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El casquete de hielo localizado en Los Andes patagónicos durante el Ultimo Máximo Glacial generó un centro anticiclónico en el noroeste de Patagonia, que enviaba vientos fríos y secos hacia la pampa (Iriondo, 1990). En consecuencia, se acumularon extensos depósitos de arena y loess en la Argentina central y del norte.

La mitad sudoeste del área fue cubierta por un gran mar de arena, detrás del cual se depositó un cinturon de loess de 300 km de ancho, que alcanzó el sur del Chaco en Santa Fe y Santiago del Estero.

En dicha región el loess típico está interestratificado con limo eólico depositado en ambientes palustres, que está caracterizado por colores castaño grisáceo y gris verdoso, con concreciones de manganeso en su interior (Iriondo, 1987).

Sistema del noroeste - En amplias superficies del Chaco boliviano y noroeste del Paraguay aparecen campos en dunas. Las dunas fueron disipadas por un clima húmedo posterior, durante el cual se formaron suelos profundos. Asociada a las dunas, una faja de loess de 10 a 15 m de espesor rellena parcialmente los valles del flanco oriental de las Sierras Subandinas a lo largo de 900 km entre el sur de Santa Cruz de la Sierra y Tucumán (latitudes de 19° y 27° S). Se trata de la Formación Urundel.

El campo de loess se extiende hacia el este en una ancha faja en las provincias argentinas de Salta y Chaco, ahora parcialmente erodada por los abanicos holocenos de los ríos Bermejo y Salado. Mineralógicamente está constituido por cuarzo e illita.

La arena pleistocena edafizada fue erodada y removilizada en varias regiones del noroeste chaqueño. La más extensa de ella es el arenal del Parapetí, con una extensión de 25 000 km2.

Otros menores son los arenales de Guanacos, Piraí, Biru-Biru, etc. La arena fue movilizada por vientos de rumbo Norte-Sur, formando dunas parabólicas de hasta 10 km de longitud. De acuerdo con fechados de Servant et al. (1981), el clima seco permaneció desde el 3500 AP hasta el 1400 AP.

Un clima seco, básicamente semiárido tiene lugar en el Holoceno superior en la zona del Chaco y de la Pampa. Las fechas 14C disponibles indican que el área estuvo seca entre 3500 años AP y 1000 años AP. (Iriondo, 1980).

La acción del viento causó erosión de los sedimentos superficiales existentes y de los suelos. así como la redeposición del material erosionado en una extensa capa de arena y sedimento. y campos locales de dunas.

Mediciones de indicadores paleovientos e información asociada indican la ocurrencia de un sistema anticic1ónico estacional. Se trata del anticiclón que aparece sobre el Altiplano, el que tuvo un período de expansión y llegó a la superficie del terreno en toda la región chaco-pampeana.

Se lo observa hoy en día en “años La Niña” y estimamos que fue el escenario normal durante este período: seco en el Chaco y húmedo en el Altiplano. Este sistema afectó principalmente la parte distal de los abanicos del Salado y del Bermejo, depositando una carpeta de limo eólico de 20 a 40 cm de espesor sobre el paisaje. y formando hoyas de deflación circulares y elípticas con diámetros que varían entre los 200 m y los 2000 m (Fig. 15.8).

La expresión que han dejado grabadas en los perfiles del suelo las sedimentaciones del Holoceno superior en La Pampa no hablan de abanico alguno en el Salado. Y los créditos de que esos perfiles de cordones litorales curvados en dirección al Norte fueran de origen eólico, habla de que todo su imaginario está instalado en mecánica de fluidos y nunca miró por sistemas termodinámicos naturales abiertos y enlazados.

El "limo eólico depositado en ambientes palustres" y las dunas parabólicas son expresiones propias de quien nunca entendió la formación y el sentido de los cordones litorales, cuya uniformidad supera con creces a la propia de las "dunas parabólicas".

El cambio en cosmovisión mecánica por termodinámica de sistemas naturales abiertos y enlazados deja a la sedimentología y a la geología fondeada en medioevos cartesianos.

El Chaco Austral o Chaco Santafesino forma el extremo sur de la gran planicie chaqueña. Abarca un área triangular, llegando hasta la ciudad de Santa Fe, a 31° 30’ S; limita con la Pampa y con el complejo sistema fluvial del río Paraná, con los cuales se ha interdigitado en el Cuaternario y en el Terciario Superior.

Está formado por depósitos cuaternarios pertenecientes a cuatro grandes sistemas; uno de éstos es eólico y los restantes fluviales: el del río Salado, el del Paraná y el del Bermejo. Cada uno de ellos se divide en unidades geomorfológicas menores.

Desconozco al eólico. Y no entiendo por qué se ahorra de mencionar al Pilcomayo. Respecto del Salado, fue un curso de agua resultante de los saldos de los compromisos entre el río Quinto determinante de las advecciones de los flujos cordilleranos que estimo son las que Iriondo menta como eólicos y los destinos del Quinto que no se conformaba con poner su identidad al servicio de esas advecciones y esos saldos identitarios fueron a sumar aguas que un día dieron lugar a lo que llamamos sistema río Salado cuya "cuenca" carece de personalidad propia por ser fruto de mil compromisos serviciales fundantes de interminables cordones litorales de los que están formadas nuestras pampas.

Movimientos tectónicos leves han ejercido considerable influencia durante todo el período. Hay evidencias de un clima húmedo seguido por un intervalo semiárido que culminó con un breve período árido. El clima actual es muy joven.

Al no entender estos procesos termodinámicos necesitan inferir "leves movimientos tectónicos" que expliquen lo que les resulta inexplicable.

La composición geológica del Chaco santafesino hasta unos cien metros de profundidad está integrada por varias formaciones sedimentarias cuaternarias depositadas sobre un sustrato marino mioceno (Fm Paraná). Dichas formaciones cuaternarias son loessicas en el oeste, palustres en la zona central y fluviales en el este (Fig. 3). La secuencia estratigráfica es la siguiente (Fig. 23):

La Formación Paraná representa una ingresión marina miocena que se extendió sobre toda la región chaco-pampeana argentina y penetró hacia el norte en Paraguay y Bolivia. Fue un mar somero, y sus depósitos son generalmente litorales y neríticos proximales.

Está compuesta por arena cuarzosa fina a muy fina color gris y amarillo, con intercalaciones de fangos grises, arcillas verdes y calizas organógenas. En una perforación realizada en San Guillermo, a escasa distancia de la región estudiada en este trabajo, se atravesaron 41 metros de espesor de esta formación. Está compuesta por estratos de arena cuarzosa mal seleccionada, de fina a muy gruesa, con abundantes segregaciones de óxido férrico, incluyendo escasos clastos de tamaño gránulo a canto rodado fino. Se intercalan estratos de limo arcilloso color oliva, de hasta tres metros de espesor y capas calcáreas y lutitas diagenizadas. En los niveles inferiores aparece una ceniza volcánica alterada incluyendo abundantes cristales de yeso (Krohling e Iriondo, 2003).

La Formación Ituzaingó es el depósito fluvial característico del río Paraná. Está compuesto por arena cuarzosa fina amarillenta y rojiza en estratos medianos y gruesos, interestratificada con limo gris y verde. Comenzó a sedimentarse al formarse este gran colector, en algún momento del Plioceno, es decir entre 2 y 4 millones de años atrás. Y sigue depositándose hasta el día de hoy.

Esta formación ha recibido varias denominaciones informales en el siglo pasado; la más persistente es la de “Arenas Puelches”. Su espesor máximo es de 150 metros, aunque los valores típicos oscilan entre 10 y 20 metros.

Está distribuida a lo largo del lineamiento Paraguay-Paraná desde Asunción hasta la depresión del Salado en la provincia de Buenos Aires, cubriendo una superficie de 120.000 Km2 (Iriondo, 1984).

La formación Ituzaingó en el Chaco santafesino ha crecido por yuxtaposición de fajas fluviales controladas por fracturas.

El mecanismo de divagación del cauce se produjo por fenómenos de avulsión, es decir que se traslada mediante desplazamientos discontinuos y no por un mecanismo de “barrido” lateral continuo.

Aquí sacan a relucir su perfecto desconocimiento de los sistemas de cordones litorales, su formación y sus función. No son "mecanismos de avulsión", sino deposiciones de borde cuspidado por capa límite térmica; que una vez saturado el seno entre cordones, ésto es: cumplida su función de sacar las aguas en esa interfaz marina, da lugar a la formación de otro cordón. Y por lucir secuencias de senos y cordones los mecanicistas hablan de desplazamientos discontinuos, cuando de hecho tienen una impecabilidad que con creces supera a las más exquisitas "dunas".

En la perforación realizada en el paraje Fortín Tres Pozos se atravesó la formación Ituzaingó desde la profundidad de 19,50 m hasta el final de la misma, a los 30 m. Las facies fluviales típicas aparecieron entre los 25 m y el fondo de la misma; la parte superior está compuesta por una mezcla de arena y sedimentos finos, probablemente relleno local de un cauce abandonado.

En la facies fluvial la relación cuarzo/feldespatos oscila entre 17 y 100 (es decir, hay entre 94 y 99 % de cuarzo). El mineral arcilloso representativo es la caolinita, que aparece en porcentajes escasos. La goethita es abundante, con picos de lasta 30 % del máximo en el difractograma de rayos X.

Granulomètricamente es una arena bien seleccionada con diámetros entre 200 y 300 micrones. La facies superior de relleno tiene 5,50 m de espesor; está compuesta por arena fina limosa y limo areno-arcilloso. Su composición mineralógica está dominada por cuarzo; la relación cuarzo/feldespato tiene un valor de 10 en la base, disminuyendo paulatinamente hasta 2 en el techo.

Los minerales arcillosos están representados por illita en la base y en el techo, y por predominio de montmorillonita en la parte central, lo que sugiere diferentes fuentes de aporte durante la sedimentación.

Vuelvo a repetir: el final resultante de los procesos serviciales de los ríos Quinto y Cuarto determinantes de las advecciones de los flujos cordilleranos dista de ser el ordenado de los cordones litorales que aquí aparecen caracterizados por un "barrido" lateral contínuo. Para quien no ha mirado nunca estos procesos sedimentarios desde óptica termodinámica, estas aclaraciones son tan claras como el chino antiguo.

Considerando un esquema simplificado de las arcillas de la región, puede deducirse que durante la acumulación de ese relleno se interrumpió el aporte de sedimentos del alto Paraná (caolinita) y predominaron fuentes ubicadas en el sur y el oeste (illita), y ocasionalmente del este (montmorillonita). La resistencia a la penetración según el ensayo SPT es alta a muy alta en la Fm Ituzaingó, alrededor de 50 golpes excepto en un solo nivel.

La diferencia a la penetración de un cordón cuspidado y de un seno entre cordones es bien pronunciada.

Dicha característica es típica de arenas fluviales antiguas densas y muy densas, bien empaquetadas. El nivel débil indica probablemente la existencia de un acuífero.

La Fm Ituzaingó se encuentra en el subsuelo de las regiones central y oriental del Chaco santafesino, entre el río Paraná hasta unos 40 kilómetros al este de la ciudad de Tostado. No fue depositada en la región eólica del oeste.

Que volvemos a reiterar: de eólica solo tiene lo que infiere cualquier imaginario mecánico que nunca ha apreciado el devenir y los comportamientos de los sistemas termodinámicos naturales abiertos y enlazados en estas interfaces, ya marinas, ya lacustres, ya palustres.

Los ríos Tercero y Segundo también cumplieron este rol que ejercieron el Quinto y el Cuarto. pero por interactuar con sedimentos serranos y no cordilleranos, el resultado fueron suelos que no reconocen las sales de los anteriores.

El límite de estos servicios al Norte está expresado por el río Carcarañá, limitando los aportes paranaenses que aquí Iriondo infiere llegaban hasta el Salado; que reitero nunca fue una cuenca, sino una resultante de las propinas que dejaron como herencia al pobre Salado, por los servicios del río Quinto

La Formación Puelches definida en las Provincias de Buenos Aires y Santa Fe desarrollada a partir del retiro del mar paraniano hacia el sureste, que crearon las condiciones sobre una extensa llanura, para el desarrollo de un sistema fluvial muy desarrollado, sobre los depósitos dejados por este mar, conforme se producía el retroceso del mismo, se producía el avance de extensos canales, en algunos casos de gran profundidad que transportaban y depositaban cuerpos de sedimentos que en forma lateral se interdigitaron, dando origen a un depósito excepcionalmente continuo reconocido en gran parte de las provincias de Córdoba, Santa Fe y Buenos Aires y franja oriental de Chaco y Formosa, es muy factible que se corresponda con sedimentos aflorantes en la provincia de Entre Ríos y de subsuelo en Corrientes ya mencionados como Formación Ituizangó.

Conforman una secuencia de arenas cuarzosas, pardo amarillentas a blanquecinas de gran selección granulométrica y composicional con intercalaciones arcillosas de variado espesor (Santa Cruz, 1970), hay lugares donde la arena casi fue reemplazada en su totalidad por material fino, o lugares donde la arena registra espesores de mas de 100 m, en esos casos, las Arenas Puelches pueden estar apoyadas directamente sobre la Formación Olivos (Santa Cruz, J. N.,1994), reconoce como área de aporte el área cratónica del Brasil.

De aquel sistema fluvial se preserva hoy el río Paraná, que al llegar a la llanura deposita su carga de arena que transporta desde la alta cuenca. Su profundidad varía entre 15 m y 120 m. El espesor total medio de la Formación Puelches, varia entre 20 m y 40 m, pero puede alcanzar los 80 m, como en General Belgrano o superar los 100 m en la localidad de Zárate, en la localidad de Saladillo el espesor es superior a los 60 m y la profundidad del techo se encuentra allí entre los 90 m y 110 m edad Plio-Pleistocena inferior.

La Formación Puelches aflora parcialmente en el lecho del Estuario del Plata Superior, sobre el Canal del Infierno en base a perfiles sísmicos (Paterlini, Parker y Costa, 1992).

A ese Plioceno de 2 a 4 millones de años atrás hay que agregarle el desconocimiento que por extraños motivos nunca ha referido a las afloraciones de la placa cristalina en infinidad de puntos en el delta inferior en un línea que va desde Martín Chico en la costa oriental a Zárate.

Todo ese perfil aflorante que alcanza alturas de hasta 25 m sobre el actual nivel del mar, incluye las áreas del canal del infierno.

Todo ese frente de la placa originaria emergente como dientes de un rastrillo de más de 70 Kms de frente en la interfaz marino-fluvial Paraná-Uruguay, estimo acerca algunas explicaciones a esa emergencia del Puelches en estas áreas del canal del infierno. Era el final de un largo viaje; y el comienzo de una nueva página en geología y sedimentología.

Procedencia de sedimentos: La plataforma continental argentina recibe sedimentos terrígenos procedentes de dos áreas de aporte principales: la región andina y el escudo de Brasilia. No deben descartarse aportes menores de las Sierras Pampeanas y otras regiones del centro de Argentina.

La región andina fue afectada por intenso volcanismo Mesozoico y Cenozoico, cuyos productos de erosión fueron transportados hacia el este por acción fluvial y eólica, esta última también interviniendo en la movilidad de cenizas volcánicas y materiales piroclásticos.

Recordemos la eterna confusión de dunas y¡cordones litorales cuya función y formación, la geología, sedimentología y dinámica costera, nunca entendieron.

Todos estos materiales fueron depositados y retransportados en las regiones pampeana y patagónica a través de diversos ciclos sedimentarios multigenéticos hasta que finalmente alcanzaron las costas y el mar (Violante por esta vía sólo llegan a la plataforma los excedentes de sedimentos que no quedan retenidos en el ámbito deltaico-estuárico del Río de la Plata.

Con los criterios que hasta hoy lucieron en ciencia en materia de sistemas termodinámicos naturales, abiertos y enlazados, imaginar con recursos mecánicos los viajes extraordinarios y las funciones que cumplen los sedimentos para asistir estos viajes, es quedarse varados a la salida al estuario.

El límite sur de alcance de estos sedimentos en la plataforma fue establecido en 35ºS (Etchichuri y Remiro 1963), aunque estudios posteriores señalan que llegarían más al sur (hasta 45ºS) al menos en una de las terrazas descriptas en la plataforma (Marcolini 2005, Marcolini y Bozzano 2007).

No obstante la presencia de las dos asociaciones, el predominio de la primera es evidente en la mayor parte de la plataforma continental argentina, tal como queda documentado por la composición mineralógica a nivel regional (Marcolini 2005), como también por análisis isotópicos (Mahiques et al. 2008, Noble et al. 2012) y de mineralogía de arcillas (Campos et al. 2008a).

El análisis petrográfico de fragmentos de rocas y rodados hallados en depósitos marinos del talud a más de 500 m de profundidad en las inmediaciones del cañón submarino Mar del Plata (38°S) reveló el predominio de materiales de procedencia bonaerense (Tandilia) y patagónica (Bozzano etal. 2011).

Todas estas características se justifican por la pertenencia de las regiones costeras argentinas -en términos de procedencia de sus sedimentos- a la asociación andina (Potter 1994).

Al menos aquí empezamos a encontrar algunas coincidencias. Pero a excepción de las grandes regresiones marinas, todos los sedimentos del sistema paranaense van al cono de sedimentación frente al Chy y nada al cañon de Mar del Plata. Ni siquiera los de Bahía Blanca y Quequén.

El análisis de la concentración de elementos mayoritarios en sedimentos superficiales del margen continental argentino documenta, desde los aspectos geoquímicos, el origen terrígeno de los mismos (Frenz et al. 2004, Mahiques et al. 2008, Chiessi et al. 2009, Govin et al. 2012).

Dinámica sedimentaria: Dada la composición terrígena de los sedimentos que componen la plataforma, la dinámica sedimentaria debe ser considerada en forma integral abarcando tanto los procesos continentales que inciden en la costa como así también los litorales y marinos.

Los sedimentos son introducidos en el sistema dinámico litoral desde el continente adyacente de diferentes maneras, tanto por transporte fluvial y eólico como por erosión costera, para ser posteriormente transferidos hacia la plataforma; no obstante, en el caso del transporte Rovere 2005 y citas allí incluidas).

El aporte eólico a las plataformas se debe aproximar bastante a -0. Siguen sin abrir mirada a sistemas termodinámicos naturales abiertos. La ecología de los ecosistemas no es una ciencia, sino, su hermana opuesta. Enlaza donde su vieja hermana particiona.

La asociación mineralógica resultante fue definida como asociación volcánico-piroclástica (Teruggi 1954, Etchichuri y Remiro 1963, Gelos et al. 1988).

Por su parte, las regiones cratónicas de Uruguay y Brasil están constituidas por rocas ígneo-metamórficas del Precámbrico y Paleozoico inferior así como basaltos jurásicos, cuyos productos de erosión son transportados por los ríos Paraná y Uruguay hacia el Río de la Plata y de allí llevados hacia la plataforma (Etchichuri y Remiro 1963, Berkowsky 1986).

Debe considerarse que Rasgos morfosedimentarios postglaciales en plataforma. 299 vial y eólico (este último incluyendo tanto el aporte de sedimentos por erosión eólica como también tefras y cenizas originados en erupciones andinas) puede ocurrir un by pass que los lleve directamente hacia las zonas profundas sin estacionarse en el sistema litoral.

Si toda esa imaginación eólica la vieran fluir en ecosistemas termodinámicos, otra sería la función.

Durante la transgresión postglacial estos procesos han ocurrido en cada etapa del ascenso eustático, con variantes en función de la velocidad de ascenso, factores climáticos, circulación oceánica, procesos litorales y cambios en los aportes sedimentarios.

La transgresión postglacial actuó sobre un substrato Neógeno-Cuaternario poco consolidado provocando el progresivo barrido de su superficie por la acción erosiva de las olas y corrientes litorales con el consecuentemente rápido retroceso costero, manifestado a través de una alta tasa de erosión de la costa y transferencia de sedimentos hacia los fondos marinos adyacentes (Urien y Ewing 1974, Parker y Violante 1982, Violante y Parker 2000, 2004, Perillo et al. 2005, Parker et al. 2008).

Los depósitos resultantes sobre la plataforma que se depositaron sobre la superficie de erosión (ravinement, Swift 1968), son palimpsestos o relictos de acuerdo a cómo hayan sido o no afectados por las condiciones hidrodinámicas.

No existen las "condiciones hidrodinámicas" en semejantes planicies. Solo existen en el imaginario mecanicista extrapolando energías inexistentes.

El aporte total de sedimentos terrígenos a la plataforma por acción directa de los agentes de transporte fue estimado en 70 x 106 ton/año (Pierce y Siegel 1979, Gaiero et al. 2003), de los cuales 39 x 106 ton/ año (56%) corresponden a erosión costera, 29 x 106 ton/año (41%) a transporte eólico y 2 x 106 ton/año (3%) a actividad fluvial.

Isla y Cortizo (2005) estimaron valores muy distintos (243,8 x 106 ton/ año) para los sedimentos erosionados de los acantilados patagónicos e introducidos al mar, aunque sin duda deben considerarse importantes diferencias entre regiones, dependientes de factores locales.

Las redes fluviales transportan hacia las zonas costeras volúmenes sedimentarios relativamente reducidos, ya que los ríos más pequeños tienen poca capacidad de transporte mientras que los más caudalosos generalmente desembocan en ambientes estuáricos que retienen buena parte de los detritos.

Ni la menor idea tienen de cuál es el aporte que hacen los sedimentos a sus extraordinarios viajes retro alimentando la energía de los sistemas convectivos que marchan rebotando en los fondos, disociados de las aguas saladas, hasta el profundo océano.

Los sedimentos del Bermejo hacen viajes de 5000 Kms hasta los 5700 m de profundidad. Estamos viendo dos películas diferentes: una, científica; otra, de ecología de ecosistemas.

La mayor capacidad fluvial durante épocas pasadas está evidenciada no solamente por el tamaño desproporcionado de los valles en el continente respecto a los caudales actuales, sino también por la gran cantidad de gravas de origen glacifluvial que tapizan la plataforma patagónica (Perillo y Kostadinoff 2005).

Las olas y mareas, especialmente bajo condiciones de tormenta, son capaces de removilizar grandes volúmenes de sedimentos (Perillo y Kostadinof 2005), como queda documentado por los campos de ondas de marea que ocupan algunos sitios de la plataforma donde las velocidades son mayores (Servicio de Hidrografía Naval 1961, Urien y Ewing 1974, So et al. 1974, Perillo y Kostadinoff 2005).

En relación al transporte por corrientes litorales, la circulación neta es hacia el norte, a excepción de células locales de circulación opuesta influenciada tanto por la morfología de la línea de costa como por los aportes fluviales.

Nulo conocimiento de sistemas convectivos, de sus advecciones determinadas por delicados gradientes térmicos y del aporte que hacen los sedimentos a estos ecosistemas, tanto litorales, como de plataforma, como de fondo oceánico.

En el sector este de la provincia de Buenos Aires se midieron transportes netos hacia el norte de 0,563 x 106 m3/año (Lanfredi y Schmidt 1979), 1,15 x 106 m3/año (Galvin 1978) y 0,17- 1,35 x 106 m3/año (Framiñan 1990).

Debido a la gradual y creciente transformación por el obstáculo del puerto de Mar del Plata, de la deriva litoral en deriva de plataforma, estos valores varian de la seca a la meca de acuerdo en qué parte del corredor se instalan, a qué profundidad en la columna de agua, en qué época del año, etc. etc.

En el 2005 documentaron el hallazgo de restos de un mastodonte a 45 m de profundidad aguas afuera de la desembocadura del Río de la Plata, incluido en sedimentos continentales posiblemente Lujanenses del Pleistoceno superior-Holoceno inferior. Y sin duda, llegó caminando sin mojarse los pies.

Teniendo en cuenta la dinámica sedimentaria imperante en la plataforma, Violante (2004) siguiendo los conceptos de Swift (1976), la consideró como de régimen sedimentario pasivo de carácter autóctono. Algunas de las estructuras sedimentarias superficiales, como los complejos de bancos arenosos formados por el retroceso costero (shoal retreat massif, Swift 1976) con desarrollo de bancos alineados presentes en la plataforma interior norbonaerense (Parker et al. 1978, 1982, Swift et al. 1978, Parker y Violante 1982), son típicas de esos regímenes de sedimentación.

Por otra parte, los mecanismos de transferencia de sedimentos desde el borde exterior de la plataforma hacia el talud superior, y desde éste hacia los cañones submarinos, no están aún adecuadamente conocidos, principalmente si se considera que los cañones están en gran parte desconectados de la plataforma (Ewing y Lonardi 1971). Pierce y Siegel (1979) estimaron una transferencia de sedimentos hacia el talud de 17 x 106 m3/año. Al menos en el sector del talud bonaerense, el transporte sedimentario por procesos gravitacionales parece ser dominante (Hernández-Molina et al. 2009, Violante et al. 2010a, Krastel et al. 2011).

Es justo en este punto de supuestos transportes sedimentarios por procesos gravitacionales donde la ciencia tendrá sorpresas de escalas incalculables .

La diferencia entre cañones y conos de sedimentación sin duda habla de dos energías diferentes. Ver caso del río Congo o Zaire y Amazonas o Paraná.

Nunca, ni en el Mioceno, Plioceno, Pleistoceno, ni Holoceno, tuvo el sistema paranaense influencia sedimentaria en las riberas bonaerenses más allá de Punta Piedras. El límite en el Pleistoceno gira alrededor de la cuenca del Carcarañá.

Abundar con todo lo expresado por Iriondo y sus colegas resulta interminable si no interponemos la falta de criterios de sistemas termodinámicos naturales abiertos para mirar estos temas de gradientes térmicos determinates de las advecciones de los sistemas convectivos y aportes que los sedimentos hacen al sostén de estos sistemas.

La mecánica de fluidos es la responsable de todos los despistes que carga la geología, la sedimentología y la dinámica costera.