puede
inferirse una estructura sinclinal, tanto en el extremo septentrional, entre las sierras de
Vaqueros y Mojotoro, como en el austral entre la mesada del Tobar y las lomadas de
Guachipas. Los ejes de ambos sinclinales buzan hacia el centro de la depresión, donde
el ensanchamiento del vaso y la presencia de los Cerillos de San Miguel complican la
reconstrucción estructural (Aguilera, 1988).

2.3.1.4. Historia geológica
G. Baudino, 1996 52
Hidrogeología del valle de Lerma
Existen evidencias paleogeográficas de que la megatraza COT ha actuado desde
el Precámbrico regulando la depositación del Grupo Lerma. Tras la fase Tilcárica, en que
culmina la sedimentación precámbrica, tanto el Grupo Mesón como el Grupo Santa
Victoria se depositaron únicamente al norte del lineamiento. Un largo hiato separa a las
secuencias cretácicas de las anteriores. La cuenca mesozoica se inicia en el
Neocomiano y se desarrolla, en su fase inicial, al sur del lineamiento COT y debido a una
fuerte subsidencia, con las potentes acumulaciones continentales del Subgrupo Pirgua.
La cuenca es sostenidamente transgresiva hacia el norte, de forma tal que los últimos
términos, Formación Yacoraite en facies de borde de cuenca, se depositaron en la
comarca septentrional del área de estudio.
Tras la fase Incaica, en que culmina la deposición del Grupo Salta, comienza la
sedimentación del Grupo Orán. La fase Pehuenche, produce una mayor reactivación de
las áreas de aporte, al igual que la fase Quechua, entre las formaciones Guanaco y
Piquete, pertenecientes al subgrupo Jujuy.
La fase Diaguita pone fin al período Terciario y es la más importante para la
región, ya que produce la elevación, plegamiento y fracturación de todo el edificio andino.
A partir de la fase Diaguita se han producido fenómenos tectónicos, como el fallamiento
que se observa en mantos aluvionales aterrazados al naciente de Guachipas (Aguilera,
1988), pero los principales acontecimientos se deberían a movimientos epirogénicos
interpretados por Salfity (1971) como los responsables de una modificación morfológica
sustancial del valle de Lerma durante el Cuaternario.
El primer movimiento epirogénico elevó las serranías orientales del valle que, al
ser ascendidas, obstruyeron el flujo de los ríos hacia el este y dieron como resultado un
drenaje endorreico. La Formación Calvimonte (Gallardo, 1985) corresponde a los
depósitos aluviales originados por los ríos provenientes del oeste, mientras que la
Formación Tajamar (Gallardo, 1985), concordante con la anterior, se habría formado en
un ambiente lacustre somero, correspondiente a un lago natural elongado en sentido
meridional, ubicado en el borde oriental de la cuenca.
El segundo movimiento epirogénico produjo un nuevo ascenso de las serranías
que rodean el valle de Lerma y el basculamiento de los bloques hacia el este. La
reactivación del poder erosivo de los ríos situados en el flanco oriental de las sierras del
naciente, permitió que, por erosión retrocedente, capturaran el sistema de drenaje del
valle. De esta forma los ríos Mojotoro en el norte, y Juramento en el sector central,
incorporaron esta cuenca endorreica a la vertiente atlántica.
El cambio de nivel de base local tuvo un vigoroso efecto morfogénico,
erosionando las formaciones Calvimonte y Tajamar. Las imponentes terrazas que se
observan en los ríos Toro y Manzano, entre otros, así como los extensos depósitos de
limos y arcillas en el tramo central del valle (Figuras 2.3.7 y 2.3.8.), son testimonios de
estos acontecimientos. Generados por los procesos morfogenéticos actuales, se
encuentran los sedimentos que cubren los extensos conos aluviales formados por los ríos
que drenan el flanco occidental del valle, y que fueron asignados por Gallardo (1985) a la
Formación La Viña.

G. Baudino, 1996 53
Hidrogeología del valle de Lerma
Las dataciones efectuadas en tobas y cenizas volcánicas, así como las basadas
en paleomagnetismo (Malamud et al. 1996), indican que la Formación Calvimonte
comenzó a depositarse a partir de la fase Diaguita (aprox. 1,3 M.a.).
La sedimentación de la Formación Tajamar ocurrió con anterioridad a los 0,1 M.a., tal
como lo atestigua la edad de las tobas provenientes de la base de la Formación La Viña
(Malamud, op.cit.).

Figura 2.3.3.: Mapa geológico simplificado del valle de Lerma, porción septentrional.
G. Baudino, 1996 54
Hidrogeología del valle de Lerma

Figura 2.3.4.: Mapa geológico simplificado del valle de Lerma, porción meridional.
G. Baudino, 1996 55
Hidrogeología del valle de Lerma

G. Baudino, 1996 56
Hidrogeología del valle de Lerma
Figura 2.3.5.:
Espesor de litologías asimilables a sedimentos cuaternarios en el valle de Lerma, porción septentrional.

G. Baudino, 1996 57
Hidrogeología del valle de Lerma
Figura 2.3.6.:
Espesor de litologías asimilables a sedimentos cuaternarios en el valle de Lerma, porción meridional.

2.3.2. Geomorfología
2.3.2.1. Introducción
G. Baudino, 1996 58
Hidrogeología del valle de Lerma
Los relieves positivos que enmarcan el valle de Lerma son producto del ascenso
tectónico respecto a la actual depresión. Los principales procesos morfogénicos que
actúan sobre estos elementos positivos son la erosión fluvial y la remoción en masa.
En el vaso del valle predominan las geoformas de acumulación de origen fluvial,
producto de la denudación del relieve primario. Desde el punto de vista hidrogeológico
son de especial interés estas geoformas de acumulación cuaternarias, ya que en estos
cuerpos sedimentarios modernos se encuentran los principales acuíferos.
Desde el punto de vista morfogénico pueden distinguirse, en el vaso del valle de
Lerma, dos ambientes claramente diferenciados. La comarca septentrional se
caracteriza por un progresivo aluvionamiento, a través de aportes provenientes
predominantemente del flanco occidental. La austral sufre, por el contrario, una activa
disección por parte del drenaje superficial (Salas, 1978).
Debido al carácter orográfico de las lluvias, el primero recibe hasta 1.400 mm/a,
mientras que el segundo menos de la mitad de este valor. En consecuencia, los procesos
morfogénicos que modelan el relieve en la comarca septentrional, actúan con mayor
intensidad en el flanco occidental que en el oriental.
Los caudalosos ríos que drenan la vertiente occidental acarrean hasta el valle una
cuantiosa carga sólida, que depositan en extensos abanicos aluviales. La coalescencia
de estos cuerpos sedimentarios ha configurado la pendiente general hacia el este del
tramo medio del vaso. Los abanicos aluviales de los ríos Toro-Rosario y Arenales son los
más importante de estos depósitos, lo que se corresponde con las magnitud de sus
cuencas.
En el extremo septentrional del valle los acarreos de los ríos de las Nieves y San
Alejo condicionan al río La Caldera a recostarse sobre la sierra de Mojotoro. Actualmente
el río La Caldera se une al río Vaqueros y tras un brusco cambio de dirección, abandona
el valle. De acuerdo a Medina (1981) hasta comienzos del Cuaternario el río La Caldera
continuaba en dirección sur hasta confluir con el río Arenales, por lo que integraba el
sistema del río Juramento. Posteriormente un curso que drenaba el flanco oriental de la
sierra de Mojotoro capturó al río La Caldera, desviando sus caudales hacia el este. El
cauce abandonado, sobre el que se asienta el sector oriental de la ciudad de Salta
Capital, puede reconocerse por diversas evidencias de subsuelo y tiene consecuencias
hidrogeológicas relevantes, como se verá más adelante.
La vertiente oriental del valle posee una red de drenaje incipiente, y los depósitos
sedimentarios originados por ésta son de escaso desarrollo areal.
En el tramo austral del área de estudio, denominado valle de Guachipas por Salas
(1978), el proceso morfogénico predominante es la disección de los depósitos
cuaternarios situados en el amplio sinclinal por donde escurre el río Guachipas,
efectuada principalmente por los tributarios que corren en sentido perpendicular al

colector principal.
G. Baudino, 1996 59
Hidrogeología del valle de Lerma
La asimetría en la intensidad de los agentes erosivos es menos acusada que en el
sector septentrional, razón por la cual los depósitos modernos del flanco oriental
adquieren cierta importancia, como en la fosa de La Florida, al pie de la sierra del
Cebilar (Figura 2.3.4.), paralela al rumbo del valle principal (Moya Ruiz, 1989).
2.3.2.2. Unidades geomorfológicas principales
Dentro de las geoformas cuaternarias se destacan las siguientes (Figuras 2.3.7. y
2.3.8.):
Abanicos aluviales
Son las formas de acumulación más conspicuas del valle y ocupan la mayor parte
de su superficie. La génesis de estos cuerpos está relacionada con el régimen fluvial,
caracterizado por crecientes estivales de gran magnitud y elevada capacidad de carga.
En invierno los caudales disminuyen sensiblemente y gran parte de los ríos se insume a
poco de ingresar a la depresión.
Los cauces actuales son del tipo entrelazado y en las crecientes arrastran una
gran cantidad de material sólido, que la meteorización física y la remoción en masa
ponen a disposición en las cabeceras. La disminución de la pendiente al ingresar en la
depresión produce una pérdida en la capacidad de transporte y esto lleva a la
depositación de la carga sólida y en consecuencia al ascenso del fondo del lecho fluvial,
sobre todo en las adyacencias del ingreso al valle. Frecuentemente esta situación genera
el desvío de los cursos, que tienden a escurrir hacia zonas topográficas más deprimidas.
Los materiales que conforman los ápices de los abanicos aluviales, debido al proceso
anteriormente descrito, son muy gruesos y de mala selección.
Tras las crecientes, la baja de caudal conlleva a una disminución en la
competencia y los cursos solamente arrastran material fino, dejando en la superficie de
los cauces los tamaños de grano mayores. Esto genera un aumento en la granometría, y
en consecuencia de la permeabilidad, de los sedimentos superficiales del cauce.
Una vez que los cursos fluviales ingresan al valle, la capacidad de transporte
decrece en dirección del escurrimiento, no solamente por la disminución de la pendiente,
sino también por la pérdida de su caudal debido a la infiltración, ya que se trata de ríos
influentes en su gran mayoría. En consecuencia, la granometría de los depósitos
disminuye - en general - en sentido de la pendiente, aunque en forma muy variable, por
los cambios extremos que caracterizan el régimen de los ríos.
Como se dijo anteriormente, los abanicos aluviales ocupan la mayor parte de la
superficie del valle y entre ellos se destacan los generados por los ríos Toro-Rosario y
Arenales, en la porción septentrional de la zona de estudio. Pueden mencionarse también
por su magnitud, los de los ríos Chicoana, Pulares y Manzano, así como la gran cantidad
de pequeños abanicos coalescentes que conforman el pie de monte del flanco occidental
del valle.

G. Baudino, 1996 60
Hidrogeología del valle de Lerma
Las lomas de Medeiro han sido interpretadas por Medina (1981) como un abanico
aluvial elaborado por el río Vaqueros. La acumulación de este depósito habría acontecido
con anterioridad a la pérdida, por captura, de un importante afluente - el río de las Nieves -
en la cuenca superior; la consecuente disminución de caudal habría dejado infuncional
esta geoforma, drenada actualmente por un sistema divergente sobreimpuesto. Los
depósitos cuaternarios actualmente poseen un espesor muy reducido y las sedimentitas
subyacentes pueden observarse en afloramientos ubicados en los arroyos transversales al
rumbo principal.
En el extremo norte de la zona de estudio, los ríos San Alejo y de las Nieves, drenan
una de las zonas de mayor pluviometría, en el flanco occidental y generan un activo
aluvionamiento de sus cauces. En la ladera oriental del norte de valle de Lerma no existen
abanicos aluviales de importancia, debido a la asimetría en la intensidad de la erosión
fluvial.
En la porción meridional del valle, en cambio, la morfogénesis es simétrica en
ambos flancos. En el oriental se destacan las geoformas existentes al pie de la sierra del
Cebilar, entre ésta y las lomadas de Guachipas, en la denominada fosa de La Florida. A
su vez, al pie de las lomadas existe una serie de pequeños cuerpos aluviales generados
por los cursos que drenan dicha fosa. Al pie del relieve occidental, se encuentra una serie
de pequeños abanicos aluviales coalescentes, entre los que se destacan los de los ríos
Chuñapampa, Ampascachi y La Viña (Figura 2.3.8.).
Paleocauce del río La Caldera
Los rasgos superficiales de esta geoforma están muy modificados por la erosión
que tuvo lugar tras la captura de la cuenca superior. El cambio de nivel de base produjo
una reactivación de los procesos erosivos, principalmente fluviales, que ocasionaron una
inversión de la pendiente hasta una distancia de tres kilómetros al sur de la confluencia con
el río Vaqueros.
La interpretación de la historia geomorfológica realizada por Butrón (1976) y
Medina (1981), indica que las condiciones en las que escurría el antiguo río La Caldera
hasta unirse con el río Arenales, eran similares a las que se observan actualmente al norte
del río Vaqueros. Los importantes acarreos que aportaban los cursos provenientes del
oeste, condicionaban al río La Caldera a escurrir en forma paralela a la sierra de Mojotoro.
Entre estos acarreos se destacan los del antiguo río Vaqueros, que como se dijo
anteriormente, produjo el abanico aluvial sobreimpuesto a las lomas de Medeiro.
La extensión areal del paleocauce se ha definido en este trabajo, mediante la
interpretación de los datos aportados por las perforaciones realizadas para la extracción
de agua potable, ya que las características hidráulicas de los pozos poseen una estrecha
relación con la litología y la geometría de este cuerpo aluvial.

Llanuras aluviales
G. Baudino, 1996 61
Hidrogeología del valle de Lerma
En un ambiente caracterizado por la elevada energía de transporte que poseen los
cursos fluviales, solo dos colectores escurren por comarcas cuya escasa pendiente origina
llanuras aluviales: el río Arenales y el río Guachipas, en sus tramos finales antes de confluir
en el embalse Cabra Corral.
El río Arenales, después de haber elaborado un importante depósito al pie del
relieve occidental, y tras atravesar la depresión bordeando el límite norte del cuerpo aluvial,
cambia de rumbo y escurre paralelo al borde oriental del valle, condicionado por sus
propios acarreos. En este tramo norte-sur, de más de 35 km de extensión, se convierte en
un río meandroso, con una pendiente de 0,4 % y cambia también su régimen, que es
regulado por numerosos manantiales que alimentan el curso en la época invernal de
sequía.
La llanura generada por el río Arenales se caracteriza por los meandros y rasgos
asociados como lagunas semilunares y albardones, elaborados sobre potentes
sedimentos arcillosos cuaternarios. La llanura está enmarcada al este por la sierra de
Mojotoro y al oeste por barrancas de hasta 10 metros de desnivel.
El río Guachipas, en la porción austral de la zona de estudio, escurre por el eje del
valle con una pendiente de aproximadamente 0,6 %. Si bien no se produce la formación de
meandros y el curso es enlazado, la regulación de caudal que producen los aportes de los
manantiales existentes en ambos márgenes, atempera el régimen torrencial del río y le
otorga características de un río de llanura.
En las desembocaduras de ambos cursos fluviales en el embalse Cabra Corral,
puede observarse actualmente, tras casi dos décadas de existencia de la presa artificial,
la formación de deltas progradantes, cuyo crecimiento es una prueba de la capacidad de
transporte de material sólido de estos ríos.
Terrazas aluviales
Los sedimentos aluviales aterrazados son muy frecuentes en el flanco occidental del
valle de Lerma. Han sido descritos e interpretados por Salfity (1968 y 1971), que
diferencia dos niveles de terrazas, correspondientes a sendos movimientos epirogénicos.
Los principales depósitos aluviales antiguos, disectados por la actual red de drenaje, se
han cartografiado en forma conjunta (Figura 2.3.7 y 2.3.8.).
Las imponentes barrancas que ha generado la disección fluvial permiten apreciar
su composición litológica, en la que predominan los aglomerados de bloques con matriz
areno-arcillosa.
Sedimentos lacustres aterrazados
Estos depósitos son relictos del episodio de sedimentación lacustre ocurrida

G. Baudino, 1996 62
Hidrogeología del valle de Lerma
en el Pleistoceno Superior y corresponden a lo que Gallardo (1985) denomina Formación
Tajamar.
La existencia de un gran lago en el vaso del valle ha sido inferida por diversos
autores (Ortiz, 1962; Salfity, 1971, Gallardo, 1985), en la misma posición que el actual
embalse artificial de Cabra Corral. Durante la permanencia del antiguo cuerpo de agua, se
produjo la sedimentación de limos, limos arcillosos y arcillas en secuencias laminares. La
desembocadura del antiguo río La Caldera, proveniente del norte, se habría producido en
el sureste de la actual ciudad de Salta, donde Malamud (1996) describe un perfil en el que
asigna origen deltáico a una secuencia alternante de arenas y arcillas cuaternarias.
En el extremo austral del cuerpo paleo-lacustre, el ingreso del colector principal -
proveniente del sur - habría quedado registrado en el aumento del contenido psamítico de
la Formación Tajamar (Gallardo, 1985).
La desaparición del cierre natural, ya sea por erosión retrocedente o bien por
erosión natural en el desborde, generó una reactivación de los procesos erosivos fluviales,
que eliminaron gran parte de la Formación Tajamar, cuyos relictos poseen ahora una
superficie plana, sobre la que en general se desarrollan suelos pesados, de menor calidad
agrológica que el resto de los que cubren el vaso del valle.

Figura 2.3.7.: Geoformas principales del valle de Lerma, porción septentrional.
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Hidrogeología del valle de Lerma

Figura 2.3.8.: Geoformas principales del valle de Lerma, porción meridional.
Hidrogeología del valle de Lerma
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