Geomorfología del Uruguay: 
metodología e interpretación genética

Danilo Antón

1. Introducción

La geomorfología de un territorio es el resultado de varias causas, algunas internas del planeta (p.ej. tectonismo y vulcanismo) y otros derivados de elementos externos, en particular la evolución del clima a lo largo del tiempo.

La persistencia de un tipo climático da lugar a un cierta modalidad de morfogénesis y cuando se produce un cambio climático también se modifican los procesos morfogenéticos. En el caso del Uruguay, en la historia geomorfológica han actuado dos sistemas de morfogénesis principales con un impacto muy diferenciado sobre la formación del relieve: el sistema morfogenético árido y el sistema morfogenético húmedo. El sistema árido, caracterizado por ausencia de vegetación, escurrimiento torrencial e intensa erosión en las laderas, da lugar a relieves irregulares y aplanados en los interfluvios, amplios valles e importantes acumulaciones sedimentarias en las cuencas. El sistema húmedo, en cambio, da lugar a una cobertura vegetal contínua, infiltración predominante, pedogénesis generalizada, escurrimiento freático e hipodérmico, ríos libres de sedimentos, caudales fluviales regulares y erosión en los cauces. La interferencia periódica de ambos sistemas da lugar a dos tipos de lechos, un lecho menor asociado al funcionamiento “húmedo” del sistema y un lecho de crecientes o mayor cuando la cobertura vegetal no alcanza para posibilitar la infiltración de las lluvias instantáneas (funcionamiento árido). La interferencia geológica genera relieves escalonados donde los aplanamientos y terrazas reflejan los períodos áridos y los escalones (o entalles) la existencia de un clima más húmedo en el pasado.

2. Marco estructural y tectónico de la geomorfología uruguaya

2.1 El Escudo Brasilero

La geomorfología del territorio uruguayo está modelada en el extremo meridional del cratón generalmente denominando “Escudo Brasilero”, y más particularmente sobre los bloques de la Isla Cristalina o Escudo Uruguayo- Riograndense (EURG).

Esta Isla Cristalina aflora en la mitad sur del Uruguay y en el sur-suroeste del Estado de Rio Grande do Sul en Brasil.

Al igual que el Escudo principal, el Escudo Uruguayo-Riograndense está hundido en forma escalonada en dirección noroeste y oeste, hacia la llamada Cuenca Paranaense, y elevado en su extremo sureste. A partir de allí, en la zona de contacto con los fosas tectónicas de la Plataforma y oceánicas se hunde abruptamente generando una escarpa cercana y paralela a la línea costera.

2.2. La escarpa costera

En el Uruguay, el Escudo (EURG) también se encuentra elevado al sureste pero las diferencias de nivel con relación a las llanuras costeras son sensiblemente menores (300 a 500 metros). La disección de esta escarpa generó una zona con importante energía de relieve que a los efectos de este trabajo denominaremos: “Serranías del Mar Uruguayas”. La escarpa original fue degradada por procesos erosivos en tiempos Cenozoicos. Como resultado de esta evolución erosiva prolongada el frente de escarpa se encuentra fraccionado.

En la actualidad, la escarpa es visible por trechos, particularmente en el contacto con algunas zonas tectónicamente subsidentes como por ejemplo en el límite este de la fosa de Santa Lucía, en el límite del bloque elevado de la Sierra de Ánimas.

2.3 La escarpa basáltica de Haedo

Los bloques cristalinos del territorio se encuentran hundidos e inclinados hacia el noroeste hasta profundidades de 2,000 metros en la zona de Salto y Bella Unión.

El borde oriental del basalto sufrió importantes procesos erosivos que afectaron especialmente a los materiales arenosos y friables de la subyacente formación Tacuarembó. Las formaciones basálticas que son mucho más resistentes, se expresaron geomorfológicamente como una escarpa enfrentada al este y con dirección general norte-sur. Es la llamada escarpa de Haedo o escarpa basáltica de Haedo.

Las diferencias de nivel de esta escarpa con los terrenos arenosos del pie de monte son del orden de 200 a 300 metros (con pendientes de 2-4 %).

3. Testimonios de antiguas fases áridas: los interfluvios aplanados

Uno de los rasgos geomorfológicos principales del relieve uruguayo es la presencia generalizada de interfluvios de cima aplanada que se consideran asociados a prolongados períodos de aridez durante el Cenozoico.

Ellos son particularmente notorios en el Norte del país, en el área basáltica, en donde la estructura horizontal o casi-horizontal de las sucesivas coladas facilita su conservación.

En otras regiones, si bien con menos nitidez, estas superficies planas o suavemente onduladas de interfluvios son también muy frecuentes, adquiriendo expresiones importantes en la Cuchilla Grande Principal y en la Cuchilla Grande Inferior.

Las características básicas de los aplanamientos de interfluvios son los siguientes:}

1. Se dan sobre rocas de diversa naturaleza: granitos, migmatitas, ectinitas, riolitas, basaltos, areniscas, etc.

2. La superficie es rara vez plana. En general, presentan un relieve suavemente ondulado, aunque siempre claramente contrastante con las laderas de los valles vecinos.

4. En los aplanamientos más elevados las formaciones superficiales son poco potentes (rara vez más de dos metros) presentando además granulometrías variables. En los niveles más bajos la potencia puede ser mayor.

5. Normalmente se asocian a estas superficies (especialmente en los niveles más elevados) acumulaciones de piedras angulosas, a veces formando pavimentos (p.ej. Sierra de Palomeque).y mucho más raramente cantos rodados. En los niveles intermedios y bajos se presentan en forma de conos de deyección (p.ej. los abanicos aluviales de la formación Malvín), de terrazas (formación Salto) o rampas suaves más o menos onduladas (lodolitas de las cuencas de Santa Lucía y Laguna Merín).

6. En las superficies medias y altas los suelos son predominantemente superficiales, aunque pueden existir suelos profundos en ciertas superficies de mayor desarrollo cartográfico o sobre formaciones de alteración que las recubren. En las superficies bajas, normalmente con subsuelo lodolítico, son mucho más frecuentes los suelos profundos.

7. La presencia de suelos y paleosuelos rojos no es generalizada y parece estar ligada sobre todo a ciertos rasgos litológicos de la roca generadora (micaesquistos, basaltos). En ciertos casos se identificaron formaciones de terra rossa sobre calizas, como es el caso de algunos suelos en las inmediaciones de María Albina, en Treinta y Tres..

8. La presencia de aplanamientos es común en los interfluvios principales del territorio uruguayo (Cuchilla Grande Principal e Inferior, de Haedo) y en varios otros de carácter secundario (Cuchillas Belén, Palomeque, Villasboas, de la Casa de Piedra, etc). Estos aplanamientos que se corresponden con las zonas más altas de país presentan pocos relieves más elevados en las cercanías. Cuando éstos existen, son de muy poca jerarquía orográfica relativa.

9. Los niveles o “escalones” más bajos suelen estar recubiertos o constituidos por lodolitas de espesor variable.

10. Los aplanamientos que incluyen suelos y paleo-suelos rojos ocupan una posición topográfica más elevada que los niveles cubiertos de lodolitas.

4. Aspectos morfogenéticos

Todos los elementos mencionados anteriormente tienden a mostrar que estas superficies:

1. son superficies originadas por erosión, tal como lo indica la inexistencia o escasez de cobertura sedimentaria,
2. han sido elaboradas en un período de tiempo prolongado, hipótesis que se deduce de su amplia extensión en el país y la inexistencia de relieves más altos o rareza de los mismos, y
3. se generaron en condiciones de agresividad erosiva considerable, tal como lo demuestra la eliminación de relieves pre-existentes, aún aquellos de rocas duras.

Las formaciones superficiales de granulometría variada, incluyendo niveles de piedras angulosas y cantos, apoyan dichas hipótesis.

Estas condiciones se dan en los climas áridos-semiáridos, con formación de laderas escarpadas de retroceso rápido hasta la eliminación casi completa de los interfluvios por erosión, la formación de extensas rampas (glacis de acumulación o bajadas) que incluyen delgadas láminas de depósitos coluviales y depósitos aluviales en las planicies aluviales de paleo-oueds(wadis) y “playas” (llanuras lacustres o aluviales áridas).

5. Los depósitos correlativos a los aplanamientos

Los depósitos de “playas” y planicies aluviales superiores áridas fueron, en la mayor parte de los casos, retomadas por los entalles posteriores y barridas del paisaje. Sólo se conservan algunos materiales de conos de deyección, ciertos trozos de glacis de acumulación y pedimentos, y zonas de viejos interfluvios áridos muy erosionados.

Por esta razón resulta imposible encontrar superficies perfectamente planas y son raras las acumulaciones aluviales netas. La persistencia de un clima árido dio cuenta de ellas.

La presencia de 2 o 3 niveles en varios lugares indicaría la existencia de varios períodos de aplanamiento principales con recrudecimiento de las condiciones erosivas del medio separados por fases más húmedas de entalle o por períodos de activación de los procesos de tectónica ascendente.

De la ubicación morfológica de los aplanamientos se puede inferir una antigüedad considerable de los mismos.

Una parte importante de los sedimentos erosionados en los interfluvios se depositaron en las cuencas de sedimentación deprimidas y/o subsidentes contiguas conservándose dichos depósitos como testimonios estratigráficos de los procesos morfogenéticos de las tierras altas aledañas (p.ej. depósitos de las formaciones Fray Bentos, Salto, Raigón, Malvín, etc).

6. Morfologías regionales de los interfluvios aplanados

La morfología de los interfluvios aplanados es relativamente constante; una superficie alta casi plana o suavemente ondulada, una ruptura de pendiente frecuentemente escarpada, y laderas más o menos empinadas que culminan en un thalweg de profundidad variable.

En el área basáltica, los aplanamientos pasan lateralmente a laderas escarpadas, al pie de las cuales se desarrollan rampas o glacias que hacia su sector inferior se relacionan con planicies aluviales bastantes amplias. En la región cristalina (Cuchilla Grande Inferior y Principal) existen aplanamientos estrechos y suavemente ondulados. Las nacientes de los cursos de agua que descienden desde estos interfluvios aparecen entallados formando valles fluviales profundos (en v) y quebradas, que lateralmente pasan a valles con fondo plano debido a las acumulaciones aluviales.

En el área sedimentaria gondwánica los interfluvios aplanados son poco frecuentes debido a la mayor erodibilidad de las areniscas y otras formaciones análogas. Sin embargo, en algunos lugares se las aprecia claramente (Cuchilla de la Casa de Piedra en Tacuarembó). En estas zonas las llanuras aluviales son muy amplias ocupando la mayor parte de los valles.

7. Consideraciones paleográficas y paleoclimáticas

La historia geológica de las formaciones sedimentarias del Uruguay durante el Mesozoico y Cenozoico se puede dividir en dos períodos:
a) un primer período en que dominaron los depósitos de areniscas (formaciones Buena Vista y Tacuarembó en el Triásico y Jurásico y las formaciones Guichón, Mercedes y Asencio en el Cretácico Superior) que excede la temática de esta comunicación por su menor incidencia directa en la morfogénesis (aunque su influencia indirecta es importante),
y ) un segundo período con predominio de secuencias limosas (formaciones Fray Bentos y Libertad, lodolitas de la Laguna Merín, formaciones Dolores y Sopas).

Estos dos períodos se caracterizaron por la persistencia de climas áridos y semiáridos, separados por un intervalo tropical húmedo en el Paleoceno (aproximadamente hace unos 60- 65 millones de años).

La inauguración del segundo período mencionado, con clima predominantemente semiárido, está precedida por un acontecimiento orogenético fundamental en el oeste del continente sudamericano: la elevación de la cadena andina que fue acompañada de erupciones volcánicas con emisiones de cenizas. Estas se depositaron sobretodo al pie de los volcanes y en el pie de monte de la naciente cordillera andina. Algunas fueron transportadas por los vientos hasta el territorio que hoy corresponde al Uruguay.

Esta hipótesis es refrendada por la presencia importante de vidrios volcánicos de granulometría limosa en la formación Fray Bentos (Oligocena, Miocena) y en los depósitos pampeanos pleistocénicos correlacionables con la formación Libertad.

Fray Bentos es la representante sedimentaria de un prolongado período semiárido que duró varios millones de años y que, desde el punto de vista territorial, se extendió desde el pie de monte andino hasta la costa atlántica dando lugar a enormes superficies de erosión con un área de varios cientos de miles de km².

Similares formaciones se encuentran en la provincia de La Pampa en Argentina en las cercanías de la ciudad de Santa Rosa (formación Cerros Azules y otras).

Debido a dichos procesos, durante ese período, los relieves preexistentes fueron modelados en aplanamientos erosivos que hoy están representados, según creemos, por los aplanamientos principales de la Cuchilla Grande y cuchillas menores y el aplanamiento de Masoller en la Cuchilla de Haedo.

8. Período semi-árido plio-pleistocénico con escaso aporte de limos

Durante el Plioceno y primera parte del Pleistoceno se instauró un clima semiárido sin aporte de limos. Ello probablemente se debió a un cambio en la dirección de los vientos, a una estabilización de las zonas de origen de los mismos (debido a una humidificación climática) o la interrupción de la actividad volcánica en los Andes.

Es un período en que predominaron los niveles arenosos y gravillosos, intercalados con arcillas, indicadores de un régimen fluvial con clima semi-árido.

Este ambiente dio lugar a las acumulaciones de la formación Salto en el litoral, a la formación Raigón en la cuenca del Santa Lucía, y a la formación Malvín en el pie de monte de la Sierra de las Ánimas.

Las terrazas de la formación Salto se relacionan con los escalones erosivos en la región basáltica que denominamos “Sarandí del Arapey” que aparece como un escalón intermedio por debajo de la superficie Masoller y por encima de las planicies aluviales Sopas- Mataojo (ver más adelante).

Los depósitos de Raigón, que rara vez constituyen terrazas, se relacionan con las superficies de erosión intermedios de las cuchillas cristalinas del sur y la formación Malvín está constituida por abanicos aluviales de pie de monte a la salida de las abras de la Sierra (p.ej. Abra de Zabaleta, Abra de Castellanos).

9. Morfogénesis loésica y lodolítica del Pleistoceno Medio

Por encima de las superficies de erosión plio-pleistocénicas y de sus formaciones fluviales correlativas se depositaron formaciones limosas más o menos lodolíticas y/o loésicas.

Estos aportes se debieron probablemente a la intensificación de la actividad volcánica explosiva en los Andes, al cambio de dirección de los vientos o a la acidificación en las zonas de origen (pie de monte andino).

En principio estos limos provinieron del pie de monte andino dejando como testimonio varios pavimentos de cantos rodados, que probablemente forman parte de los llamados “rodados patagónicos”.

El nuevo influjo de limos eólicos desde los Andes cambió dramáticamente las condiciones geomórficas superficiales.

La llegada de importantes volúmenes limosos recubriendo los suelos dio lugar a la formación de fluidos de mayor viscosidad que se depositaron con poca o ninguna estratificación en las laderas y valles suavizando las aristas del relieve.

La cobertura vegetal, probablemente herbácea o de parque, dio lugar a procesos de bioturbación que borraron la estratificación remanente.

10. Morfogénesis asociada a los aportes loésicos y aluviones limosos del Pleistoceno Superior

En el Pleistoceno Superior se encuentra un conjunto de depósitos predominantemente limosos que también tienen una importante componente eólica. Pensamos que su origen está relacionado con el pie de monte de las colinas pampeanas (cerca de la ciudad de Santa Rosa en la Provincia de La Pampa, Argentina).

Allí los vientos del sudoeste levantaron las partículas limosas, dejando en el sitio los materiales arenosos bajo la forma de sistemas dunares. Los limos fueron transportados a través de la llanura platense (en ese momento casi totalmente emergida) siendo retenidos por la vegetación (probablemente con un clima de tipo sub-húmedo y/o semi-árido) en el actual territorio uruguayo y luego retransportado por el agua a las planicies aluviales donde se acumuló con espesores relativamente delgados (rara vez más de 3-4 metros). En el suroeste del país la unidad cartográfica resultante es la formación Dolores, y en el norte, la formación Sopas.

Bibliografía

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Verolavsky, G., Ubilla,M. y Martínez, S. (editores), 2004; Cuencas Sedimentarias del Uruguay. Cenozoico, DIRAC, Montevideo, Uruguay

Carta geomorfológica genética esquemática del Uruguay

Columna geomorfológica genética y estratigráfica del Uruguay

Era/ período/ Época	Morfogénesis costa, cristalino	Morfogénesis en la región basáltica	Morfogénesis en la región gondwánica	Pedogénesis	Clima	Sedimentos, alteritas
Reciente	Erosión antrópica	Escasa		Escasa	Sub-húmedo	Limos aluviales, lodos    litorales
Holoceno		Escasa	Entalles	Moderada	Sub-húmedo	Sed.humíferos (l.de Mosquitos)
Pleistoceno Superior	Llanuras aluviales limosas	Llanuras aluviales limosas	Erosión interfluvios, llanuras arenosas	Formación de suelos: acreción, bioturbación	Sub-húmedo a semi-árido	F. limosas de llanuras costeras y aluviales (Dolores y Sopas)
Pleistoceno Medio a Superior	Débiles entalles	Débiles entalles	Entalles	Formación de suelos	Sub-húmedo a húmedo
Pleistoceno medio			Erosión en interfluvios, formación de llanuras arenosas	Formación de suelos por acreción, procesos de bioturbación	Semi-arido a sub-húmedo	Limos eólicos y lodolitas, formación Libertad y correlativas
Pleistoceno inferior	Entalles	Entalles, fuertes en la zona de escarpa, débiles en la cuesta basáltica		Formación de suelos profundos	Húmedo	Algunos suelos rojizos (alteritas “curupienses”)
Plioceno	Erosión en interfluvios y formación de llanuras aluviales, liberación de bochas graníticas	Formación de superficies de erosión intermedias, terrazas fluviales		Escasa	Semiárido	Formaciones arenosas y gravillosas, con niveles de arcillas (formaciones Raigón, Salto y Malvín)
Mioceno- Oligoceno	Desarrollo de superficies de erosión (C.Grande), liberación de bochas graníticas (Sa de Mahoma)	Desarrollo de superficies de erosión (Masoller)		Escasa	Semiárido	Formaciones limosas y limo-arenosas calcáreas (formación Fray Bentos)
Eoceno- Paleoceno	Formación de suelos profundos y entalles fluviales	Entalles fluviales en la escarpa		Formación de suelos tropicales	Tropical húmedo	Alteritas del miembro del Palacio
Cretácico Superior	Desarrollo de aplanamientos elevados expresados en niveles de cimas	Desarrollo de aplanamientos elevados (p.ej. Charqueada)		Escasa	Semiárido	Sedimentos aluviales (f.Asencio, Mercedes, Guichón)
	Comienzo de degradación de la escarpa serrana costera	Formación de la escarpa basáltica
Cretácico Medio	Formación de escarpa serrana del Sur			Indeterminada
Cretácico Inferior	Subsidencia fosas tectónicas Santa Lucía y Laguna Merín.	Efusiones basálticas		Indeterminada
Jurásico- triásico	Intensificación subsidencia Cuenca del Paraná			Escasa a nula		Areniscas eólicas, fluviales y lacunares (F.Tacuarembó)
Paleozoico	Comienzo subsidencia cuenca Paraná			Indeterminada