VI CONGRESO ARGENTINO DE CUATERNARIO Y GEOMORFOLOGÍA

USHUAIA, DEL 8 AL 10 DE ABRIL DE 2015

Comité Editor Juan Federico Ponce

María Soledad CandelMarilén Fernández

Jimena OríaMaría Laura Villarreal

Organizado por:Asociación Argentina de Cuaternario y Geomorfología

Laboratorio de Cuaternario y Geomorfología CADIC-CONICET

Patrocinadores

VI CONGRESO ARGENTINO DE CUATERNARIO Y GEOMORFOLOGÍAUSHUAIA, DEL 8 AL 10 DE ABRIL DE 2015de xxxxxx

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1ra Edición - 300 ejemplares

Diseño, diagramación y Edición:EDITORIAL UTOPIAS de Jorge NavoneUshuaia - Tierra del Fuegowww.editorialutopias.com.ar

Todos los derechos reservadosI.S.B.N: 978-987-3767-

Impreso en Argentina

Queda hecho el depósito que marca la ley 11.723

Queda estrictamente prohibida, sin la autorización escrita del autor, bajo las sanciones establecidas por las leyes pertinentes, la repro-ducción total o parcial de esta obra por cualquier medio o procedimiento, comprendidos la reprografía y el tratamiento informático.

Auspiciado por:Asociación Geológica Argentina

Asociación Paleontológica ArgentinaAsociación Argentina de Sedimentología

Parque Nacional Tierra del FuegoMunicipalidad de Ushuaia

Ushuaia BureauUniversidad Nacional de Tierra del Fuego, Antártida e Islas del

Atlántico SurGobierno de Tierra del Fuego

Policía Provincial de Tierra del FuegoInstituto Fueguino de Turismo

Agradecimientos:Estancia Sara, Estancia Flamencos y Estancia San Julio

Congresos Anteriores:

I Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología1999. Santa Rosa.

II Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología2003. San Miguel de Tucumán.

III Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología2006. Córdoba.

IV Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología2009. La Plata.

V Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología2012. Río Cuarto.

Comité Científico

Presidenta: Degiovanni, Susana (AACyG)Coordinadora: Coronato, Andrea Aguilera, Yolanda; Alonso Ricardo; Bidegain, Juan Carlos; Blasi, Adriana; Borromei, Ana M.; Carignano, Claudio; Carlini, Alfredo; Caselli, Alberto;  Castiñeira, Carola;  Cioccale, Marcela; Cusmisky, Gabriela; Dangavs, Nauris; Del Valle, Hector; Deschamps, Cecilia; Ercolano, Bettina; Espinosa, Marcela; Favier Dubois, Cristian; Fucks, Enrique; Gaiero, Diego; Gil, Verónica; Gogorza, Claudia; Gómez, Eduardo; González Guillot, Mauricio; Gordillo, Sandra; Huarte, Roberto; Isla, Federico; Latrubesse, Eduardo; Maidana, Nora; Martínez, Oscar; Martínez, Gustavo; Mazzoni, Elizabeth; Moreiras, Stella M.; Neder, Liliana; Orfeo, Oscar; Orgeira, María Julia; Osella, Ana; Osterrieth, Margarita; Panarello, Héctor; Panario, Daniel; Pastorino, Guido; Perucca, Laura; Piovano, Eduardo; Ponce, Juan Federico; Quattrocchio, Mirta; Ramonell, Carlos; Sagripanti, Guillermo; Tófalo, Rita;  Tonni, Eduardo; Tripaldi, Alfonsina; Violante, Roberto; Zárate, Márcelo; Zucol, Alejandro

Comité Organizador local:

Presidente: Jorge RabassaVicepresidente: Andrea CoronatoSecretario: Juan Federico Ponce

Prosecretarios: Marilén Fernández y Romina OnoratoTesorera: Mónica Salemme

Pro-tesorero: Fernando SantiagoVocales: Soledad Schwarz

Jimena Oría M. Laura VillarrealM. Soledad Candel

Lucas TurnesRamiro LópezDiego Quiroga

Mauricio González Guillot M. Laura Borla

Leonardo Ramírez ViturroPablo Montero Estaña

Comisión directiva Asociación Argentina de Cuaternario y Geomorfología

Presidente: Susana B. Degiovanni Vicepresidente: Jorge O. Chiesa

Secretaria: María Jimena Andreazzini Tesorera: María del Tránsito Grumelli

Vocales: Claudio Carignano, Laura Perucca, Guillermo Ojeda, Carlos Ramonell

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PREFACIO

El VI Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología tiene lugar en Ushuaia, Tierra del Fuego, entre el 8 al 10 de abril de 2015.

Es éste un hecho histórico pues es la primera vez que se realiza en Tierra del Fuego un congreso nacional, de carácter periódico, de una institución académica vinculada a las Ciencias de la Tierra, como es en este caso la Asociación Argentina de Cuaternario y Geomorfología. Las inmensas distancias que nos separan de las áreas centrales de nuestro país, y por ende los altos costos de los traslados aéreos, son algunas de las dificultades que han imposibilitado hasta ahora la realización de reuniones similares.

A pesar de conocer esta situación, la Asamblea de la Asociación Argentina de Cuaternario y Geomorfología, desarrollada en ocasión del cierre del V Congreso de estas disciplinas en la ciudad de Río Cuarto, Córdoba, en octubre de 2012, aceptó la propuesta de convocar al VI Congreso en el confín austral de nuestro país, la ciudad más austral del mundo, lo cual fue una muestra de confianza por parte de los congresistas que agradecemos profundamente, esperando desempeñarnos a la altura de las circunstancias.

Este Congreso se llevará a cabo en la ciudad de Ushuaia, en dependencias cedidas por la Municipalidad de esta ciudad y en instalaciones del Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC), dependiente del CONICET. Esta reunión cuenta con el patrocino del CONICET y de la Agencia Nacional de Promoción de la Ciencia y Tecnología (ANPCYT), Ministerio de Ciencia, Tecnología e Innovación Productiva de la Nación y el auspicio de la Asociación Argentina de Geología, la Asociación Paleontológica Argentina y la Asociación Argentina de Sedimentología

El objetivo principal de este congreso es aportar al desarrollo de la Geomorfología y de los Estudios del Cuaternario, en todas sus disciplinas, en forma integrada a las demás Ciencias de la Tierra, pero en estrecha vinculación con las Ciencias Naturales y Sociales. Por otra parte, se espera discutir ampliamente los aspectos relacionados de estos campos de la ciencia a los sectores productivos, la prospección y utilización de los recursos naturales, el tratamiento racional de los residuos urbanos, industriales y agropecuarios, la protección y gestión del medio ambiente y la investigación del cambio climático, así como la disponibilidad de tecnologías apropiadas para una mejor consecución de estos objetivos y para la producción de cartografía digital.

El Congreso se desarrollará en sesiones temáticas, en su mayoría plenarias, con presentaciones orales y de posters, que han sido organizadas de modo de disminuir al máximo la superposición de actividades, de modo de favorecer el análisis multidisciplinario de las temáticas propuestas.

Los resúmenes de los trabajos presentados que integran este volumen fueron evaluados cuidadosamente por el Comité Científico del VI Congreso, cuyo listado se consigna en este volumen. v plenamente a todos los integrantes de dicho Comité su dedicación, prontitud y eficiencia en la labor solicitada.

Hemos logrado también que cuatro destacados colegas de prestigio internacional hayan aceptado nuestra invitación para ofrecer conferencias de alto impacto para toda la comunidad convocada en este Congreso. Son ellos el Dr. John Clague (Simon Fraser University, Canadá, y ex Presidente de INQUA), el Dr. Rene Barendregt (Lethbridge University, Canadá), el Dr. Michael Smith (Kingston University, Londres, Reino Unido, y Fundador-Editor del “Journal of Maps”) y el Dr. Piotr Migón (Universidad de Wroclaw, Polonia, editor de la serie “Geomorphological Landscapes of the World”, quien lo hace en representación de la International Association of Geomorphologists, IAG). En un hecho que destaca la generosidad de los conferencistas invitados, conscientes de nuestras limitaciones económicas, en todos los casos ellos han aceptado cubrir la totalidad de sus gastos de viaje y estadía, lo que compromete nuestra gratitud.

Por otra parte, es posible que para muchos de nuestros visitantes sea ésta la primera oportunidad para conocer Tierra del Fuego, sus paisajes y ecosistemas. Por ello, se ha considerado muy importante proporcionar la oportunidad para tener acceso a ellos a través de salidas al campo, intra- y post-congreso. La excursión intra-Congreso recorrerá los alrededores de Ushuaia, un sector del Canal Beagle y el Parque

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Nacional Tierra del Fuego, contando para ello con la guía y acompañamiento de investigadores y estudiantes de doctorado residentes en esta ciudad.

Finalmente, luego del Congreso se desarrollará una excursión post-Congreso, dividida en tres módulos para facilitar la participación de los congresistas en toda la excursión o sólo en aquellos sectores que sean de su interés o que se encuentren dentro de sus posibilidades. En esta excursión se recorrerá la costa norte del Canal Beagle, los Andes Fueguinos, la región del Lago Fagnano, el traslado desde la Placa de Scotia a la Placa Sudamericana, la cuenca del Río Grande, la Bahía de San Sebastián y las lagunas del sector norte de la Isla Grande.

Los integrantes de la Comisión Organizadora agradecen profundamente la colaboración permanente del CADIC y de sus integrantes a lo largo de todas las etapas del proceso de organización de este evento. También hacemos llegar nuestro agradecimiento a las empresas petrolera Roch e Y-Sur, Municipalidad de Río Grande que con sus aportes financiaron parcialmente esta reunión. Otras instituciones que colaboraron con esta organización son Parque Nacional Tierra del Fuego, Municipalidad de Ushuaia, Ushuaia Bureau, Universidad Nacional de Tierra del Fuego, Antártida e Islas del Atlántico Sur y sus estudiantes, Gobierno de Tierra del Fuego, Policía Provincial de Tierra del Fuego, Instituto Fueguino de Turismo y las estancias Sara, Los Flamencos, San Julio, a todos ellos nuestro especial agradecimiento.

El trabajo de edición, organización e impresión de este volumen de resúmenes estuvo a cargo del Señor Jorge Navone, de la Editorial Utopías.

Esperamos que todos los participantes disfruten plenamente de este congreso y de su estadía en la Tierra del Fuego, el confín más austral del Continente Americano.

Con toda seguridad, el espíritu de Charles Darwin, el primer naturalista, geólogo, paleontólogo, glaciólogo y antropólogo que visitó Tierra del Fuego en 1833, durante su famoso viaje en el buque Beagle bajo el comando del Capitán Fitz Roy, acompañará a todos los participantes de este Congreso y les hará percibir la inmensidad, complejidad y excepcionalidad de los paisajes y sus ecosistemas, pasados y presentes, de la Tierra del Fuego.

Jorge RabassaPresidente

VI Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología

ÍNDICE

CONFERENCIAS

Barendregt, R.Correlation and disparities of Late Neogene Glacial/Interglacial Histories in Cordilleran North and South America. ....................................................................................................29

Clague, J.Implications of the timing and extent of late Pleistocene glaciation in western North America for the migration of people into the New World. .....................................................................................31

Migoń, P.Landforms explained – Geomorphology and Geoturism. ........................................................................32

Smith, M.Low altitude aerial photography: workflows for high quality data capture. ..............................................33

GEOLOGÍA DEL CUATERNARIO

1-CUATERNARIO PAMPEANO

Beilinson, E.; Zárate, M.A.; Deschamps, C.M.; Tomassini, R.; Gasparini, G.M.; Rabassa, J.; Ruella, A. y Tonni, E.P.Análisis del registro sedimentario y paleontológico de la cuenca inferior del río Quequén Salado (Buenos Aires, Argentina) ........................................................................................................................37

Bidart, S.M. Consideraciones genéticas de los sedimentos loessicos del Pleistoceno tardío-Holoceno en el sudoeste bonaerense ..................................................................................................................................39

Blasi, A.; Castiñeira, C.; del Puerto, L.; Inda, H.; Fucks, E.; Di Lello, C.; Huarte, R.; Carbonari, J. y Mari, F.Evolución ambiental durante el Holoceno en la cuenca del río Salto-Arrecifes. Correlación con los escenarios ambientales de otras cuencas de la Pampa Ondulada, Argentina. ................................41

Mari, F; Di Lello, C.; Huarte, R. y Tonni, E.Dataciones radiocarbónicas en la cuenca inferior del río Quequén Salado, provincia de Buenos Aires ........................................................................................................................43

Ramírez, L.C.Insectos del Cuaternario de la provincia de Buenos Aires. .......................................................................45

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Rodríguez, S.G.; Iacona, F.; Salgado Ahumada, J.; Cerroni, M.; Pereyra, C.; Martin, A. y Fucks, E.Evidencias de secuencias marinas del sector continental en el parque provincial y reserva forestal “Pereyra Iraola”, noreste de la provincia de Buenos Aires. ............................................................47

Tófalo, R.Morfología de calcretes pedogénicos variedad fragmentosa: casos de estudio en Argentina y Uruguay. ................................................................................................................................49

2-ESTRATIGRAFÍA

Basaez, A., Benegas, D., Chiesa, J. y Ojeda, G.Sedimentología de las terrazas cuaternarias del río Quinto (San Luis, Argentina). ..................................51

Basaez, A., Fernández, T., Benegas, D., Chiesa, J. y Ojeda, G.Síntesis de los depósitos fluviales pleistocenos de alta energía en la cuenca media del río Quinto, San Luis, Argentina. ....................................................................................................................53

Camacho, M.; Solís, N. y Alcalde, F.G. El paleoambiente de la cuenca de Casira, Puna norte, Argentina. ............................................................55

Chiesa, J.; Ojeda, G. y Font, E.El Holoceno tardío en las cuencas Desaguadero y Bebedero. San Luis, Argentina. ..................................57

Córdoba, F.; Piovano, E. y Guerra, L.210Pb sediment profiles and geochronology in shallow lacustrine systems under marked hydrological variability in the argentinean pampas ......................................................................59

Degiovanni, S. y Andreazzini, J.Secuencias cuaternarias de relleno de valles en paleosuperficies erosivas de la sierra de Comechingones (Córdoba). Reconstrucción paleoambiental. ...................................................................60

Gutiérrez, M.Caracterización de la formación Meaucó (Pleistoceno tardío – Holoceno) en el centro y el este de la provincia de La Pampa .......................................................................................................62

Martin, J.El Antropoceno: ¿Una nueva época geológica? Indicios desde la tierra emergida al océano profundo .....64

Pantano, A.; Sayago, J.M.; Santi Malnis, P. y Vera, B. Evolución paleoambiental y paleoclimática en la precordillera sanjuanina (32° 02’ S), durante el Pleistoceno tardío y Holoceno, Argentina. ............................................................................................66

Rico, Y.; Bidegain, J.C. y Gómez Samus, M.L.Análisis granulométrico y mineralogía magnética del perfil “Fogones de la Costa”, Miramar, provincia de Buenos Aires ........................................................................................................................68

Sosa, N.; Zárate, M y Manassero, M. Análisis de la secuencia estratigráfica de la cuenca del arroyo Claromecó (prov. de Buenos Aires, Argentina) ...........................................................................................................70

Tedesco, A.M.; Wilson, C.G.J.; Escosteguy, L.; Etcheverría, M. y Folguera, A.Descripción e interpretación paleoambiental de la Formación El Sauzal al norte de la localidad de 25 de mayo, provincia de La Pampa. ....................................................................................................72

3-GEOARQUEOLOGÍA

Apolinaire, E.; Castiñeira Latorre, C.; Bonomo, M. y Politis, G. Estrategias prehispánicas de ocupación del espacio en áreas de vulnerabilidad hidrometeorológica: el caso del delta del Paraná .......................................................................................................................74

Ercolano, B. y Cruz, I. Estudios geomorfológicos y zooarqueológicos para evaluar la existencia de apostaderos de lobos marinos en la desembocadura del río Santa Cruz, Argentina ...................................................................76

Grana, L.; Maidana, N.; Tchilinguirian, P. y Olivera, D.E.Paleoambiente y arqueología en la puna catamarqueña: heterogeneidad ambiental, escalas de análisis y ocupaciones prehispánicas de Antofagasta de la Sierra .........................................................78

Oría, J. y Salemme, M. Nueva evidencia de ocupación humana en la laguna Arturo, norte de Tierra del Fuego, Argentina .........80

Ortiz, G. y Cuenya, P.Análisis pedológicos de unidades representativas de dos sitios arqueológicos, sobre el río Salado departamento Avellaneda, Santiago del Estero .........................................................................................82

Serrat, D.; Ollich i Castanyer, I. y de Rocafiguera i Espona, M.Geoarqueología del yacimiento ibérico-medieval de la Esquerda (Roda de Ter, Cataluña) ......................84

Tripaldi, A.; Zárate, M.; Neme, G. y Gil, A. Paleoambientes, registro arqueológico y procesos de formación de sitios en el sur de La Payunia, provincia de Mendoza, Argentina ............................................................................................................85

Turnes, L.; Quiroga, D.; Apolinaire, E.; Santiago, F. y González Guillot, M. Caracterización de la base regional de recursos líticos en el sector comprendido por las intercuencas río Avilés – río Chico: una aproximación geoarqueológica ...................................................87

Varela Ituarte, M.; Ceballos, S.; Perea, C.; Roldan, J.; Sampietro Vattuone, M. y Neder, L. Influencia de las estructuras arqueológicas sobre la vegetación actual y el suelo en la ladera occidental de Cumbres Calchaquíes, valle de Santa María (Tucumán-Argentina) ...................................89

4-GEOQUÍMICA

Gaiero, D.M.; Gili, S.; Koestner, E. y Chemale, F. Jr.What is the real isotopic signature of dust emitted from Tierra del Fuego? .............................................91

Kurashige, Y.; Maruo, M. y Domitsu, H.Preliminary study to reconstruct the history of water quality from chemistry of sediment at a stagnant river-mouth area ..................................................................................................................93

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5-NEOTECTÓNICA

Blanc, P.A.Análisis morfotectónico y cronología tentativa para las terrazas de la quebrada de Zonda y paleoabanico del río San Juan, provincia de San Juan ............................................................................95

Onorato, M.R.; Perucca, L.P. y Coronato, A. Estructuras de deformación en la laguna Udaeta, Tierra del Fuego: posibles evidencias de paleosismicidad ...................................................................................................................97

Perucca, L.; Vargas, N. y Rothis, M. Modelado pseudo-estructural en el flanco occidental de la sierra de La Dehesa, precordillera central, provincia de San Juan ..............................................................................................99

Perucca, L.; Bezerra, R.; Rothis, M.; Lima, V.; Vargas, N.; Fonseca, P. y Pantano, A. Procesos de captura incipiente en el valle del río La Cantera-Gualilán, precordillera central, San Juan ................................................................................................................101

Richard, A.D. y Ahumada, E.A.Morfotectónica del segmento precordillerano entre los 32º08’ S - 32º19’ S ............................................103

Villalba, D.; Sagripanti, G.; Villegas, M.; Castaldi, G. y Ledesma, R.Morfología de fallas con actividad holocena en la llanura del sur de Córdoba........................................105

6-PALEOLIMNOLOGÍA

Camacho, M. y Kulemeyer, J.J. El cuaternario del bolsón de la laguna de Los Pozuelos, Puna norte, Argentina. ....................................107

Daga, R.; Rizzo, A.; Dutrús, S.; Ribeiro Guevara, S. y Arribére, M. Indicadores biológicos y geoquímicos de cambios ambientales recientes en secuencias sedimentarias lacustres de Patagonia norte (Argentina) ........................................................109

Fierro, P.; Giralt; Kulemeyer, J.J. y Lupo, L.C.Historia ambiental de la Laguna Seca (Tartagal, Salta, Argentina) ........................................................111

Gordillo, S.; Piovano, E. y Carrizo, S.Fauna bentónica calcárea en el registro paleolimnológico y cambios hidrológicos en el Holoceno tardío en la laguna Mar Chiquita, provincia de Córdoba ........................................................................113

Piovano, E.; Chiesa, J.; Córdoba, F.; Font, E.; Guerra, L. y Ojeda, G.Reconstrucciones hidroclimáticas entre el Tardiglacial y el Antropoceno en el subtrópico de Sudamérica, desde el este de Uruguay al centro-oeste de Argentina (25°- 37°S; 53°- 68°O) ..................115

Stutz, S.; Tonello M.; González Sagrario, M.A. y Navarro, D.Evolución ambiental de dos lagos someros del SE de la llanura pampeana durante el Holoceno. Inferencias paleoclimáticas .....................................................................................................................117

7-PALEOMAGNETISMO Y MAGNETISMO AMBIENTAL

Bidegain, J.C. y Rodríguez, B.S. Paleomagnetismo y parámetros magnéticos en sedimentos del Pleistoceno de las provincias de Entre Ríos y Buenos Aires .................................................................................................................119

De Bernardi, M.; Gogorza, C.; Orgeira, J.; Coronato, A.; Quiroga, D. y Prezzi, C. Estudios paleomagnéticos y paleoambientales en el afloramiento de río Valdéz Tierra del Fuego, Argentina) ..................................................................................................................121

Gómez Samus, M.L.; Bidegain, J.C y Rico, Y. Estudio magneto-estratigráfico en sedimentos del Cenozoico tardío del partido de Balcarce, provincia de Buenos Aires ......................................................................................................................122

Minervini, M.G.; Morrás, H.J. y Taboada, M.A.Susceptibilidad magnética como posible marcador de los efectos del fuego en suelos de la selva pedemontana de las Yungas Jujeñas ........................................................................................................124

Orgeira, M.J.; Sinito, A.M. y Compagnucci, R.Correlación entre reversiones del campo magnético terrestre y cambios climáticos durante el cron magnético Brunhes .................................................................................................................................126

Vizán, H.; Tófalo, R.; Orgeira, M.J. y Panarello, H.El perfil faro Claromecó: dataciones y estudio paleomagnético en una sucesión pleistocena ..................127

8-PALEONTOLOGÍA

Bamonte, F.P.; Mancini, M.V. y Gogorza, C. Paleoambientes inferidos para la costa noreste del lago San Martín (provincia de Santa Cruz) a partir del análisis polínico y estratigráfico durante los últimos 6650 años cal. AP ...............................129

Bernasconi, E. y Cusminsky, G. Análisis de la relación entre especies de foraminíferos bentónicos y el tipo de sedimento a lo largo de una secuencia holocénica ...................................................................................................................131

Boretto, G.M.; Consoloni, I.; Zanchetta, G. y Gordillo, S. Composición isotópica de Ameghinomya antiqua del área de bahía Bustamante (Chubut, Argentina) ...............................................................................................................................132

Boretto, G.; Izeta, A.; Cattaneo, R. y Gordillo, S.Cuentas ornamentales en contexto arqueológico en la provincia de Córdoba: análisis microestructural de valvas de moluscos para su identificación taxonómica .............................................134

Bustos, S.; Pirola, M.; Morales, M.R. y García, M.L. Condiciones paleoambientales durante el lapso 11.500-4000 años AP a partir del análisis de diatomeas y del contenido de carbón (%MO y %Carbonatos) del testigo TC1 de Barrancas, Puna de Jujuy ..........................................................................................................................................136

Calegari, M.; Marcolin, V; Paisani, J.C.; Ponteli, M.E. y Osterrieth, M.Reconstrução paleoambiental no oeste do Paraná baseada em análises morfopedológicas e fitolíticas: primeira aproximação .............................................................................................................138

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Candel, S. y Louwye, S.Palaeoenvironmental conditions during the Holocene transgressive-regressive event in the Beagle Channel, Tierra del Fuego, Southern Argentina .........................................................................140

Cerroni, M.; Ramos, N.; Pisano, M.F. y Fucks, E. Invertebrados fósiles de los depósitos marinos del Pleistoceno tardío y Holoceno de bahía San Julián, Santa Cruz ..............................................................................................................................................141

Coe, H.; Ramos, Y.; Seixas, A. y dos Santos, C. Assembleias fitolíticas modernas das comunidades vegetais da restinga de Maricá, RJ, Brasil, como referência para estudos de reconstituição paleoambiental .............................................................143

Coe, H.; Rocha, A.; Augustin, C.; Chueng, K. y Macario, K.Contribuição de análises fitóliticas e isotópicas para a reconstituição paleoclimática durante o Quaternário da região de Gouveia, Minas Gerais, Brasil, através de sedimentos de uma voçoroca. ........145

Coviaga, C.A. y Cusminsky, G.C.Aplicabilidad de ostrácodos lacustres como indicadores climáticos y paleoclimáticos en Patagonia norte .......................................................................................................................................147

dos Santos, C.; Coe, H.; da Silva, A.; Parolin, M. y Rocha, A. Caracterização paleoambiental da planície costeira de Maricá (RJ, Brasil) através da análise de espículas de esponja e diatomáceas .........................................................................................................149

Fernández, A.L.; Grill, S.; Martínez, G. y Martínez, G.A.Palinología del Cuaternario tardío en la cuenca inferior del río colorado, provincia de Buenos Aires, Argentina .........................................................................................................................151

Fernández, M.; Maidana, N.I.; Salemme, M.; Laprida, C.; Ponce, J.F.; Oría, J. y Coronato, A. Estudio paleoambiental basado en diatomeas en lagunas de la estepa fueguina .....................................153

García Gomes, J.; Coe, H.; Garcia de Figueiredo, A.; Gomes, E.; Rodrigues Dias, R. y Domingues Fricks Ricardo, S. Espículas de esponjas como indicadoras de mudanças paleoambientais na Apa de Guapimirim, RJ, Brasil .................................................................................................................................................155

Gutiérrez Téllez, B.; Luna, L.I. y Martínez, M.A. Interpretación paleoambiental multiproxy en diatomitas holocenas del valle del Condorhuasi (Salta, Argentina) ...................................................................................................................................157

Henríquez González, W.; Moreno, P.I. y Villa-Martínez, R.Vegetación, clima y deglaciación en Patagonia centro oeste a partir de los últimos ~20 ka .....................159

Luengo, M.; Fucks, E.; Vilanova, I.; Cerroni, M. y Ojeda, G.Aspectos tafonómicos en el molusco bivalvo Mactra sp. del Miembro Canal 15 de la Formación Canal de las Escobas, en la llanura litoral de la bahía Samborombón, provincia de Buenos Aires ..........161

Luengo, M.; Ojeda, G.; Fucks, E. y Vilanova, I.Bioerosión en micromoluscos holocenos de la llanura costera de la bahía Samborombón, provincia de Buenos Aires ......................................................................................................................163

Morán, G.; Gordillo, S. y Bayer, S.Epibiosis e incrustaciones en braquiópodos de la Patagonia Argentina (40°-55° S): preservación, composición y variación espacial .............................................................................................................165

Moreno, P.I.; Vilanova, I.; Villa-Martínez, R. y De Pol-Holz, R.Centennial -and millennial- scale changes of the southern Westerly winds since 15 ka in southwestern Patagonia ......................................................................................................................167

Musotto, L.; Borromei, A.M.; Bianchinotti, M.V. y Coronato, A. Evolución paleoambiental en el área del lago Fagnano (Tierra del Fuego) durante el Pleistoceno tardío-Holoceno en base al análisis de taxa polínicos y fúngicos .........................................169

Osterrieth, M.; Borrelli, N.; Benvenuto, M.L.; Álvarez, M.F. y Fernández Honaine, M.Silicofitolitos: su rol en los procesos de degradación de suelos del Cenozoico tardío en la llanura Pampeana ................................................................................................................................171

Osterrieth, M.; Borrelli, N.; Pontelli, M.; Paisani, J.; López, S. y Calegari, M.Biomineralizaciones de calcio asociadas a depósitos bioclásticos y paleosuperficies calcretizadas en secuencias pedoestratigráficas de la llanura Pampeana ..................................................172

Ponce, J.F.; Borromei, A.M.; Rabassa, J. y Menounos, B.Evidencias palinológicas de la Pequeña Edad de Hielo en Isla de los Estados, Argentina ....................174

Ramos, L.; Alperin, M. y Cusminsky, G.Variaciones fenotípicas de dos especies de ostrácodos en ambientes recientes de Patagonia: su aplicación a estudios paleoambientales ...............................................................................................176

Ramos, N.; Cerroni, M.; Charó, M.; Pisano, M.F. y Fucks, E. Composición malacológica en depósitos litorales del NE de Tierra del Fuego (Río Grande y estancia María Luisa) .............................................................................................................................178

Sottile, G.D. y Mancini, M.V.Avances y retrocesos de las comunidades de bosque de la península Avellaneda vinculado a la dinámica glaciar y otros disturbios desde la transición Pleistoceno-Holoceno ...................................180

Vilanova, I.; Ingram, L.; Prieto, A.; Cledón, M.; Luengo, M. y Fucks, E.Evolución de la vegetación y los ambientes de marisma en las llanuras costeras de la bahía Samborombón (35,5°S) durante el Holoceno .........................................................................................182

GEOMORFOLOGÍA

9-CARTOGRAFÍA DIGITAL Y SENSORES REMOTOS

Cioccale, M.A.Visualización y análisis de formas del terreno por medio de la delimitación de fenotipos geomorfológicos (geomorphons): Sierras de Córdoba, Argentina .............................................................187

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Cioccale, M.A. y Ferreira, R.T. Evolución del paisaje aplicando una ecuación de difusión modificada sobre un modelo digital de elevación: Sierra de Cura Malal, provincia de Buenos Aires, Argentina ............................................189

Marchetti, Z.Y.; Ramonell C.G.; Brumnich F. y Alberdi R.Abordaje interdisciplinar de la dinámica del paisaje fluvial: sectores funcionales en la planicie aluvial del Paraná. ...................................................................................................................................191

Mazzoni, E.Unidades de paisajes en la Patagonia Austral Extracordillerana .............................................................193

Ojeda, G.Teledetección y SIG para la delimitación de unidades geomorfológicas: mega-abanico del río Tunuyán, Mendoza, Argentina ..........................................................................................................195

Quiroga, D.; Coronato, A. y Del Valle, H.F.Uso de información satelital radar y su sinergia óptica para la determinación de patrones espaciales en el interfluvio río Grande – río Chico, Tierra del Fuego, Argentina ....................................197

Rodríguez, K.M.Análisis de los rasgos geomorfológicos del paleovalle Simpson (provincia de Chubut) mediante técnicas de procesamiento digital de imágenes LANSAT 7 ETM+ .......................................................198

Solorza, R.; Cogliati, M. y Salcedo, A.P.Estimación del área cubierta de nieve con datos SAR en banda L y validación con datos de sensores ópticos (Neuquén, Patagonia Argentina) ..................................................................................200

Tesoniero, M.A.; Bertani, L.A. y Caso, M. Análisis multitemporal de los glaciares del volcán Domuyo, provincia de Neuquén ...............................201

10-GEOMORFOLOGÍA FLUVIAL

Andreazzini, J.; Spalletti, P. y Degiovanni, S.Análisis morfodinámico del tramo extra-serrano del río las Cañitas, Córdoba. Aplicación de un modelo numérico ........................................................................................................203

Aranda, J.; Ojeda, G. y Souvires, G.M.Unidades geomorfológicas aluviales del piedemonte suroccidental de la Sierra de San Luis. San Luis, Argentina ................................................................................................................................205

Bertani, L. A. Erosión hídrica y degradación de tierras en el Parque Provincial Copahue, Neuquén. Propuesta de remediación ambiental ......................................................................................................207

Di Liscia, P.; Zárate, M. y Mehl, A.Caracterización general de la red de drenaje del Macizo de Chadileuvú, provincia de La Pampa ..........209

Gentile, R. O.Evidencias de una antigua red de drenaje en el subsuelo de la ciudad de Tandil (provincia de Buenos Aires) ....................................................................................................................211

Pereira, M.S.; Latrubesse, E.M. y Ramonell, C.G.Bases para una clasificación de los bancos de arena del río Paraná en su tramo medio ...........................213

Ramonell, C. y Alberdi, R.Geomorfología del arroyo Feliciano, NO de Entre Ríos.........................................................................215

Volonté A.; Gil, V. y Campo, A.M. Aspectos morfológicos del cauce principal del arroyo San Bernardo, Sistema de Ventania, Argentina. ..217

11-GEOMORFOLOGÍA GLACIAL

Cano, M.Mapa morfográfico preliminar y análisis de las geoformas glaciarias de la región de los lagos La Plata y Fontana, provincia de Chubut ...............................................................................................219

Ercolano, B.; Tiberi, P.; Marderwald, G.; Coronato, A. y Corbella, H.Morfología glacial pedemontana en el interfluvio de los ríos Coyle y Gallegos, Patagonia Austral, Argentina ..................................................................................................................221

Oliva, L.; Cioccale, M. y Rabassa, J.O. Análisis hipsométrico de la Cordillera Fueguina: la erosión glaciaria en la evolución del paisaje ...........223

Ponce, J.F.; Menounos, B.; Fernández, M. y Schaefer, J.Chronology and extent of outermost cirque moraines in the southernmost Fuegian Andes and Canadian Cordillera ........................................................................................................................225

Prezzi, C.; Orgeira, M.J.; Ponce, J. F.; Quiroga, D.; Coronato, A. y Gogorza, C.Estudios geofísicos para la determinación de extensión areal y espesor de los depósitos glacilacustres del río Valdez, Tierra del Fuego ........................................................................................226

Wilson. C., Fauque, L. y Escosteguy, L.Glaciar de roca glacigénico Paramillos de las Cuevas, Mendoza ............................................................227

12-GEOMORFOLOGÍA LAGUNAR

Coria, W.; Font, E.; Chiesa, J. O.; Ojeda, G. y Gardini, C.Evidencias morfológicas y sedimentológicas de la transición Pleistoceno-Holoceno en el norte de la Salina del Bebedero, San Luis, Argentina ......................................................................................229

Villarreal, M.L. y Coronato, A.Caracterización morfométrica de lagunas interiores del norte de Tierra del Fuego ................................231

Zandomeni, P. y Cioccale, M.Inventario y geomorfometría de los humedales del sur de la provincia de Córdoba utilizando sensores remotos y sistemas de información geográfica (SIG) ................................................................233

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13-GEOMORFOLOGÍA LITORAL

Bunicontro, M. P.Caracterización textural y transporte de sedimentos de playa en Puerto Madryn, provincia de Chubut ...............................................................................................................................235

Bunicontro, M. P.Elaboración de modelos costeros para la evaluación ambiental y manejo del área comprendida entre cerro Prismático y cerro Avanzado, golfo Nuevo, Chubut .............................................................237

Da Silva A.L.C.; Eccard, L.R.; Silvestre, C.P. y Antonio, R.V.M. Variação morfológicas nas praias oceânicas de Niterói (RJ, Brasil) em resposta a incidências de ondas de tempestades .........................................................................................................................239

Gralato Jaciele da C.A.; Da Silva, A.L.C.; Silvestre, C.P. y Batista, A.S. Geomorfologia e sedimentología das praias na borda oriental da Ilha Grande, Angra dos Reis (RJ, Brasil) .....................................................................................................................241

Marclei Arruda Rangel, C. y Baptista Neto, J.A. Variação temporal e espacial do processo de eutrofização por nutrientes inorgânicos dissolvidos em um sistema estuarino da Baía De Guanabara, RJ-SE Brazil .............................................................243

Medina, R.A.Cuantificación de la erosión inducida por la construcción de un espigón en Camet Norte, provincia de Buenos Aires, Argentina ....................................................................................................245

Montes, A. y Bujalesky, G.Estructura interna de los depósitos litorales del Holoceno en la zona del río Chico, Tierra del Fuego .....................................................................................................................................247

Prieto, A.R.; Mourelle, D.; Vilanova, I. y Ricci, L.Cambios relativos del nivel del mar durante el Holoceno en el estuario del Río de la Plata, Argentina y Uruguay: una revisión .........................................................................................................249

Violante, R.A.El Cuaternario en el sector marino de la cuenca del Colorado: aspectos geomorfológicos e implicancias en la evolución del margen continental ..............................................................................251

14-PATRIMONIO NATURAL

Martínez, O.A. y González Ruiz, L.“Excursiones científicas en Patagonia Norte”: curso de campo con abordaje científico, enfocado a la promoción y conservación del patrimonio natural y cultural patagónico ..........................253

Neder, L.; Sánchez, G.; Ríos, R. y Varela Ituarte, M.Evaluación del potencial estético del paisaje del sector de Ampimpa, Departamento Tafí del Valle, Tucumán, Argentina ...............................................................................................................................255

Ríos, R.; Neder, L.; Varela Ituarte, M. y Sánchez, G.Miradores paisajísticos en un sector montañoso de Tucumán, Argentina ...............................................257

15-GEOMORFOLOGÍA REGIONAL

Aguilera, Y.; Hernando, I. y Páez, G.Paisajes desarrollados en ignimbritas ......................................................................................................259

Avellaneda, S. C.; Neder, L. y Falcón, C.M.Caracterización lito-geomorfológica de la cuenca del Río Marapa, Departamentos J. B. Alberdi y Graneros. Tucumán, Argentina ............................................................................................................261

Bouza, P.J.Relaciones edafo-geomorfológicas en el Distrito Uranífero Pichiñán Este, centro de la provincia del Chubut ..............................................................................................................................263

Catinari, J.M. y Ghidina, M.M.Características geomorfológicas costeras y peri-costeras entre las desembocaduras de los ríos Leticia y Policarpo, Isla Grande de Tierra del Fuego ..............................................................................265

Catinari, J.M. y Miani, C.EGeomorfología de las inmediaciones del cerro Solo, entre los cañadones la Volanta y la Orientala, provincia del Chubut ..............................................................................................................................266

Escosteguy, L. y Wilson, C.Geomorfología de la región comprendida entre las sierras de Navas y de las Vacas, Cordillera Patagónica de Santa Cruz ......................................................................................................268

Flores, D.; Ocaña, E.; Rodríguez, A. y Suvires, G.Mapeo y caracterización de unidades geomorfológicas cuaternarias y su aplicación en el estudio de la flora nativa de un valle precordillerano ...........................................................................................270

Folguera, A.; Etcheverría, M. y Zárate, M.Geomorfología del sur de la llanura Pampeana ......................................................................................272

García Aráoz, E. y Cioccale, M.Geoformas graníticas: distribución espacial y procesos formadores. Batolito de Achala, provincia de Córdoba .............................................................................................................................274

Grill, S.; Gil, V.; Gentili, J.; Cesaretti, N.; Gómez Samus, M.; Johansson Reinhardt, C.; Garrone, M. y Bohn, V.Análisis geomorfológico del Cenozoico tardío continental en el sudoeste de la provincia de Buenos Aires (Argentina) ..................................................................................................................276

Guido, E. Y. y Sesma, P.J.Geomorfología urbana de San Miguel de Tucumán (Tucumán) ............................................................278

Isla, F.; Espinosa, M.; Fayó, R. y Bedmar, J.M.Modern evolution of the Colorado delta, northern Patagonia ................................................................280

Paisani, J.C.; Pontelli, M.E. y Osterrieth, M.L.Registro das mudanças ambientais do Quaternário superior do planalto das araucárias (Sul do Brasil) em cabeceiras de drenagem (pequeña Cuenca) ...............................................................282

2524

Paladino, I.R.; Irigoin, J.; Moretti, L.M. y Civeira, G.Atributos edáficos que caracterizan la relación paisaje-suelo en las dunas longitudinales de la Pampa Arenosa, noroeste de Buenos Aires, Argentina ...................................................................283

Rodríguez, K.M.Geomorfología del partido de Avellaneda, provincia de Buenos Aires ...................................................285

Visich, M.C. y Collantes, M.M.Caracterización morfogenética de la cuenca de Salinas Grandes, Puna Septentrional Argentina ..........287

16-REMOCIÓN EN MASA

Cabré, A.; Aguilar, G. y Riquelme, R.Ejemplo de barrera estratigráfica de sedimentos glacigénicos por desprendimientos en el valle del Huasco (29-30º S). Nueva edad AMS C14 ........................................................................................289

Carignano, C.A.; Vendramini, N. y Cioccale, M.A.Análisis estocástico de estabilidad de falla plana (Proceso de Monte Carlo) aplicado al plano actual del escarpe de arranque del megadeslizamiento del cerro Uritorco, Córdoba, Argentina .............291

Fernández, D. y Puchulu, M.E.Modelación de áreas susceptibles de deslizamientos mediante análisis espacial y regresión logística multivariante .............................................................................................................................293

Gentile, R.O.Deslizamientos en sierra Larga y cerros aledaños (partidos de Balcarce y Lobería, provincia de Buenos Aires) .....................................................................................................................295

Quispe, C. y Visich, M.C.Aplicación de un método topográfico convencional y taquimetría electrónica para el análisis de procesos de remoción en masa ................................................................................................................297

Visich, M.C.; Quispe, C. y Medina, J.Procesos de remoción en masa en regiones semiáridas, cálculo de volúmenes e incidencia ambiental ....299

17-USO DEL SUELO Y RIESGO

Boretto, G.M.; Sterr, H.; Fucks, E. y Vafeidis, A. New expert-based coastal classification: a GIS tool to compare and analyze coastal regions .................301

Carretero, S.Variaciones hidrológicas asociadas a cambios en la geomorfología del cordón medanoso en localidades del Partido de la Costa, provincia de Buenos Aires ..............................................................303

Civeira, G. Los suelos del área metropolitana de Buenos Aires: contribución a los servicios eco-sistémicos ............305

Colman, C.; Gadea, M.; Souberlich, R.; Vargas, D. y Ríos, S.Geomorfología de la Ciudad de Asunción .............................................................................................307

Echevarria, K.V.; Degiovanni, S.B.; Blarasin, M.T. y Eric, C.Análisis de peligrosidad de inundación/aluvionamiento en ambientes pedemontanos: cuenca del arroyo Chuchiras, Departamento San Javier, Córdoba ......................................................................309

Pereyra Ginestar, B. y Moscardi, C.“Meseta Central – Santa Cruz”: nuevo sitio piloto, integrante del observatorio nacional de la degradación de tierras y la desertificación, en Patagonia sur ...................................................................311

Rothis, L.M.; Perucca, L.; Santi Malnis, P.; Pantano, A. y Esper, Y.Morfometría de la cuenca del arroyo Papagayos y evaluación del peligro de avenidas. Departamento Caucete. Provincia de San Juan ......................................................................................313

18-VOLCANISMO

Massaferro, G.I.; Prez, H.; Simeoni, A.; Rodríguez, S.; Lamas, N.; Porma, A. y Haller, M.J. Caracterización morfométrica de conos volcánicos de Patagonia Meridional ........................................315

Rovere, E.I. y Rodríguez, K.M.Geodinámica superficial y depósitos laháricos del volcán Copahue, provincia del Neuquén ..................317

19-ZONAS ÁRIDAS

Bilmes, A.; Ariztegui, D.; Veiga, G.; Castelltort, S.; D´Elia, L. y Franzese, J. R.Cuencas endorreicas de la Patagonia Central. ¿Cuáles fueron las causas que desencadenaron sus caídas en el nivel de base? .......................................................................................................................319

Isla, F. y Espinosa, M.Late Quaternary evolution of the dune field of the Bolsón de Fiambalá, Catamarca .............................321

Montes, A.; Rodríguez, S. S.; San Martín, C. y Allard, J.O.Migración de campos de dunas al sureste de la provincia de Chubut, Argentina. Implicancias paleoclimáticas ...................................................................................................................323

Rivelli, F.R. y Armata, A.C.Morfogénesis eólica en Farallón Catal (Catamarca, República Argentina) ............................................325

Tripaldi, A. y Forman, S.L.Evolución paleoambiental del sistema eólico de Villa Mercedes, provincia de San Luis, región pampeana occidental, durante los últimos ~50 ka ........................................................................327

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CONFERENCIAS

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CORRELATION AND DISPARITIES OF LATE NEOGENE GLACIAL/INTERGLACIAL HISTORIES IN CORDILLERAN NORTH AND

SOUTH AMERICA

René W. Barendregt1, John J. Clague2, Corinne Griffing2, Nicholas J. Roberts2

The Late Neogene glacial record of the northwestern North American Cordillera is one of the most extensive in the world and provides context for the emerging glacial record of the South American Cordillera. We compare and contrast glacial records of the American Cordilleras to determine the extent to which they are in agreement, and suggest causes for differences between them.

In North America the oldest sediments deposited by Cordilleran glaciers are found near the Yukon/Alaska border, and are late Miocene in age. Subcontinental scale Cordilleran glaciations commenced in northwestern Canada and east-central Alaska in the late Pliocene, between 2.8 and 2.6 million years ago (Ma). At least 14 Pleistocene glaciations involving Cordilleran and montane sources have been documented in this region.

Pleistocene Cordilleran glaciations were successively smaller in extent, whereas continental glaciations east of the continental divide (Laurentide ice sheets) increased in size over time. Tectonic uplift of the Wrangell, Saint Elias, Mackenzie and Selwyn Mountains may be responsible for changes in the distribution of Pacific moisture to northwestern Canada and east-central Alaska during the Neogene, and likely accounts for the contrast in ice extent over time.

The glacial record in northwestern Canada has been improved substantially with new evidence from sites in the Mackenzie Mountains (Northwest Territories), the Tintina Trench (Klondike Goldfields), and Fort Selkirk area (central Yukon). We tentatively correlate this record with records of glaciations from South American, most notably from southern Argentina and Chile, Bolivia and Colombia.

In southern Argentina and Chile, large coalescent piedmont glaciers (Patagonian Ice Sheet) radiated out to the east and west, reaching both the Atlantic and Pacific oceans. Ice build-up was coincident with that in northwestern North America, likely reflecting the dominance of 100 ka Milankovitch cycles during the Middle Pleistocene. The period from Marine Isotope Stage (MIS) 56 to 38 is notable for an apparent absence of extensive ice in both North and South America; this period immediately precedes the transition from 40 ka to 100 ka Milankovitch cycles.

The Argentine record, which is the most complete in South America, includes events that considerably predate those known from North America. Records from ca. 5-6 Ma in the Wrangell/Saint Elias Mountains and in southern South America have some similarities, but the Argentine record indicates a much earlier initiation of glaciation, dating back as far as 7.5 Ma. As many as 17 glaciations may have occurred since 7.5 Ma, including many during the late Pliocene. Late Miocene glaciation is recorded locally in North America (e.g. Yakataga Formation, Alaska), but appears to be much more common in Argentina.

Results of paleomagnetic studies and published Ar/Ar ages on basalts associated with glacial deposits indicate multiple advances of Patagonian ice during the late Pliocene. However, the Patagonian Ice Sheet achieved its greatest size during the ‘Great Patagonian Glaciation’ (GPG) in the Matuyama Reversed Chron (2.6-0.78 Ma). Ar/Ar ages from lago Buenos Aires and the rio Gallegos valley suggest the GPG occurred between 1.2 and 1.0 Ma. Both normal and reversed magnetizations recorded in glacial sediments of the GPG suggest that this glaciation occurred just prior to, and during the Jaramillo polarity subchron (1.069-0.987 Ma; late Early Pleistocene). At least 3 subsequent Patagonian glaciations occurred during the Brunhes Normal Chron (<0.78 Ma), decreasing in size over time.

Stratigraphy of the La Paz basin, Bolivia, records at least ten glacial events separated by periods of lengthy subaerial exposure between ca. 3.25Ma and ca. 0.78 Ma. Two polarity reversals in the lowermost

1 - University of Lethbridge, Alberta, Canada2 - Simon Fraser University, British Columbia, Canada

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glacial deposits (>3.0 Ma) suggest it represents two or three temporally discrete glacial units, bringing the total number of glaciations to 11 or 12. Between five and seven events predate the ca. 2.7-Ma Chinjini tuff, and at least five events span the early and, possibly late, Matuyama Chron. Deposits of the last glaciation are valley-bottom insets that likely obscure Brunhes-Chron sediments, including older Middle and Late Pleistocene glacial events. Glacial limits defined by the Plio-Pleistocene stratigraphy at La Paz suggest more extensive glaciers in the Cordillera Oriental in the Pliocene than during the last glacial maximum, and an increase in the scale of glaciation during the Early Pleistocene.

The first recognized Cordilleran glaciation in the Bogota basin of central Colombia occurred ca. 2.6 Ma, based on polarity data, palynology, and tephra ages, and is the earliest known record of glaciation in the northern Andes. Increased cooling around 0.8 Ma, near the Brunhes-Matuyama boundary, was followed by at least four periods of glacial outwash deposition resulting from glaciation in the nearby Andes.

South American Cordilleran glaciers may have developed earlier than those in North America in response to cooling associated with the presence of the Antarctic Ice Sheet and associated northward outflow of cold water along the coasts of South America, as well as the relatively rapid uplift of the mountains at that time. The Cordilleran glacial record in southern Argentina appears to be somewhat decoupled from the global ice volume record.

IMPLICATIONS OF THE TIMING AND EXTENT OF LATE PLEISTOCENE GLACIATION IN WESTERN NORTH AMERICA FOR

THE MIGRATION OF PEOPLE INTO THE NEW WORLD

John J. Clague 1

Improved understanding of the chronology of the latest Pleistocene ice sheets in North America, combined with new evidence provided by archaeologists working to the south, in the northern continental United States (U.S.), suggest that people first occupied the Americas earlier than previously thought – Clovis people were not the first on the continent. The ‘ice-free corridor’ between the Laurentide and Cordilleran ice sheets was not available as a viable migration route for people and large animals until well after 14,000 years ago, and the Cordilleran ice sheet to the west was a barrier to migrants from Eurasia from before 20,000 years ago until about 15,000 years ago. Only people with advanced maritime capabilities could have traveled the 2500 km of the coast at the edge of the Cordilleran ice sheet during this interval. Nevertheless, it seems likely that peoples occupied the now-drowned Bering Land Bridge, a continental-sized landmass stretching from about 55°N to 75°N at the Last Glacial Maximum. This low-lying area had a more mesic climate than the Alaska and Siberian landmassess that bordered it, and it supported large mammals, shrubs, and possibly trees.

New archaeological evidence indicates that peoples west of the Rocky Mountains utilized a technology (Western Stemmed Tradition, WST) ancestral to that used by the Clovis migrants when they entered the region (Beck and Jones 2013). WST artifacts are associated with now-extinct pluvial lakes that existed at the Last Glacial Maximum and persisted until Late-Glacial time. WST toolkits were transported over considerable distances, in some cases hundreds of kilometers. The best record comes from Paisley Caves, Oregon, where cordage, sandals, basketry, threads, skins, and coprolites yield calibrated radiocarbon ages as old as 14,600 years and have been shown to contain ancient human DNA of haplogroups unique to the Pleistocene of Siberia and East Asia ( Jenkins et al. 2012, Jenkins 2014). Some of the WST sites are very large, with areas of hectares to hundreds of hectares, indicating complex histories extending over hundreds of years. This archaeological evidence suggests that, 14,000-15,000 years ago, pre-Clovis people with a well developed culture and technology lived in what is now the western continental U.S. at a the time the Cordilleran and Laurentide ice sheets were beginning to decay. This fact hints at more than one wave of colonization of the Americas during the Late Pleistocene, with complicated patterns of dispersal and cultural interactions. Given the difficulties that people would faced in travelling along the western margin of the Cordilleran ice sheet between 20,000 and 15,000 years ago, it seems likely that their ancestors would have moved from Eurasia into the Americas before this time, when the Bering Land Bridge existed and no ice sheet blocked their path to the south. It is probable that conclusive evidence for such early occupation will eventually be found, putting an end to arguments that have raged in the archaeological community for well over 100 years.

BibliografíaBeck, C. and Jones, G.T. 2013. The complexities of the colonization process: A view from the Intermountain West, K.E. Graf,

C.V. Ketron, and M.R. Waters (eds.). Texas A&M University, CSFA, pp.273-291.Jenkins, D.L. 2014. Archaeological science at Paisley Caves in south central Oregon. In: People and Processes in the

Quaternary Pacific Northwest. Program and Abstracts, 23rd Biennial Meeting, Am. Quat. Assoc, Seattle, p. 28-29.Jenkins, D.L., Davis, LG., Stafford, T.W. Jr., Campos, P.F., Hockett, B. 2012. Clovis age Western Stemmed projectile points

a human coprolites at the Paisley Daves, Science 337:223-228.

1 - Department of Earth Sciences, Simon Fraser University, Burnaby, BC, Canada

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LANDFORMS EXPLAINED – GEOMORPHOLOGY AND GEOTOURISM

Piotr Migoń1

Geotourism is often considered synonymous with ‘geological tourism’, implying primary interest in the subject matters typically associated with geological sciences: rocks, minerals, palaeontological findings, raw materials and their exploitation. However, it is the presence of spectacular landforms and geomorphological landscapes which significantly influences people’s decision where to go and what to see. Thus, geomorphological sites are at the very core of geotourism, upon which further initiatives can be built.

The meaning and idea of geotourism may be approached from two different perspectives. First, following the original explanation by T. Hose from the mid-1990s, the focus is on provisions which enable tourists to enhance their experience beyond the level of aesthetic appreciation. Thus, interpretation becomes central and sites of interest need to be adequately explained. Second, it is emphasized that a ‘geotourist’ is a person motivated primarily to see the Earth heritage and/or manifestations of ongoing geological and geomorphological processes. These two views converge in that better provisions may generate interest among casual tourists, with no a priori understanding of processes shaping the land surface, whilst motivated geotourists expect more thorough information about the geology and geomorphology of a site. However, this duality further implies that the explanation offered is best adjusted to the needs and expectations of these two groups of tourists which are not identical. One can also hypothesize that it is more promising to focus an interest in more specialized subjects such as rock history or tectonic structures using an easy-to-see physical landscape as a starting point rather than vice versa. Thus, explanation for tourists may not follow the standard order of presentation in geoscience, from tectonic setting and early stages of geological history to the contemporary landscape.

In the context of geomorphology, the challenge is to translate the current static picture of landforms into a story about their evolution through time, often protracted, with superimposed generations of landforms of different origin and age. The phrase ‘story behind the scenery’ is particularly appropriate. There may be different means to tell such a story, from vividly illustrated printed materials through interpretation centers, information boards, virtual tours, special lectures, to guided tours. Since geomorphological landscapes vary, one recipe for a successful story to be told does not exist. The goal may be easier to achieve in spectacular mountainous settings and along cliffed coasts, where the clarity of landforms and their spatial patterns is high. It is far more difficult to convey the message in subdued and largely forested landscapes, such as those in northern Poland, although they record a fascinating history of ice sheet advances and decays. Finally, to tell the story of landscape evolution one needs good vantage points over the surrounding countryside. Thus, apart from typical geosites focused on individual objects of interest (landforms in our case), good observation localities should be identified, developed and managed.

These issues, fundamental for the development of geotourism, will be presented using examples from various geomorphological settings and countries.

1 - Institute of Geography and Regional Development, University of Wroclaw, pl. Uniwersytecki 50-137 Wrocław, Poland.

LOW ALTITUDE AERIAL PHOTOGRAPHY: WORKFLOWS FOR HIGH QUALITY DATA CAPTURE

Mike J. Smith1

The production of digital elevation models (DEMs) is increasingly of importance in geomorpho-logical mapping allowing the identification of individual landforms, as well as determining the processes currently operating within an environment. Supplemented with orthophotos, DEMs allow highly accurate quantitative repeat measurements to be made, as well as subsequent geo-morphometric modelling. With traditional commercial aerial surveying (using LiDAR or aerial cameras) now relatively expensive, the advent of low altitude aerial photography (LAAP) allows the capture of aerial imagery at low cost and high resolution. This presentation outlines the current application of LAAP through the three stage life cycle: (1) aerial platform, (2) image capture and (3) data processing.There have been significant innovations in the development of aerial platforms including the use of kites, balloons and UAVs. The low cost and wide availability of remote control systems, robotic servos and system integration software has led to dramatic growth in the range of systems on offer and their capabilities. Coupled with digital cameras, the capability for collecting high resolution imagery, to a set plan from a range of altitudes enables the collation of consistent datasets for subsequent photogrammetric processing.The photogrammetric workflow has traditionally relied upon the use of high quality metric cameras that enable the acquisition of good quality imagery, from which outputs with a well constrained geometry can be obtained. However the requirement for lightweight, low cost, camera systems when using LAAP has meant that the quality of sensor itself has largely become of secondary importance. These instruments are often “off-the-shelf” consumer digital cameras, not designed for either aerial photography or photogrammetry. This imposes limitations upon the quality of imagery that can be collected and outputs subsequently produced. An understanding of the exposure triangle (ISO-aperture-shutter speed) and how this is related to dynamic range and the signal-to-noise ratio is important when setting camera parameters for image acquisition. A further important factor is understanding the ground resolution element in terms of resolution, focal length, sensor size (crop factor) and height. Finally, more recent innovations in photogrammetric techniques including the use of the self-calibrating bundle adjustment (within traditional photogrammetry) and Structure from Motion (SfM) allows the use of “less stable” imagery. Geomorphology is entering a new era with the proliferation of data collection methods and analysis techniques enabling unprecedented spatial and temporal detail to be recorded. With the literature now beginning to show some of these capabilities, extending their use and application to new domains should enabling further advances to be made.

1 - School of Geography, Geology and the Environment, Kingston University, Penrhyn Road, Kingston-upon-Thames, Surrey KT1 2EE, United Kingdom.

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ANÁLISIS DEL REGISTRO SEDIMENTARIO Y PALEONTOLÓGICO DE LA CUENCA INFERIOR DEL RÍO QUEQUÉN SALADO (BUENOS

AIRES, ARGENTINA)

Elisa Beilinson1, Marcelo A. Zárate2, Cecilia M. Deschamps3, Rodrigo L. Tomassini4, Germán M. Gasparini5, Jorge Rabassa6, Agustín Ruella7 y Eduardo P. Tonni7

La cuenca del río Quequén Salado (sudeste de la provincia de Buenos Aires) forma parte del relleno cenozoico de la cuenca de Claromecó. El valle del río Quequén Salado está labrado, al menos en su cuenca media e inferior, en un sustrato de depósitos fluvio-aluviales del Mioceno tardío–Plioceno temprano y presenta un perfil longitudinal caracterizado por el desarrollo de sucesivos resaltos y cascadas con una altura variable de 1 a 3 m. En su cuenca inferior, el río Quequén Salado incide el sustrato conformando barrancas verticales de hasta 12 m de altura. El relleno del valle está conformado por depósitos fluviales, aluviales y marinos cuyo análisis estratigráfico es el objetivo de la presente contribución.

El trabajo se realizó en las localidades de Paso del Médano (=“Cueva del Tigre”), “Cascada del Paleolama”, “Usina Vieja”, confluencia del arroyo Indio Rico con el río Quequén Salado, y en “Cascada Irene” (Fig. 1). Allí, se efectuaron perfiles sedimentológicos de alta resolución (escala 1:20), y se tomaron muestras para análisis petrográficos, composicionales y micromorfológicos. Paralelamente, se efectuó un muestreo en todos los perfiles para estudios magnetoestratigráficos y de susceptibilidad magnética, y una detallada prospección paleontológica que permitió colectar numerosos restos de vertebrados.

El sustrato de la cuenca puede dividirse informalmente en dos secciones. La sección inferior está compuesta por limolitas arenosas y areniscas muy finas de color pardo rojizo interpretadas como depósitos de planicie aluvial. Estos depósitos presentan el desarrollo de un paleosuelo con rasgos cálcicos y estructura prismática, y son portadores de, entre otros, restos de Xenodontomys ellipticus, un roedor característico del Mioceno tardío (Huayqueriense). Separados por una discordancia erosiva, le siguen los depósitos de la sección superior, compuesta por areniscas medianas a gruesas, con estratificación entrecruzada en artesa, interpretadas como el relleno de canales fluviales, y la presencia del roedor Eumysops laeviplicatus propone una edad pliocena temprana (Montehermosense) para los depósitos.

La secuencia de relleno de valle comienza con limolitas arenosas y areniscas finas conglomerádicas, con un arreglo caótico y color pardo rojizo. Hacia su techo, estos niveles son portadores de restos de vertebrados fósiles (p. ej., el dasipódido Tolypeutes, aves, peces), y fueron interpretados como depósitos pleistocenos de origen fluvial. Apoyadas sobre esta unidad, en “Cascada del Paleolama”, se encuentran niveles de pelitas verdosas finamente laminadas, portadoras de peces marinos (p.ej., Pogonias cromis) y mamíferos continentales (p.ej., Hemiauchenia paradoxa, Lama sp., Pampatherium typum, Morenelaphus sp., Equus (A.) neogaeus; Pardiñas et al. 1996). Hacia el techo, estas pelitas presentan laminación convoluta, truncada por un nivel de intraclastos rectangulares de las mismas pelitas verdes, con un arreglo caótico. Estos niveles superiores se interpretan como un evento de tormenta. Su origen marino, y su cota aproximada de 15 m sobre el nivel del mar actual, sugieren su asignación a la transgresión marina del Estadio Isotópico Marino (MIS) 5e.

El relleno del valle continúa con areniscas finas de color amarillo grisáceo, con estratificación entrecruzada en artesa y planar, interpretadas como depósitos fluviales del Pleistoceno tardío (Lujanense).

1 - Centro de Investigaciones Geológicas (UNLP-CONICET). La Plata, Argentina. E-mail: beilinson@cig.museo.unlp.edu.ar2 - Instituto de Ciencias de la Tierra y Ambientales de la Pampa (INCITAP – UNLPam – CONICET), La Pampa, Argentina 3 - CIC. División Paleontología Vertebrados, Museo de La Plata (UNLP), La Plata, Argentina 4 - Departamento de Geología (UNS) y CONICET, Bahía Blanca, Argentina. 5 - CONICET. División Paleontología Vertebrados, Museo de La Plata (UNLP), La Plata. Argentina6 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC-CONICET y UNTDF, Ushuaia, Argentina7 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo (UNLP), La Plata, Argentina

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Esta sucesión remata con un paleosuelo de coloración oscura (Suelo Puesto Callejón Viejo, ca. 10.000 años), al que le siguen depósitos blanquecinos finamente laminados con abundante contenido de diatomeas (depósitos lacustres del Platense, Holoceno; Grill et al. 2010). En “Cueva del Tigre” afloran depósitos de tufa fluvial y silicoclásticos palustres intercalados en la sección cuspidal del Lujanense (Beilinson et al. 2014).

El análisis estratigráfico del sustrato y el relleno del valle del río Quequén Salado permiten realizar inferencias sobre su evolución paleoambiental y geomorfológica. El contacto observado en “Cascada del Paleolama” entre los depósitos marinos asignados al MIS 5e y el sustrato Mioceno-Plioceno, sugiere que la incisión del valle ocurrió con anterioridad al último interglacial. La naturaleza fluvio-aluvial de los depósitos del Cenozoico tardío en esta región fue interrumpida temporalmente por la ingresión marina del MIS 5e, y culminó con el establecimiento de sistemas lacustres bien desarrollados.

Figura 1. Mapa de ubicación de la zona de estudio (cuenca

inferior del río Quequén Salado). Las localidades

analizadas son: 1) Paso del Médano; 2) “Cascada del

Paleolama”; 3) “Usina Vieja”; 4) Confluencia Indio Río –

Quequén Salado; 5) “Cascada Irene”.

BibliografíaPardiñas, F.J., Gelfo, J.N., San Cristóbal, J., Cione, A.L. y Tonni, E.P. 1996. Una asociación de organismos marinos y

continentales en el Pleistoceno superior en el sur de la Provincia de Buenos Aires, Argentina. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Actas V: 95-111.

Grill, S., March, R. y Rodríguez Loredo, C. 2010. Sitio arqueológico QS1 (Provincia de Buenos Aires, Argentina): evidencias palinológicas de fluctuaciones paleoclimáticas durante los últimos 1000 años A.P. Comechingonia, 13: 59-76.

Beilinson, E., Tomassini, R., Zárate, M.A., Rabassa, J., Gasparini, G.M., Deschamps, C.M y Ruella, A. 2014. Facies de tufa en ambientes fluviales del Pleistoceno tardío, río Quequén Salado, Provincia de Buenos Aires, Argentina. XX Congreso Geológico Argentino. Actas.

CONSIDERACIONES GENETICAS DE LOS SEDIMENTOS LOESSICOS DEL PLEISTOCENO TARDIO - HOLOCENO EN EL SUDOESTE

BONAERENSE

Susana M. Bidart1

Varias hipótesis se han planteado respecto al origen de los loess del sur de Sudamérica, las que han sido compiladas en el trabajo de Zárate (2003). En particular, respecto a los loess del sur bonaerense, Zárate y Blasi (1993) plantean la hipótesis por la cual los materiales volcaniclásticos de los piedemontes andinos y Patagonia extra-andina han sido transportados fluvialmente y depositados en extensas planicies aluviales del río Negro y, principalmente, del río Colorado, constituyendo las áreas-fuente de los loess del sur bonerense. Bidart y Mazzoni (2002) consideran que los sedimentos eólicos del sudoeste bonaerense están integrados por tres componentes genéticos, piroclastos primarios, piroclastos secundarios y no piroclásticos. En el presente trabajo se analizan aspectos genéticos de los sedimentos loéssicos del sudoeste bonaerense basándose principalmente en las características de los componentes mineralógicos. El estudio se efectuó sobre la fracción modal de arena, 88-125 µm, analizando los componentes livianos separadamente de los componentes pesados.

Si bien la composición es similar a los sedimentos loéssicos descriptos en otras áreas de la provincia de Buenos Aires (Zárate y Blasi 1991, Zárate 2003), tiene algunos rasgos propios. Se caracteriza por presentar entre los livianos mayores tenores de plagioclasa y vitroclastos y menores de cuarzo. Entre los pesados, se ha detectado por primera vez olivino, fresco y muy redondeado (Fig. 1a), y los piroxenos frescos como augita e hipersteno (Fig. 1a) constituyen las especies dominantes entre los minerales transparentes pesados. La presencia de cristales de plagioclasa zonados, cristales con adherencias vítreas, y otros con inclusiones vítreas, junto a los de sanidina, fragmentos de rocas volcánicas ácidas y básicas, lamprobolita, hipersteno férrico, augita titanífera, indicarían un gran aporte de material volcánico. La abundancia de vitroclastos sin señales de desgaste permite precisar que ese aporte ha sido principalmente piroclástico. El origen explosivo de estos materiales, presumiblemente pliniano, se confirma por la morfología de los vitroclastos como las trizas de pumita, tipo pared de burbuja, vesículas y canalículos rectos y arqueados (Fig. 1b) cuya composición dacítica (71-73% de SiO2) ha sido determinada por medición de sus índices de refracción (1,49-1,50).

Para analizar la procedencia de estos materiales volcaniclásticos debe tenerse en cuenta que el vulcanismo explosivo se produce en la cordillera de los Andes, situada a ± 1000 km al oeste y sudoeste de la zona de estudio y que durante las explosiones plinianas, los materiales piroclásticos pueden alcanzar la estratósfera, y ser elevados a grandes distancias. Estos materiales, que comúnmente contienen admixturas de arena fina, son transportados en parte por “suspensiones eólicas” de “altas altitudes” a 10-15 km de la superficie terrestre, en corrientes tipo jet, pudiendo recorrer miles de kilómetros antes de depositarse totalmente. Al respecto, cabe analizar como posible área-fuente de los sedimentos loéssicos bonaerenses al complejo volcánico Cerro Azul, incluyendo el volcán Quiza- pú, ubicado a los 35º S de la Cordillera de los Andes, ya que comprende numerosos centros eruptivos que han producido tefras y lavas de composición básica a riodacítica durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno. En particular, la erupción de 1846-1847 del volcán Quiza-pú comenzó con una fase explosiva de corta duración seguida de una continua y prolongada descarga efusiva de lava dacítica rica en hornblenda, hipersteno y plagioclasa. Posteriormente, en el año 1907 reinició su actividad en forma débil haciéndose progresivamente más intensa hasta alcanzar, en 1932, una erupción pliniana muy explosiva donde la columna eruptiva varió de 10 a 30 km en altura. Este comportamiento permitiría explicar para los loess bonaerenses la presencia de trizas vítreas con morfologías que revelan el origen explosivo. Estos vitroclastos con formas angulosas sin señales de desgaste y la buena preservación de sus morfologías originales, junto a granos fragmentados o cristales subhedrales e inalterados de sanidina, que reflejarían su indudable origen piroclástico, indicarían que su transporte

1 - CIC- INGEOSUR, Dpto. de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. Argentina. E-mail: mlbidart@criba.edu.ar

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hacia el sudoeste de la provincia de Buenos Aires ha sido fundamentalmente en suspensiones eólicas a altas altitudes. Si bien más del 95% de las rocas de ambas efusiones del volcán Quiza-pú son químicamente y mineralógicamente las mismas dacitas, sólo la erupción de 1932 comenzó y finalizó con descargas de tefras ricas en olivino (bombas andesíticas) y pumita dacítica bandeada con andesita (Maksimov 2008). Estas tefras gruesas luego de haberse depositado en áreas proximales podrían haber sido fragmentadas por meteorización, erosionadas y fluvio-transportadas hasta las planicies aluviales como la del río Negro y río Colorado mencionadas por Zárate y Blasi (1993). Estos materiales volcaniclásticos muy reducidos en tamaño habrían sido deflacionados y transportados por sucesivas tormentas de polvo a bajas altitudes hasta el sur bonaerense, favorecidas por la persistencia de fuertes vientos superficiales. El clima frío y seco imperante en la región durante la última glaciación, habrían también favorecido la deflación en las planicies aluviales. Esto explicaría en los depósitos loéssicos del área de estudio, la presencia de granos de minerales muy inestables como olivino que se encuentran totalmente frescos y muy redondeados, probablemente asociados a las descargas tempranas y tardías de la erupción del volcán Quiza-pú en 1932, lo mismo que los granos frescos prismáticos y tabulares redondeados de hipersteno y hornblenda, y granos de plagioclasa cálcica redondeados. Estos materiales no sólo tendrían origen en las tefras gruesas sino también en las lavas dacíticas ricas en hornblenda, hipersteno y plagioclasa, que a su vez habrían contribuido a la generación de vitroclastos de composición dacítica. El transporte hacia el sur de la provincia de Buenos Aires, tanto en suspensiones eólicas de altas altitudes, como en tormentas de polvo de bajas altitudes, se debería a los vientos predominantes del cuadrante oeste y sudoeste que soplaron durante todo el Cuaternario, originados en el anticiclón de la cordillera Patagónica (Teruggi 1957).

Por lo tanto, el análisis de la actividad volcánica y de la composición de los materiales generados por el complejo volcánico Cerro Azul, incluyendo el volcán Quiza-pú, desde el Pleistoceno tardío al Holoceno, y las características composicionales de los sedimentos estudiados, permiten inferir que este sector cordillerano podría constituir el área-madre principal de los sedimentos loéssicos del sur bonaerenese.

Figura1. Fotomicrografías de granos de arena: a) Ol: olivino; Hp: hipersteno. b) Trizas vítreas; con vesículas tubulares (Vt) y arqueadas (Va); pumita tipo pared de burbuja (Vp).

BibliografíaBidart, S.M. y Mazzoni, M.M. 2002. Petrographic Analysis and Genesis of Fine-Grained Aeolian Sediments of the

Southwestern Buenos Aires Province, Argentina. IX Reunión Argentina de Sedimentología. Resúmenes: 79.Maksimov, A.P. 2008. A physicochemical model for deep degassing of water-rich magma. Journal of Volcanology and

Seismology, 2 (5): 356-363. Teruggi, M.E. 1957. The nature and origin of Argentine loess. Journal of Sedimentary Petrology, 27: 322-332.Zárate, M. y Blasi, A. 1991. Late Pleistocene and Holocene deposits of the southeastern Buenos Aires province, Argentina.

Geojournal, 24 (2):211-220.Zárate, M. y Blasi, A. 1993. Late Pleistocene-Holocene eolian deposits of the southern Buenos Aires province, Argentina: a

preliminary model. Quaternary International, 17: 15-20.Zárate, M. 2003. Loess of southern South America. Quaternary Science Reviews, 22: 1987-2006.

EVOLUCIÓN AMBIENTAL DURANTE EL HOLOCENO EN LA CUENCA DEL RÍO SALTO-ARRECIFES. CORRELACIÓN CON LOS

ESCENARIOS AMBIENTALES DE OTRAS CUENCAS DE LA PAMPA ONDULADA, ARGENTINA

Adriana Blasi1, Carola Castiñeira2, Laura del Puerto3, Hugo Inda4, Enrique Fucks5, Claudia Di Lello6, Roberto Huarte7, Jorge Carbonari 7 y Florencia Mari 7

La cuenca del río Salto-Arrecifes se ubica en el NE de la provincia de Buenos Aires, en la subregión pampeana denominada Pampa Ondulada (Pasotti y Castellanos 1966). Su extensa área de influencia de 2.000 km2 abarca parcial a totalmente el territorio de 11 municipios de la provincia de Buenos Aires. Está integrada por una subcuenca sur, conformada por los ríos Rojas-Salto y gran número de tributarios (arroyo Dulce, arroyo del Sauce, etc.) y una norte, que corresponde al arroyo Pergamino y tributarios menores. A partir de la confluencia de estas dos subcuentas se desarrolla a lo largo de unos 80 km el río Arrecifes, con vertiente al Paraná de las Palmas. En su sector terminal, un poco antes de desaguar en el río Baradero, uno de sus brazos distributarios se une al curso del arroyo El Tala. Tanto el arroyo Pergamino como los ríos Salto y Arrecifes escurren encajonados entre barrancas de importante desarrollo vertical (4 a 6 m).

Con la finalidad de reconstruir la evolución paleoambiental y paleoclimática del Pleistoceno tardío-Holoceno tardío en los valles de esta región, se realizaron estudios estratigráficos, sedimentológicos y paleoecológicos. Asimismo, se acotaron temporalmente las sucesiones reconocidas en un total de 12 localidades de estudio y se realizaron las correlaciones estratigráficas entre las unidades aflorantes a lo largo de más de 100 km. En esta presentación se expondrán los resultados y conclusiones alcanzadas para caracterizar el Holoceno en esta cuenca fluvial, y su correlato con las enunciadas para este lapso en otras de la Pampa Ondulada.

A lo largo de gran parte del trayecto estudiado, los depósitos holocénicos se reconocen en la porción media a superior de las barrancas y yacen discordantes sobre limos arenosos, de tonalidades verdosas de composición vitroclástica pre-holocenas, a excepción del tramo desarrollado a partir del puente La Elisa, unos 50 km antes de desaguar en el río Baradero. En este sector inferior de la cuenca, los afloramientos corresponden a depósitos ingresivos del Holoceno medio y apoyan directamente sobre sedimentos del “Pampeano”.

En los canales de mayor orden (ríos Salto y Arrecifes) la sedimentación holocena se acota en aproximadamente 11.000 años C14 AP y está constituida por depósitos areno limosos vítreos y bioclásticos ricos en materia orgánica. En cuatro secciones estudiadas las acumulaciones se inician con un delgado estrato conglomerádico basal. En tanto, en los cursos de menor orden (arroyo Pergamino y cabeceras del río Salto), el inicio de la sedimentación holocena consta de la alternancia de estratos muy delgados de arenas limosas, diatomitas y de niveles con alto contenido en materia orgánica, en una sucesión de unos 50 cm a 100 cm de potencia. Hacia el techo, en todas las columnas analizadas, se observa, en contacto neto, el desarrollo de un paleosuelo, fango arenoso oscuro muy rico en materia orgánica de 10 a 30 cm de potencia y datado en varias secciones en ~7500 años C14 AP. Posteriormente, en contacto neto, se observan depósitos de limos y margas de coloraciones claras y de variada potencia, los que sustentan un paleosuelo de desarrollo regional datado en ~3000 años C14 AP (Prieto et al. 2004, Fucks et al. 2011). Sobre éste, yacen aluvios y eolianitas más modernas. Como se mencionó anteriormente, aguas abajo del puente La Elisa, el Holoceno se presenta como acumulaciones vinculadas al evento ingresivo del Holoceno medio, que han sido datadas

1 - CIC-Div. Min. Petrol y Sedim. Museo de la Plata. UNLP, Argentina. E-mail: ablasi@fcnym.unlp.edu.ar 2 - CONICET- Div. Min. Petrol y Sedim. Museo de la Plata. UNLP, Argentina3 - Centro Universitario Regional Este (CURE), Universidad de la República, Uruguay4 - Centro Universitario Regional Este (CURE), Universidad de la República, Uruguay5 - Facultad Ciencias Naturales y Museo. UNLP, Argentina6 - CIC-Div. Min. Petrol y Sedim. Museo de la Plata. UNLP, Argentina7 - CONICET-CIG- Latyr Museo de la Plata. UNLP, Argentina

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DATACIONES RADIOCARBÓNICAS EN LA CUENCA INFERIOR DEL RÍO QUEQUÉN SALADO, PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Florencia Mari1, Claudia V. Di Lello2, Roberto A Huarte1 y Eduardo P. Tonni3

Se realizó un estudio radiocarbónico sobre materiales procedentes de parte de la secuencia estratigráfica que aflora en la localidad “Cueva del Tigre” (38º 50’ 02’’S; 60º 32’ 06’’O), ubicada aproximadamente 11 km aguas arriba de la desembocadura del río Quequén Salado, límite entre los partidos de Coronel Dorrego y Tres Arroyos, en el sureste de la provincia de Buenos Aires (Fig. 1).

El objetivo fundamental de este estudio es establecer una cronología radiocarbónica, teniendo en cuenta que los datos cronológicos absolutos para la cuenca son escasos y saltuarios. Los antecedentes publicados incluyen una realizada sobre valvas de Tagelus plebeius con una edad de 7.720 ± 100 años radiocarbónicos AP, material que fue obtenido de sedimentos de la Fm. Las Escobas (Farinatti y Zavala 1995), y otra datación de 14.020 ± 60 años radiocarbónicos AP (GrAnr-47265) realizada sobre una muestra de esmalte de Equus (Amerhippus) neogeus que provino de la localidad “Cascada del Paleolama” (Prado et al. 2012). Por su parte, Bonadonna et al. (1995) presentan tres dataciones radiocarbónicas sobre valvas de “Littoridina” (Heleobia) parchappii -sin ubicación geográfica- asignadas a la porción superior del Mb. Guerrero y la inferior del Mb. Río Salado. Estos fechados fueron realizadas en el Centrum voor Isotopen Onderzoek (Groningen, Holanda), laboratorio que informó que “los resultados no han sido recalibrados y están afectados por errores elevados debido a que la medida ha sido realizada a partir de cantidades de muestra escasa para la metodología convencional” (Bonadonna 1995). Consecuentemente, estas muestras no se consideran en este análisis.

Se presentan en esta contribución tres dataciones radiocarbónicas realizadas sobre valvas de moluscos acuáticos continentales. Una de las muestras de Heleobia sp., recuperada de un sedimento limo-arenoso a limo-arcilloso, verde amarillento a castaño verdoso, denominado unidad G por Pardiñas et al. (1996), arrojó una edad de 34.620 ± 1800 años radiocarbónicos AP (LP-686). La citada unidad aflora en un sector del curso inferior del río Quequén Salado, mencionado como “Cascada del Paleolama” (38º 49’ 30’’S, 60º 32’O) (Pardiñas 1996). En un sector muy próximo al citado anteriormente (38º 50’ 02’’S y 60º 32’ 06’’O) y sobre la margen derecha, se colectaron las otras dos muestras. Una de ellas incluida en sedimentos areno-limosos, castaño amarillento claro (2,5 Y 6/3) y en posición estratigráfica equivalente a la base de la unidad G ya mencionada. Estos sedimentos poseen una gran concentración de valvas de Heleobia sp., y en menor proporción de Ancylidae indet. La edad radiocarbónica determinada sobre Heleobia sp. es de 29.360 ± 670 años radiocarbónicos AP (LP-3031). La muestra correspondiente a la tercera datación realizada sobre valvas de Chilina sp., se obtuvo de un afloramiento de tufa a 50 m aguas abajo de la localización de la muestra anterior, y a una cota superior. Esta muestra aportó una edad holocena de 3.940 ± 90 años radiocarbono AP (LP-3036). Estos depósitos carbonáticos se corresponden con las facies Lsp y Lbg mencionadas por Beilinson et al. (2014).

Se considera que los sedimentos de planicie de inundación donde se obtuvieron las muestras correspondientes al LP-686 y LP-3031 son correlacionables con el Miembro Guerrero de la Fm. Luján (Fidalgo 1983). Los mamíferos recuperados de los sedimentos que afloran en la confluencia del río Quequén Salado con el arroyo Indio Rico, aguas arriba de los sitios muestreados, son actualmente referibles a la Biozona de Equus (Amerhippus) neogaeus, que en la región pampeana constituye la base bioestratigráfica del Piso Lujanense (Tonni 2009). Se caracterizan por la dominancia de elementos adaptados a condiciones

1 - LATYR- CIG. CONICET-Universidad Nacional de La Plata (UNLP), Museo de La Plata, La Plata, Argentina. E-mail: florencia.mari@yahoo.com.ar 2 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo-UNLP-CICpBA, Museo de La Plata, La Plata, Argentina3 - División Paleontología de Vertebrados, Museo de La Plata, La Plata, Argentina

desde ~ 6000 años C14 AP y más recientes. En las secciones analizadas de este tramo inferior, se identificó también el desarrollo de un paleosuelo datado en ~2000 años C14 AP.

En los depósitos holocénicos mencionados, se analizó el contenido bioclástico carbonático (charáceas, gasterópodos, ostrácodos) y silíceo (fitolítico, diatomológico, etc.), por su importancia como registros o indicadores “proxies” de condiciones ambientales y climáticas. Respecto a macro-restos, se determinó sólo un calcaño asignable a un cérvido alojado en sedimentos cuya edad relativa sería de ~ 5000 años AP.

Se infiere para el comienzo del Holoceno, a los 11.000 años AP, al igual que en otras cuencas fluviales de la región (Areco y Luján), la existencia de cuerpo lóticos y lénticos asociados a regiones con balance hídrico positivo (humedad) y temperaturas más cálidas que las precedentes.

El conglomerado basal y la alternancia diatomitas M.O. arenas limosas identificados al inicio del Holoceno ~ 11.000 años, en las secciones analizadas y discriminadas por orden de los cauces actuales, sugieren una gran actividad fluvial erosiva y retrocedente, a los que adjudicamos la conformación y/o reactivación de la red de drenaje actual.

Los indicadores biológicos analizados en los perfiles permiten reconocer la existencia de ambientes fluvio-límnicos someros de agua salobres (alta conductibilidad), mesotróficas y muy alcalinas desarrolladas durante condiciones climáticas cálidas.

A los ~7500 años AP y a través de la identificación del paleosuelo antes mencionado, se registra un período de estabilidad geomorfológica con reducción de espejos de agua y de actividad fluvial bajo condiciones cálidas-sub-húmedas. Éste suelo también fue reconocido en la cuenca del río Areco-localidad San Antonio de Areco (Fucks et al. 2011). En tanto, para la cuenca del río Luján se estimó una contracción de los cuerpos de agua y la presencia, en los terrenos aledaños, de una importante cubierta vegetal (Prieto et al. 2004).

Posteriormente, en el ambiente continental de la cuenca, entre los 6000 y 3000 años C14 AP, se produjo el desarrollo, bajo condiciones climáticas templadas sub-húmedas estacionales, de pantanos alcalinos como producto de la distrofia de los ambientes lénticos del Holoceno temprano, lo que también habría sucedido en otras cuencas de la pampa ondulada. En tanto para este lapso y en el tramo inferior de la cuenca, se reconoce un ambiente estuárico desarrollado bajo condiciones climáticas cálidas y sub-húmedas.

Por último y a partir de entre 3500-3000 años C14 AP, se evidencia en el techo de los depósitos margosos acumulados en los pantanos alcalinos, así como también en los depósitos estúaricos regresivos, el desarrollo de otro suelo, correlacionables a escala regional con los geosuelos La Pelada-Puesto Berrondo (Fucks et al. 2011, Huarte et al. 2013, Prieto et al. 2004).

Los resultados alcanzados permiten, por una parte, proponer que las aguas mixohalinas de la ingresión Holocena penetraron por el curso del río Arrecifes hace ~ 6000 años C14AP, quedando sus depósitos expuestos en el tramo final de la cuenca. Por otra, discutir la conformación paleogeográfíca de la cuenca Salto-Arrecifes a lo largo del Pleistoceno tardío-Holoceno y su variabilidad en respuesta a los cambios climáticos y a procesos tectónicos, acaecidos durante ese lapso. Finalmente, analizar los cambios geomorfológicos de esta cuenca hidrológica ante las modificaciones del perfil de equilibrio y/o nivel de base, ejercidos por estos factores extrínsecos al sistema.

BibliografíaFucks, E., Blasi, A., Carbonari, J., Huarte, R., Pisano, F. y M. Aguirre. 2011. Evolución geológica-geomorfológica de la cuenca

del Río Areco, NE de la Provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 68 (1): 109-120.Huarte, R., Fucks, E., Pisano, F., Mari, F. y J. Carbonari. 2013. Morfogénesis y estabilidad ambiental en el Holoceno del

centro norte de la Provincia de Buenos Aires. Cuadernos del Instituto Nacional de Antropología y Pensamiento Latinoamericano – Serie Especiales, 1 (3): 12-16.

Pasotti, P. y A. Castellanos. 1966. Rasgos geomorfológicos generales de la llanura pampeana. Boletín de la filial Rosario de la Sociedad Argentina de Estudios Geográficos GAEA, 3: 1-26.

Prieto, A.R., Blasi, A., De Francesco, C. y C. Fernández. 2004. Environmental history since 11,000 14C yr B.P. of the northeastern pampas, Argentina, from alluvial sequences of the Luján river. Quaternary Research, 62 (2): 146-161.

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áridas y semiáridas (Alberdi et al. 1989), los cuales también son dominantes en asociaciones recuperadas en la misma unidad litoestratigráfica en el noreste de la provincia de Buenos Aires (Luján). Las faunas locales de Luján y Quequén Salado-Indio Rico muestran mayor similitud que las faunas actuales de mamíferos en las mismas áreas (Alberdi 1989).

Figura 1. Mapa del sector de estudio. CP: Cascada del

Paleolama (modificado de Pardiñas et al. 1996)

BibliografíaAlberdi, M.T., Menegaz, A.N., Prado, J.L. y Tonni, E.P. 1989. La Fauna local Quequén Salado-Indio Rico (Pleistoceno

tardío) de la provincia de Buenos Aires, Argentina. Aspectos paleoambientales y bioestratigráficos. Ameghiniana 25(3):225-236.

Beilinson, E., Tomassini, R., Zárate, M.A., Rabassa, J., Gasparini, G.M., Deschamps, C. y Ruella, A. 2014. Facies de tufa en ambientes fluviales del Pleistoceno tardío, río Quequén Salado, provincia de Buenos Aires, Argentina. XIX Congreso Geológico Argentino, Córdoba. Actas:S13-44.

Bonadonna, F.P., Leone, G. y Zanchetta, G. 1995. Composición isotópica de los fósiles de gasterópodos continentales de la provincia de Buenos Aires. Indicaciones paleoclimáticas. En: M.T., Alberdi, G., Leone y E.P. Tonni, (Eds.), Evolución biológica y climática de la región pampeana durante los últimos cinco millones de años. Monografía del Museo Nacional de Ciencia Naturales, Madrid 12:77-104.

Farinati, E.A. y Zavala, C. 1995. Análisis tafonómico de moluscos y análisis de facies en la serie holocena del río Quequén Salado, provincia de Buenos Aires, Argentina. VI Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía (Trelew) Actas:117-122.

Fidalgo, F. 1983. Algunas características de los sedimentos superficiales en la cuenca del río Salado y en la Pampa Ondulada. Coloquio Internacional sobre Hidrología de Grandes Llanuras. Comité Nacional Programa Hidrológico Internacional: 2, Olavarría.

Pardiñas, U.F.J., Gelfo, J.N., San Cristóbal, J., Cione, A.L. y Tonni, E.P. 1996. Una asociación de organismos marinos y continentales en el Pleistoceno superior en el sur de la provincia de Buenos Aires, Argentina. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas, 5:95-111.

Prado, J.L., Alberdi, M.T. y Di Martino, V.J. 2012. Équidos y Gomphotherios del Pleistoceno tardío de las localidades de “Cascada Paleolama” y “El Conglomerado”, Sudeste de la Provincia de Buenos Aires. Ameghiniana 49 (4):623-641.

Tonni, E.P. 2009. Los mamíferos del Cuaternario de la región pampeana de Buenos Aires, Argentina. En A.M. Ribeiro, S. Girardi Bauermann y C. Saldanha Scherer (Org.): Quaternario do Rio Grande do Sul. Integrando Conhecimentos. Monografías da Sociedades Brasileira de Paleontología:207-216.

INSECTOS DEL CUATERNARIO DE LA PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Leonardo C. Ramírez1

A pesar de la existencia de clásicos yacimientos de edad pleistocena estudiados desde el siglo pasado en la Argentina y en particular para la región central, no se han realizado estudios basados en insectos como indicadores independientes. Se los menciona en diversos trabajos (p.ej. Pardiñas et al. 1998; Petrulevičius 1999; Voglino y Pardiñas 2005), pero únicamente se los considera objeto de estudio en unos pocos (e.g. Ramírez y Alonso 2014; Ramírez y Petrulevičius 2008; Ramírez-Viturro 2010; Ramírez-Viturro et al. 2012; Petrulevičius et al. 2012). El presente estudio constituye uno de los primeros trabajos paleoentomológicos con enfoque paleoecológico y paleoclimatológico para el Cuaternario de Argentina y latitudes medias de Sudamérica.

El objetivo de este trabajo es estudiar la paleoentomofauna cuaternaria de tres localidades fosilíferas de la Provincia de Buenos Aires con el fin de aportar nueva información a las reconstrucciones paleoclimáticas y paleoambientales realizadas en la región utilizando por primera vez, los coleópteros (Insecta: Coleoptera) como bioindicadores.

Los métodos que se utilizan para muestrear insectos cuaternarios fueron resumidos por Elias (1994) . A partir de dicho trabajo se idearon y modificaron las técnicas utilizadas aquí. La identificación de los restos extraídos se realizó en base a la bibliografía disponible y la comparación con un importante número de colecciones entomológicas. Al momento de procesar los datos, el método de superposición de rangos geográficos resulta útil cuando se tiene un buen conocimiento de la fauna local (número de especies, distribución y requerimientos ambientales). En áreas menos estudiadas comenzó a utilizarse un método que se basa en presencia/ausencia de los taxones y no en la abundancia relativa (la cual puede variar considerablemente dependiendo del ambiente depositacional) y evita el uso de “especies indicadoras”. El MCR (Mutual Climatic Range) tiene como principio básico establecer el rango climático actual de cada especie presente en la asociación fósil y establecer la zona de superposición de dichos rangos con el fin de inferir el rango mutuo de las especies presentes en la asociación fósil.

Inicialmente se abordó el estudio taxonómico de la asociación paleoentomológica representada en el yacimiento Camet Norte ubicado 1 km al NE de Santa Clara del Mar, provincia de Buenos Aires. Los sedimentos estudiados corresponden a depósitos predominantemente lacustres con una edad de 24.550 ± 600 años 14C AP (Pardiñas et al. 1998) y provienen de la base de un acantilado marino activo. Se recuperaron 137 ejemplares durante el procesamiento de los sedimentos, de los cuales un alto porcentaje consistió en fragmentos de élitros y escleritos desarticulados. Seis ejemplares pudieron asignarse a niveles genéricos y específicos. El número de taxones identificados no permitió realizar un análisis de los rangos climáticos de las especies para contrastarlos y obtener el MCR; sin embargo, la presencia de ciertos taxones cuyas características ecológicas resultaron ser muy particulares, permitieron inferir condiciones y parámetros ambientales de la paleolaguna de Camet Norte.

En segundo lugar, se analizó la asociación de insectos fósiles extraída de los sedimentos expuestos en las barrancas del río Paraná, en la localidad de Ramallo, provincia de Buenos Aires. Dicho afloramiento corresponde a depósitos predominantemente fluviales de una edad menor a 780.000 años AP (Voglino y Pardiñas 2005). Se extrajeron e identificaron cuatro ejemplares, de los cuales tres se encuentran mayormente articulados, mientras que el cuarto está representado por un fragmento de hemiélitro. Si bien en este caso la identificación de la totalidad de los ejemplares pudo ser ajustada, la cantidad de los mismos no fue suficiente para realizar un análisis de rangos climáticos.

Por último, se estudió la entomofauna representada en los sedimentos expuestos durante la obra de canalización y ensanchamiento del río Salado en General Belgrano, provincia de Buenos Aires. Este afloramiento corresponde a depósitos de un paleoestanque de una edad acotada entre 12.100 ± 100 y

1 - Entomología. Departamento de Biodiversidad y Biología Experimental. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Buenos Aires, Argentina. E-mail: leonardoramirez82@hotmail.com

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EVIDENCIAS DE SECUENCIAS MARINAS DEL SECTOR CONTINENTAL EN EL PARQUE PROVINCIAL Y RESERVA FORESTAL

“PEREYRA IRAOLA”, NORESTE DE LA PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Sergio G. Rodriguez1, Facundo Iacona1, Juan Salgado Ahumada1, Mauricio Cerroni1, Cristian Pereyra1, Amparo Martin1 y Enrique Fucks2

Durante el Cuaternario tardío los sectores costeros bonaerenses fueron sucesivamente modelados por los efectos de las oscilaciones del nivel del mar, quedando reflejadas dichas variaciones de la línea de costa a través de un conjunto de depósitos y rasgos geomorfológicos que manifiestan la secuencia evolutiva hasta alcanzar la conformación actual. Estos cambios climáticos-ambientales no sólo contribuyeron a estructurar la configuración geográfica actual de las costas, sino también provocaron variaciones en la composición faunística de la Región Pampeana (Aguirre y Fucks 2004). En la presente contribución se dan a conocer los primeros resultados obtenidos a partir del trabajo en afloramientos correspondientes a dos eventos transgresivo-regresivos acontecidos durante el Pleistoceno tardío y Holoceno en el Parque Provincial y Reserva Forestal “Pereyra Iraola”, NE de la Provincia de Buenos Aires (Fig.1). Esta investigación permitirá establecer correlaciones estratigráficas con otras secuencias ubicadas a lo largo del litoral bonaerense y ampliar las interpretaciones paleoambientales desde el Pleistoceno a la actualidad, ya que los estudios referidos a estos aspectos no han sido suficientemente abordados en la zona en estudio.

Se realizaron perfiles estratigráficos en los que se relevaron datos para la caracterización y definición de las diferentes unidades identificadas, así como el relevamiento paleofaunístico. A estas observaciones, se les deben sumar las efectuadas a través de perforaciones manuales, mediante el uso de barreno, a fin de constatar la presencia de las unidades estratigráficas y la base de la Fm. Pampeano, definidas para el área de estudio. A partir de esto, puede establecerse para el área de estudio, la presencia de dos ambientes geomorfológicos muy contrastantes, uno de génesis litoral-estuárica y otro netamente continental, puestos en contacto a través de discordancias. En el sector continental se presenta la Fm. Pampeano con los característicos colores castaños y sedimentos limosos, disponiéndose sobre él los depósitos de los eventos ingresivos del Pleistoceno tardío y Holoceno.

La edad de estos depósitos se asigna por medio de correlaciones estratigráficas y por dataciones absolutas. La secuencia más antigua correspondería a la ingresión marina “Belgranense”, asignada a la Formación Puente de Pascua (Fucks et al. 2010). Son depósitos atribuidos al subestadio EI5e que se encuentran restringidos y discontinuos a lo largo de todo el litoral bonaerense e intercalados o suprayacentes a los Sedimentos Pampeanos y representados por diferentes facies (Schnack et al. 2005). En el área de estudio esta Formación está representada por sedimentos areno limosos con gran cantidad de conchillas de bivalvos, gasterópodos y rodados de tosca, parcialmente cementados. Una edad absoluta por OSL fue obtenida en esta unidad en la zona aledaña de Hudson, con un valor de 128 ka (Zárate et al. 2009).

La ingresión holocena (EI1) está representada por la llanura costera, observándose sobre la margen derecha del Arroyo Pereyra un perfil de unos 2 m de espesor. Sería correlacionable con el “Querandinense” de Frenguelli (1957), coincidente con el denominado “Óptimo Climático” o “Hypsitermal del Holoceno” (Tonni y Fidalgo 1978) o con el Mb Destacamento Río Salado de la Fm. Canal las Escobas (Fucks et al. 2010). La misma posee gran distribución a lo largo del litoral bonaerense con cotas iguales o inferiores a los 5 m (Schnack et al. 2005). Las características sedimentarias varían de acuerdo a los ambientes, estando representadas distintas facies que reflejan la evolución de la ingresión postglacial. Edades radiocarbónicas sobre moluscos ubicados en el límite de la ingresión, con valores de 6169± 50 años A.P., 6020±90 años A.P.

1 - Área de Paleontología de la Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. Calle 122 y 60, La Plata, Buenos Aires, Argentina. E-mail: sgrodriguez01@gmail.com2 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo y Ciencias Agrarias y Forestales, LATYR–UNLP. Calle 64 N°3, La Plata, Buenos Aires, Argentina.

13.400 ± 200 años 14C AP (Scanferla et al. 2013). Se extrajeron 476 restos de insectos de los cuales pudieron identificarse a nivel específico 16 ejemplares. A partir de los ejemplares identificados y mediante el método MCR pudieron inferirse valores de temperatura máxima y amplitud térmica para la asociación proveniente de los mencionados depósitos.

Respecto de las cuestiones tafonómicas, las tres asociaciones de insectos estudiadas presentan un excelente grado de preservación, no muestran reemplazo de sus exoesqueletos y conservan sus colores originales. El grado de desarticulación es variable dentro de una misma asociación, probablemente respondiendo a las condiciones de muerte de los insectos más que a una dinámica depositacional.

La posibilidad de identificar los ejemplares recuperados a nivel genérico y específico permitió encarar en este trabajo un análisis de MCR por primera vez en la región. La asociación de insectos del yacimiento de General Belgrano es la primera en ser estudiada con estas técnicas y brindar datos paleoclimáticos basados en insectos como bioindicadores independientes. En conjunto con el conocimiento previo que se tiene sobre las condiciones climáticas globales durante el Cuaternario, los estudios pedológicos, edafológicos y magnetoestratigráficos, el estudio de la entomofauna del Cuaternario argentino constituye una fuente de información que favorecerá la caracterización del contexto ambiental durante dicho periodo.

BibliografíaElias, S. A. 1994. Quaternary insects and their environments. Smithsonian Institution Press, Washington, D.C: 17-35.Pardiñas, U.F.J., Tonni, E.P. y Figini, A. 1998. Camet Norte: diversidad faunística próxima al Ultimo Máximo Glacial en el

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MORFOLOGÍA DE CALCRETES PEDOGÉNICOS VARIEDAD FRAGMENTOSA: CASOS DE ESTUDIO EN ARGENTINA Y URUGUAY

Tofalo, Ofelia Rita1

Los calcretes pedogénicos son comunes en el registro estratigráfico de cuencas continentales, pero particularmente abundantes en algunos intervalos estratigráficos del Cenozoico. Son importantes proxy paleoclimáticos, por lo que un pormenorizado análisis de sus diversas morfologías, resulta de singular interés en su estudio.

Típicamente forman perfiles dentro del material hospedador y la acumulación de carbonato puede ser dividida en horizontes. Los perfiles se desarrollan en etapas que involucran la acumulación progresiva de carbonato en el suelo, hay reemplazo y desplazamiento de los constituyentes de material hospedador, con corrosión de granos y finalmente se llega a un wackestone diagenético. El desplazamiento de los granos es tan importante que el porcentaje de carbonato en un perfil maduro excede el espacio poral del material hospedador.

Los distintos grados de desarrollo tienen diversas morfologías:(1) finos y discontinuos recubrimientos o filamentos de carbonato: pulverulento, (2) recubrimientos continuos o nódulos de variado tamaño: nodular, (3) poros rellenos por carbonato y coalescencia de los nódulos: masivo, (4) láminas finas a gruesas: laminar, (5) múltiples faces de brechamiento, reprecipitación y formación de pisolitas; brechoso (Machette 1985, Esteban y Klappa 1983). De acuerdo con Alonzo-Zarza et al. (1998), a partir de la formación del horizonte denso por coalescencia de nódulos, la formación del calcrete puede seguir distintos caminos, dependiendo de la relación entre formación, erosión y procesos sedimentarios y diagenéticos: (a) erosión y sedimentación en el tope del perfil son cercanas a 0, por lo que la acumulación de carbonato continúa, hasta que los organismos no pueden vivir más en el suelo y el desarrollo del calcrete se detiene, la meteorización causa el brechamiento de la parte superior del perfil,(b) la sedimentación es poca pero excede la erosión, contribuyendo a que haya sedimentos para que puedan vivir las raíces. En los períodos intermedios entre cada episodio de sedimentación, se desarrollan raíces, que mueren al recomenzar la sedimentación y el espacio que ocupaban es reemplazado por calcita (Tofalo y Morrás 2011), (c) la erosión es poca pero excede la sedimentación, por lo que la parte superior del perfil del calcrete se erosiona y el horizonte laminar queda expuesto a la meteorización y se forma un microkarst. Se ha descripto también otro tipo al que se denominó calcretes tubulares (Tofalo y Morrás 2009, Tófalo et al. 2012, Morrás et al. 2012), constituidos por unidades estructurales carbonáticas de morfología tubular. Los perfiles resultantes pueden ser complejos y horizontes similares pueden estar en diferentes posiciones. También pueden faltar horizontes debido a truncamientos durante el desarrollo. La formación de espesos perfiles de calcretes es el resultado de varias fases de erosión, pedogénesis y sedimentación.

Aunque no se los menciona en los modelos morfológicos antes señalados, es común observar en distintos afloramientos de Argentina y Uruguay, variedades intermedias que muchas veces sustituyen a los calcretes nodulares, caracterizadas por carbonato de calcio que penetra en el paleosuelo y lo fragmenta generando una brecha in situ. En ocasiones, el carbonato puede formar venas bien definidas entre las que se alojan los restos angulosos del paleosuelo, a medida que aumenta el contenido de carbonato se pasa a un calcrete masivo. Para estas morfologías se propone aquí el nombre de calcrete fragmentoso.

Caso 1. Formación Fray Bentos (Oligoceno-Mioceno temprano), Argentina y Uruguay: esta formación tiene excelentes ejemplos de calcretes laminares, tubulares y freagmentosos. Estos últimos están formados por cubiertas continuas de carbonato alrededor de fragmentos angulosos tamaño guija y guijarro, correspondientes al paleosuelo que los aloja (Fig. 1a). El carbonato puede presentarse como venas subhorizontales que alojan los fragmentos del paleosuelo, hasta pasar transicionalmente a un calcrete laminar. Microscópicamente el carbonato tiene fábrica alfa, en la que los elementos constituyentes del material hospedador han sido separados, corroídos, reemplazados y cementados por calcita determinando

1 - Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires/IDEAN, Pabellón II, Ciudad Universitaria, 1428 Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. E-mail: rtofalo@gl.fcen.uba.ar

y 6860±100 años A.P., indicarían que entre los 6-7 ka el mar alcanzó su altura máxima en torno de los 3-4 m. (UNLP-PITAP 2012). De gran importancia se considera el hallazgo de un cangrejal fósil asociado a esta secuencia, conformado por individuos de la especie Neohelice granulata (Dana 1851), cuya caracterización, distribución y ecología es amplia (Spivack 2010), mientras que el registro de los cangrejales fósiles es escaso. En la provincia de Buenos Aires han sido registrados en secuencias sedimentarias de la costa atlántica, específicamente en las localidades de Monte Hermoso (Aramayo et al. 1992), Pehuén-Co (Aramayo et al. 2002) y Mar Chiquita (Osterrieth et al. 2004). La fauna asociada a este ambiente de cangrejal determinada en esta investigación incluye Erodona mactroides (Bosc), Crassostrea rizophorae (Guilding), Ostreola equestris (Say), Tagelus plebeius (Lightfoot) Mactra isabelleana (d’Orbigny) y cf. Brachidontes (Bivalvia); Littoridina spp. (= Heleobia), Olivancillaria spp., Buccinanops spp., y cf. Pomacea lineata (Spix), (Gastropoda); y Membranipora spp. (Bryozoa).

Los sectores del Parque Provincial y Reserva Forestal “Pereyra Iraola” en estudio guardan relación con la evolución costera vinculada al ascenso y descenso del nivel del mar y el retrabajo posterior por parte del río de La Plata. A su vez, las secuencias allí observadas poseen un alto potencial a nivel paleontológico, por lo que se espera que el presente trabajo sea un disparador de interés científico que derive en posteriores estudios geológicos y paleontológicos en este sector de la provincia de Buenos Aires.

Figura 1. Ubicación del área de estudio, Parque Provincial y Reserva Forestal “Pereyra Iraola”, Buenos Aires.

BibliografíaAguirre, M. y Fucks, E. 2004. Moluscos y paleoambientes del Cuaternario marino en el sur de Entre Ríos y litoral bonaerense.

En: Aceñolaza, F. (ed.), Temas de la Biodiversidad del litoral fluvial argentino, INSUGEO, Miscelánea 12:55-70.Aramayo, S., Martínez, D. y Gutiérrez Telles, B. 1992. Evidencias de un cangrejal fósil en la playa del balneario Monte

Hermoso, provincia de Buenos Aires. 3º Jornadas Geológicas Bonaerenses, Actas:97-103. La Plata. Frenguelli, J. 1957. Neozoico. En: Geografía de la República Argentina. Sociedad Argentina de Estudios Geográficos

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sedimentarias de la costa del sudeste bonaerense. 10º Reunión Argentina de Sedimentología, Actas:121-122. San Luis.Schnack, E., Isla, F., De Francesco, F. y Fucks, E. 2005. Estratigrafía del Cuaternario Marino Tardío en la Provincia de

Buenos Aires. 16º Congreso Geológico Argentino, Actas: 159-182. La Plata. Spivak, E. 2010. The crab Neohelice (=Chasmagnathus) granulata: an emergent animal model from emergent countries.

Helgoland Marine Research, 64 (3):149-154.Tonni, E. P. y Fidalgo, F. 1978. Consideraciones sobre los cambios climáticos durante el Pleistoceno tardío-Reciente en

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fábrica flotante secundaria. La micrita primaria ha recristalizado a microesparita con textura microgranular. Son comunes las cristalarias tanto circumgranulares como irregulares y entrecortadas. Petrográficamente la roca se clasifica como un wackestone.

Caso 2. Formación Buenos Aires (Cuaternario, provincia de Buenos Aires): la Unidad D del perfil descripto en Tófalo et al. (2011) presenta en el tramo inferior un calcrete fragmentoso formado por carbonato que corta, separa y cementa fragmentos de paleosuelo (Fig. 1b). El carbonato tiene fábrica alfa, como resultado de la concentración de micrita debida a crecimiento desplazante e incluye canales generados por raíces, con revestimientos de arcillas iluviales y rellenos de calcita granular, algunos de estos poros tienen óxidos de hierro constituyendo hipo- y quasi-revestimientos. Son comunes las cristalarias irregulares y los nódulos de óxido de hierro. Petrográficamente la roca puede clasificarse como un wackestone.

La fragmentación escaracterística del ambiente diagenético vadoso, donde la cementación y el fracturamiento no tectónico alternan repetitivamente y el origen de las fisuras que afectan al paleosuelo puede deberse a fenómenos de desecación, a la acción de raíces y al desplazamiento provocado por el crecimiento de la calcita. Las cristalarias, formadas por esparita primaria que rellenan algunas fracturas, se generan por la precipitación de calcita desde soluciones supersaturadas en ambiente freático.

Figura 1. (a) restos de paleosuelo desplazados y cementados por calcita (Formación Fray Bentos, Uruguay); (b) fragmentos de paleosuelo inmersos en carbonato (Formación Buenos Aires, Argentina).

BibliografíaAlonzo-Zarza, A., Silva. P.,Goy, J. y Zaza, C. 1998. Fan-surface dynamics and biogenic calcrete development: Interaction

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temprano), Uruguay. 18 Congreso Geológico Argentino. CD:1256-1257Tófalo, O.R., Orgeira, M.J., Compagnucci, R., Alonso, M.S. y Ramos A. 2011. Characterization of a loess-paleosols section

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Tófalo, O.R., Morrás, H. y Sánchez-Bettucci, L. 2012. Paleosuelos y calcretes pedogénicos de las Formaciones Fray Bentos (Oligoceno-Mioceno temprano), Raigón (Plioceno tardío-Pleistoceno medio) y Libertad (Pleistoceno temprano a medio). 3Jornadas del Cenozoico, CD, Montevideo.

SEDIMENTOLOGÍA DE LAS TERRAZAS CUATERNARIAS DEL RÍO QUINTO (SAN LUIS, ARGENTINA)

Alberto Basaez1,2, Diego Benegas2, Jorge Chiesa 2 y Guillermo Ojeda2

Se dan a conocer las características espaciales y sedimentológicas de las terrazas en la cuenca media del río Quinto (norte de la Ruta Nacional 7), cuya actividad fluvial ha tenido etapas de energía variables desde el Pleistoceno medio a la actualidad. Santa Cruz (1979) es quien describe la “primer terraza” como parte de la Fm. Fraga (Pleistoceno), posteriormente, Ramonell et al. (1992) identifican tres niveles de terrazas asociados al valle del río y su llanura de bancos, vinculando los afloramientos de la terraza superior a la Fm. Alto Grande (Latrubesse y Ramonell 1990; Pleistoceno tardío); la terraza media es definida como Fm. Los Filtros (Ramonell et al. 1992) y atribuida al intervalo climático húmedo del Holoceno medio (Hipsitermal) y, finalmente, la terraza inferior fue asignada por los autores como la expresión fluvial de la Fm. Algarrobito (Latrubesse y Ramonell 1990; Holoceno tardío), formada por el aluvionamiento producido durante la Pequeña Edad de Hielo. Recientemente, Chiesa et al. (2014) dieron a conocer detalles de la terraza media (Fm. Los Filtros). La caracterización litológica y espesores de las terrazas corresponden a perfiles representativos de las mismas y relativamente constantes considerando la planicie circundante.

La Terraza Superior, ubicada entre los 3 y 15 m, respecto del nivel actual del río, está conformada por 12 m de gravas medianas y gravas arenosas, clasto sostén y arenas medianas a finas, gradación normal, cuerpos lenticulares, estructura masiva e incipiente estratificación planar cruzada mediana, poco consolidados a friables, color pardo amarillento (7.5YR6/6, 7.5YR6/4), la mineralogía de la fracción clástica es: vulcanitas (30%), cuarzo (30%), feldespato potásico (20%), pegmatitas (15%) y metamórficas (5%), baja esfericidad, redondeados a subangulosos y cemento calcáreo. Suprayacen limos y areniscas finas a muy finas con guijas finas dispersas y en finos lentes, cuerpos de geometría tabular, estructura masiva y estratificación planar, moderadamente consolidadas a consolidadas, color pardo amarillento a pardo rojizo (7.5YR4/8, 7.5YR6/8). También se observaron fenómenos de bioturbación y nódulos calcáreos dispersos en limos arenosos, consolidados, color pardo rojizo (7.5YR6/8, 7.5YR7/8) y niveles de entoscamiento. El límite externo es inferido en base a evidencias de campo (afloramiento de ripieras) y morfología de los estratos, mayormente cubierta por los depósitos de la planicie loessoide.

La Terraza Media, se ubica entre los 3 y 9,50 m respecto del cauce del río, presenta un espesor de 6,50 m, conformado por tres tipos de litofacies: (a) en la base, gravas arenosas finas, clasto sostén, cuerpos de geometría tabular a lenticular y estructura masiva, friables y color pardo amarillento (10YR6/4), la mineralogía de la fracción clástica es: cuarzo (33%), feldespato potásico (15%), filosilicatos (15%) y fragmentos líticos (14%) como componentes principales y feldespato plagioclasas (7%), turmalinas (7%), sílice amorfo (6%), óxidos (2%) y granates (1%) como componentes subordinados, con selección moderada, baja esfericidad y subangulosos a subredondeados; (b) arenas finas a muy finas, cuerpos de geometría tabular y estructura masiva, niveles con bioturbación, poco consolidados a friables y color pardo amarillento a grisáceo (5YR4/6, 5YR6/6, 7.5YR5/6, 7.5YR5/8, 10YR5/4, 10YR6/4), la mineralogía de la fracción psamítica es: cuarzo, feldespato, micas y fragmentos líticos como sus componentes principales, con mala selección, baja esfericidad y subangulosos a subredondeados; (c) limos y arenas muy finas y arcillas, cuerpos de geometría tabular y estructura masiva, fenómenos de bioturbación y conspicuos niveles de materia orgánica regularmente conservada, poco consolidados a friables y color pardo grisáceo a pardo amarillento (7.5YR4/4, 7.5YR4/6, 7.5YR5/6, 7.5YR5/8, 10YR6/6), la mineralogía de la fracción psamítica muy fina es: cuarzo, feldespato, micas y fragmentos líticos como componentes principales, con selección moderada, baja esfericidad y subangulosos a redondeados. Las litofacies b y c, se interestratifican con distintos espesores en la sucesión.

La Terraza Inferior corresponde a 3,3 m de arenas gravosas, dispuestas sobre el cauce actual del río Quinto, en la base presentan predominio de arenas muy gruesas, con clastos de guijarro fino y matriz de

1 - CONICET, CCT San Luis, Argentina. E-mail: acbasaez@gmail.com2 - Departamento de Geología, Universidad Nacional de San Luis, Argentina

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arena muy fina, cuerpos de geometría tabular a lenticular y estructura masiva o con incipiente laminación horizontal, friables, color pardo amarillento (7.5YR5/6, 7.5YR6/6), se infiere un contacto basal de tipo erosivo, la mineralogía de la fracción clástica es: cuarzo, feldespato potásico, sílice amorfa y fragmentos líticos como componentes predominantes y filosilicatos, turmalinas y óxidos como componentes subordinados, con baja esfericidad, mala selección y angulosos a redondeados; hacia el techo, dominan las arenas medianas con clastos dispersos de guija muy fina, cuerpos de geometría tabular y estructura laminar cruzada planar, friables, y color pardo amarillento (7.5YR3/6, 7.5YR4/6), la mineralogía de la fracción clástica es: cuarzo, sílice amorfo y filosilicatos como componentes predominantes y fragmentos líticos, feldespatos potásicos, turmalinas y óxidos como componentes subordinados, baja esfericidad, mala selección y subangulosos a subredondeados.

Los depósitos sedimentarios descriptos y vinculados a las terrazas, manifiestan los cambios de energía producidos en las condiciones de depositación, la terraza superior con alta continuidad superficial, expone su fuerte energía fluvial en la estratificación de gravas medianas y arenas gruesas, calcáreas y moderadamente consolidadas; contrasta con la baja energía (moderada en algunos niveles delgados) de los depósitos lacustre-palustre de la terraza media, caracterizados por arenas finas y fangolitas laminadas, con abundante materia orgánica; finalmente, la terraza inferior, manifiesta moderada (alta en finos niveles) energía fluvial, caracterizada por la dominancia de arenas gruesas con gravas finas, friables y mal seleccionadas.

SÍNTESIS DE LOS DEPÓSITOS FLUVIALES PLEISTOCENOS DE ALTA ENERGÍA EN LA CUENCA MEDIA DEL RÍO QUINTO, SAN LUIS,

ARGENTINA

Alberto Basaez1, 2, Tomás Fernández1, Diego Benegas1, Jorge Chiesa1 y Guillermo Ojeda1

El objetivo de esta contribución es presentar una síntesis de las características sedimentarias y litológicas de los depósitos de psefitas en la cuenca del río Quinto, en el piedemonte austral de la Sierra de San Luis, que han sido reconocidos y asignados por diferentes autores al Pleistoceno, para lo cual, se analizan los antecedentes que se confrontan con la información obtenida recientemente.

La Formación La Petra, asignada con dudas por Santa Cruz (1979) al ¿Pleistoceno inferior? aflora al noroeste del embalse Paso de Las Carretas y se caracteriza por una sucesión de gravas gruesas con niveles menores de gravas finas, de hasta 14,5 m de espesor, geometría tabular a lenticular, estructura masiva y estratificación planar horizontal, a veces entrecruzada, y en sectores con grano-decrecencia y niveles con clastos imbricados, poco consolidadas, colores pardo rojizos hacia la base y pardo grisáceos hacia el techo. Los clastos tienen una composición dominante de andesitas y traquiandesitas, con granitoides, metamorfitas y algunos clastos de sedimentitas neógenas subordinadas, y son subredondeados a redondeados, con esfericidad media a alta; los tamaños máximos corresponden a bloques de 40 cm x 29 cm, el predominante varia de 2 cm a 10 cm y la matriz de arenas gruesas (2 mm).

La Formación Fraga (Santa Cruz 1979, Pleistoceno superior) aflora al Sureste del embalse Paso de las Carretas. En ella se han reconocido restos de megafauna extinta (Stegomastodon platensis; Chiesa et al., 2000), y constituye una sucesión de gravas y arenas, con potencias de hasta 16m, de geometría predominante lenticular o tabular, estratificación plano-paralela, y en niveles masiva o entrecruzada planar, con gradación normal, poco consolidadas pero con estrechos paleocanales moderadamente cementados, color pardo amarillento a pardo grisáceo, con clastos subangulosos a redondeados, de baja esfericidad y generalmente elongados. La composición dominante de los clastos es de metamorfitas y granitoides, con proporciones variables de vulcanitas (inferiores al 20%) y pequeños clastos de areniscas neógenas. El tamaño máximo corresponde a bloques de 50 cm x 30 cm; el predominante varía de 0,4 cm a 5 cm y la matriz corresponde a arenas medias a gruesas (1,5 mm a 2 mm).

La Formación Alto Grande (Latrubesse y Ramonell 1990, Pleistoceno superior) aflora con marcada continuidad periférica al basamento de la Sierra de San Luis, extendiéndose en las zonas de paleocauces del actual piedemonte. Constituye depósitos de hasta 2 m de gravas gruesas a medias, en cuerpos de geometría tabular y lenticular, estructura masiva a estratificación planar grosera, friables a levemente consolidados, color pardo grisáceo. Presenta clastos subangulosos a redondeados, de baja esfericidad y elongados, y la composición dominante corresponde a granitoides y metamorfitas, con hasta un 20% de vulcanitas y algunos clastos de sedimentitas neógenas, el tamaño máximo de clasto alcanza los 50 cm x 28 cm, el predominante, 0,4 cm a 1,5 cm y la matriz corresponde a arenas medias a gruesas (1,5 mm a 2 mm).

La característica destacada de la Fm. La Petra lo constituye la dominancia litológica de vulcanitas y su particular distribución espacial, lo que evidencia la marcada influencia como área de aporte de los aparatos volcánicos neógenos de la zona de La Carolina, y la conformación de un cuerpo lobulado de dirección norte-sur y aledaño a los afloramientos del basamento en la falla de Saladillo, en donde Santa Cruz (1979) identificó como vestigios de antiguas terrazas formadas por los depósitos de cabecera del proto río Quinto, en particular la zona circundante a la intersección de la ruta provincial N° 20 y el cauce actual del río.

La Fm. Fraga y la Fm. Alto Grande presentan características sedimentológicas similares de color, textura, estructura y composición litológica, y ambas erosionan los depósitos neógenos. Sin embargo, la Fm Fraga se presenta en posiciones topográficas bajas, aledañas al cauce del río Quinto y, recurrentemente, tiene espesores destacados, sugiriendo eventos fluviales sostenidos de moderada a alta energía. Sus mejores

1 - Departamento de Geología, Universidad Nacional de San Luis, Argentina. E-mail: acbasaez@gmail.com 2 - CONICET, CCT San Luis, Argentina

BibliografíaChiesa, J., Basaez, A. y Benegas, D. 2014. Análisis de facies de la Fm Los Filtros (Holoceno). Río Quinto, San Luis, Argentina.

14° Reunión Argentina de Sedimentología, R:75-76. Puerto Madryn.Latrubesse, E. y Ramonell, C. 1990. Unidades litoestratigráficas del Cuaternario en la provincia de San Luis, Argentina. 11°

Congreso Geológico Argentino, Actas 11:109-112. San Juan.Ramonell, C., Iriondo, M. y Kromer, R. 1992. Guía de Campo del centro-este de San Luis. 5° Reunión de Campo, Cadinqua,

(inédita), 37p., San Luis.Santa Cruz, J. 1979. Geología de las unidades sedimentarias aflorantes en el área de las cuencas de los ríos Quinto y Conlara.

San Luis, República Argentina. 7° Congreso Geológico Argentino, Actas 1:335-349. Neuquén.

Figura 1. Distribución de las terrazas fluviales en la cuenca media del río Quinto.

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exposiciones se localizan entre las localidades de Comandante Granville y Fraga. Por otro lado, Ramonell et al. (1992) vinculan el origen de la Fm. Alto Grande al desarrollo de una importante actividad fluvial en la región asociada al establecimiento de condiciones climáticas húmedas, previo al Último Máximo Glacial, sin embargo, generalmente, sus espesores son someros.

Finalmente, dos aspectos destacados lo constituyen el hecho de que es posible reconocer en diferentes afloramientos aledaños al cauce del río Quinto, mediante contacto neto y erosivo, que la Fm. Fraga infrayace a la Fm. Alto Grande, las que a su vez, constituyen generalmente el sustrato, a veces con contactos transicionales, de los depósitos eólicos portadores de abundante megafauna extinta (Pleistoceno superior) asignados por Santa Cruz (1979) a la Fm San Luis y por Latrubesse y Ramonell (1990) a la Fm. Barranquita.

Considerando las evidencias destacadas y la correlación con otros depósitos de psefitas en la región, se sugiere que las unidades en estudio se depositaron durante el Pleistoceno superior, modificando la propuesta de Santa Cruz (1979) para la Fm. La Petra, y aceptando las asignaciones de la Fm. Fraga (Santa Cruz (1979) y Fm. Alto Grande de Latrubesse y Ramonell (1990), proponiendo para la Fm. La Petra y la Fm. Fraga dos eventos depositacionales fluviales circunscriptos al paleovalle del río Quinto con áreas de aporte distintas, mientras que la Fm. Alto Grande constituye un ciclo posterior y de mayor amplitud areal (Tabla 1).

Textura Estructura Geometría Litología Edad Asignada Potencia

Fm. La PetraGravas gruesas con niveles menores de

gravas finas

Masiva y/o estratificación

planar

Tabular a lenticular

Principalmente vulcanitas. Granitoides

y metamórficas subordinadas

Pleistoceno superior > 10 m.

Fm. FragaSucesión de gravas

gruesas a arenas finas

Estratificación Planar

Tabular a lenticular

Principalmente metamorfitas y

granitoides. Vulcanitas subordinadas

Pleistoceno superior > 15 m.

Fm. Alto Grande

Gravas medias a gruesas

Estratificación Planar

Tabular a lenticular

Principalmente metamorfitas y

granitoides. Vulcanitas subordinadas

Pleistoceno superior < 2 m.

Tabla 1. Unidades estratigráficas de alta energía cuaternarias del piedemonte austral de la Sierra de San Luis.

EL PALEOAMBIENTE DE LA CUENCA DE CASIRA, PUNA NORTE, ARGENTINA

María Camacho1, 2, Natalia Solís1, 2 y Fernando Gustavo Alcalde1

La cuenca de Casira (CC) se ubica en la Puna norte de Jujuy, en el límite argentino-boliviano, en ella se realizaron estudios geológicos, sedimentológicos, mineralógicos, paleontológicos y el relevamiento detallado de la columna estratigráfica del perfil Casira argentina (22º S-65º53’ O) del Pleistoceno (Fig. 1). La CC es una cuenca fluvial abierta, con erosión retrocedente en sus cabeceras, que está excavando el límite norte de la vecina cuenca de Pozuelos, con el riesgo de una captura futura del río Santa Catalina. Sus aguas fluyen hacia el río Pilcomayo. Afloran en la zona estudiada: (1) areniscas, limolitas y lutitas marinas de la Formación Acoite (Ordovícico); (2) Gravas, arenas, arcillas y tufitas caolínicas, de la Formación Tafna (Neógeno); (3) depósitos de abanicos aluviales (Pleistoceno); (4) depósitos gravitacionales y fluviales (Holoceno) (Fig. 1).

El perfil relevado tiene un espesor de 36 m y su base está cubierta (Fig. 1). Está expuesto debido a ajustes neotectócnicos de hace ~15 ka C14 AP (Camacho et al. 2014). Los sedimentos se acumularon en períodos pluviales formando el piedemonte del bolsón de la laguna de Los Pozuelos, pero que en la base alternan con depósitos eólicos, y son netamente discordantes con las formaciones Acoite y Tafna. Representan las facies media a distales de abanicos aluviales, según Miall (1978). Están constituidas por grava matriz soportante arenosa de flujos de detritos (Gms); grava fina sabulítica, estratificación lenticular de relleno de canales menores (Gt); arena fina a gruesa de relleno de surcos (Se); arena fina a gruesa con estratificación cruzada planar gruesa, de dunas y óndulas de arena de régimen de flujo inferior (Sp); arena laminada de relleno de surco excavado (Sl); arena fina a gruesa de relleno de surcos (Ss); arena muy fina a muy gruesa con laminación horizontal de régimen de flujo inferior a superior (Sh); limo, fango laminado a macizo de depósito de pantano o charco (Fsc); arcilla maciza de depósito de extravasamiento (Fm) y arcilla limo arenosa, laminada, depósitos de flujo de manto (Fl). Se intercala una delgada capa calcárea a 24 m del techo, de origen eólico. Se observan dos afloramientos de toba a los 6 m y 15,30 m; la primera es un depósito piroclástico primario, con lapilli acrecional, núcleo cristalino y bordes pulverulentos finos, indicador de presencia de agua y precipitaciones; la segunda carece de lapilli. El techo del perfil fue edafizado (P) con paleosuelos enterrados (Calcisoles lúvicos) a niveles de 0,10 m de profundidad, de edad ~12 ka C14 AP. En la lupa se observó la presencia de restos esparcidos e incompletos de Artrópodos: Colémbolos (Hexapoda: Collembola) y Sínfilos (Myriapoda: Symphyla), Hormigas (Insecta: Hymenoptera), Ácaros (Chelicerata; Arachnida) y restos vegetales, propios de ambientes terrestres. En cuanto a las diatomeas únicamente fueron observados en el microscopio de polarización con un aumento 500X, posiblemente provenientes de rocas del Terciario.

1 - Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de Jujuy, Argentina. E-mail: mcamacho@fi.unju.edu.ar2 - Instituto de Geología y Minería, Universidad Nacional de Jujuy, Argentina

BibliografíaCamacho, M., Visich, M.C. y Kulemeyer, J. J. 2014. Estudio del Cuaternario tardío en las Cuencas de la Laguna de Los

Pozuelos y Salinas Grandes-Guayatayoc, Puna Argentina. 19° Congreso Geológico Argentino, Simposio S13-Geología del Cuaternario, Geomorfología y Cambio Climático, Córdoba, Actas S13-1: 1069-1070.

Miall, A.D. 1978. Lithofacies types and vertical profiles models in braided river deposits: a summary. En: Miall, A.D., (ed.) Fluvial Sedimentology. Canadian Society of Petroleum Geology, Memoir 5: 597-604.

BibliografíaChiesa, J., Strasser, E., Tognelli, G. y Prado, J. 2000. La presencia de proboscídeos en los sistemas fluviales pleistocenos de San

Luis, Argentina. 16° Jornadas Argentinas de Paleontología de Vertebrados, Actas 1:18. San Luis.Latrubesse, E. y Ramonell, C. 1990. Unidades litoestratigráficas del Cuaternario en la provincia de San Luis, Argentina. 11°

Congreso Geológico Argentino, Actas 11: 109-112. San Juan.Ramonell, C.; Iriondo, M. y Kromer, R. 1992. Guía de Campo del centro-este de San Luis. 5° Reunión de Campo, Cadinqua,

(inédita), 37 p. San Luis.Santa Cruz, J. 1979. Geología de las unidades sedimentarias aflorantes en el área de las cuencas de los ríos Quinto y Conlara.

San Luis, República Argentina. 7° Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 335-349. Neuquén.

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Figura 1. Mapa geológico de la cuenca de Casira y perfil Casira del Pleistoceno.

EL HOLOCENO TARDÍO EN LAS CUENCAS DESAGUADERO Y BEBEDERO, SAN LUIS, ARGENTINA

Jorge Chiesa1, Guillermo Ojeda1 y Eimi Font2

El objetivo de la contribución es describir y aportar información a la evolución de los depósitos sedimentarios del Holoceno tardío aflorantes en las barrancas del cauce inferior del río Jarilla, tramo medio del río Desaguadero, sectores de paleocostas de la salina del Bebedero y piedemonte del extremo austral de las serranías occidentales (Cerrillada de las Cabras-Alto Pencoso), considerando sus características estratigráficas, geomorfológicas y edades numéricas. Se reconoce una gran variabilidad entre los depósitos identificados, lo cual responde fundamentalmente a las condiciones climáticas dominantes en distintos momentos del Holoceno tardío, y en menor grado al control geomorfológico que ejercen los elementos de mayor jerarquía-envergadura. En tal sentido, las unidades involucradas en el río Jarilla (Fig. 1, PA) comprenden de base a techo, un paleosuelo aluvial, sedimentos aluviales laminados y depósitos eólicos, respondiendo en parte a la evolución del piedemonte distal de las serranías occidentales. En el río Desaguadero, se destaca en los niveles inferiores la más notable evidencia de un paleocanal del río Tunuyán (Fig. 1, PT), cuyo relleno sedimentario es alóctono y vinculado a la región andina, habiendo incidido en los sedimentos fluviales depositados por el río Desaguadero, mientras que, también suprayace la sucesión aluvial y eólica referida para el río Jarilla. En la salina del Bebedero (Fig. 1, SB III), el registro de una perforación permite reconocer en los 5 m superiores la dominancia de precipitados (carbonatos, cloruros, sulfatos) respecto de los clásticos (arenas, limos, arcillas) que son cubiertos por una capa de sal actual. Finalmente, la gran planicie desarrollada a expensas de la Cerrillada de las Cabras-Alto Pencoso, corresponde a depósitos arenosos aluviales y mantos eólicos.

Considerando las edades numéricas conocidas y de este trabajo para el intervalo temporal en estudio, los depósitos más antiguos se presentan alrededor de los 5 m de profundidad respecto del piso actual de la salina de Bebedero, en donde a partir del contenido orgánico de los limos lacustres, se obtuvieron edades de 2100±85años (C14) AP (V. Markgraft, com. pers.) y 3444±54 años (C14) AP (Rojo et al. 2012); posteriormente, una edad de 2030±80 años (C14) AP se obtuvo para la base del paleocanal del río Tunuyán en su desembocadura en el río Desaguadero, con características sedimentológicas dominadas por arenas muy finas a finas (arena 93%; limo: 2%; arcilla: 5%), color seco 10YR5/3 y húmedo 10YR5/3, y carbonato 2-4%; seguidamente, el paleosuelo aluvial del río Jarilla, de escaso espesor en el área (10-15 cm) pero alta continuidad zonal, arrojó una edad de 975±53 años (C14) AP, cuya sedimentología corresponde a arenas muy finas a finas (arena:77%; limo: 20%; arcilla: 3%), color seco 7.5YR6/4 y húmedo 7.5YR3/4, y carbonato 2-4%; finalmente, las dunas y los depósitos eólicos mantiformes se vinculan con aquellos desarrollados en el este de Mendoza con edades entre 1210±50 y 690±90 años (C14) AP y clima cálido y semiárido (Ojeda et al. 2014).

Las condiciones climáticas dominantes durante el Holoceno tardío en este sector periférico a la Diagonal Árida Sudamericana permiten el reconocimiento de depósitos vinculados a eventos de envergadura tales como la neoglaciación reconocida como Holoceno II (Wayne y Corte 1983), Optimo Cálido Medieval y Pequeña Edad de Hielo (o neoglaciación Holoceno III). En tal sentido, los antecedentes destacados de la planicie occidental y piedemonte oriental mendocino, corresponden a Markgraf (1983), quien sugiere que hacia los 3000 años AP se produce un incremento de la temperatura y el consecuente establecimiento de las condiciones de clima moderno; sin embargo, Wayne y Corte (1983) mencionan avances glaciarios que denominan Holoceno II y correlacionados al intervalo 2700-2000 años AP; mientras que Wingenroth (2012) propone intervalos de cambios ambientales, sugiriendo en particular condiciones frías y húmedas entre 2039-2020 y 1038-950 años AP, vinculados a precipitaciones nivales y aumento del hielo glaciario. Por otro lado, para la zona oriental de San Luis, Iriondo (1999) sugiere condiciones climáticas templadas,

1 - Departamento de Geología, Universidad Nacional de San Luis, San Luis, Argentina. E-mail: chiesa@unsl.edu.ar2 - CCT San Luis, San Luis, Argentina

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húmedas a subhúmedas, con régimen pluviométrico similar o más alto que el actual para el centro y este de San Luis, refiriendo sedimentos lacustres y fluviales con edades numéricas de 1030±90 años AP.

Las características de los registros sedimentarios, las unidades geomorfológicas, las edades numéricas y el contexto paleoambiental reconocido, nos permiten proponer que en el área de estudio las condiciones climáticas frías identificadas en la región cordillerana andina, se corresponden con regímenes fluviales y lacustres altos, lo cual se vincula con la incisión y relleno del paleocanal de Tunuyán y los limos arcillosos de Salina del Bebedero, durante el Holoceno tardío temprano, como así también, la removilización eólica en el Holoceno tardío. Por otro lado, condiciones climáticas templadas vinculadas a la región oriental, habrían provocado un aumento de las precipitaciones y favorecido el desarrollo del único horizonte edáfico observado entre los eventos antes mencionados. La propuesta está vinculada a la antifase climática sugerida por Piovano et al. (2006).

Figura 1. Afloramiento de las principales unidades sedimentarias cenozoicas del centro-oeste de San Luis.

210Pb SEDIMENT PROFILES AND GEOCHRONOLOGY IN SHALLOW LACUSTRINE SYSTEMS UNDER MARKED HYDROLOGICAL

VARIABILITY IN THE ARGENTINEAN PAMPAS

Francisco E. Córdoba1, Eduardo L. Piovano2 y Lucía Guerra2

High-precision dating and accurate chronological models are essential to interpret the record of late Quaternary environmental changes. Particularly, the success in performing consistent reconstructions based on lake sediments primarily depends upon factors such as the development of reliable age models in order to calibrate the recent multi-proxy record against instrumental data. 210Pb radiochronology is a widely-used technique for dating sediments spanning the past 100-150 years (von Gunten et al. 2012).

We report here the results of detailed 210Pb analysis of two sequences of lake sediments from Lagunas Encadenadas del Oeste (LEO), southern Argentine Pampas (37° S, 62° W). Non-exponential and non-monotonic 210Pbuns depth-profiles in the sedimentary record of LEO system indicate the interaction of complex processes behind radionuclide fluxes and lake sedimentation. The chronology of depositation in the lakes has been modeled using different 210Pb-based mathematical models: (a) Constant Rate of Supply (CRS), (b) Constant Initial Concentration (CIC), (c) Constant Flux Constant Sedimentation rate (CFCS) and (d) Sediment Isotope Tomography (SIT). The use of independent chronostratigraphic markers along the sedimentary records were critical to assess and validate derived ages and therefore to select the most appropriate model to establish the chronological framework of the most recent sediments of the LEO system. The southwestern argentine pampas, where the lake system is located, is characterized by a marked precipitation variability pattern during the period AD 1888-2008. The instrumental record, for instance, indicates the beginning of a wet phase after the 1970s, while a pronounced lake level drop began in year AD 2003. Rainfall variability is assumed to be an important factor in controlling the direct atmospheric fallout of 210Pbuns onto the lake surface, as suggested by the significant correlation between precipitation and 210Pbuns activity along cores. Non-exponential and non-monotonic 210Pbuns depth-profiles suggests that the use of classical numerical models (i.e., CRS, CIC, CFCS and SIT) to derive chronologies should be carefully considered. Although variable 210Pb flux would preclude the use of CRS-model, this model gives relative consistent chronologies along the sediment cores. The CRS-model appears to be an adequate technique for deriving ages in the LEO sedimentary record and other pampean lacustrine systems under strong hydrological variability. These results highlight that hydroclimatic data and sedimentary features must be carefully analyzed in order to develop a reliable 210Pb chronological framework along sediment records from shallow lakes under high inter-annual and inter-decadal precipitation variability.

Bibliografíavon Gunten, L., Grosjean, M., Kamenik, C., Fujak, M. y Urrutia, R. 2012. Calibrating biogeochemical and physical climate

proxies from non-varved lake sediments with meteorological data: methods and case studies. Journal of Paleolimnology 47: 583-600.

1 - Centro de Investigación y Transferencia de Jujuy (CIT, Jujuy-CONICET), Instituto de Geología y Minería, Universi-dad Nacional de Jujuy. San Salvador de Jujuy, Argentina. E-mail: francisco.e.cordoba@gmail.com2 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA-CONICET); Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba, Argentina.

BibliografíaIriondo, M. 1999. Climatic changes in the South American plains: Records of a continent-scale oscillation. Quaternary

International, 57/58:93-11.Markgraf, V. 1983. Late and postglacial vegetational and paleoclimatic changes in Subantarctic, temperate and arid

environments in Argentina. Palynology, 7:43-70.Ojeda, G.; Chiesa, J. y Gómez, D. 2014. Los depósitos eólicos asociados a la planicie aluvial del río Desaguadero, provincia

de Mendoza, Argentina. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis, 20 (2):105-128.Piovano, E.; Ariztegui, D.; Cioccale, M.; Córdoba, F. y Zanor, G. 2006. Reconstrucciones paleolimnológicas desde el

Último Máximo Glacial en el sur de Sudamérica: ¿megasistemas en antifase hidrológica? 3° Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas 2:659-669. Córdoba.

Rojo, L.; Páez, M.; Chiesa, J.; Strasser, E. y Schäbitz, F. 2012. Palinología y condiciones paleoambientales durante los últimos 12.600 cal. años AP en Salina del Bebedero (San Luis, Argentina). Revista de la Asociación Paleontológica Argentina, 49 (4):427-441.

Wayne,W. y Corte, A. 1983. Multipleglaciations of the Cordón del Plata, Mendoza, Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 42:185-209.

Wingenroth, M. 2012. Ecosistemas presentes y pasados en la Quebrada Benjamín Matienzo (32º35’-32º50’L.S. y 70º06’L.O.), Cordillera de Los Andes, Mendoza, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 69 (3):436-456.

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SECUENCIAS CUATERNARIAS DE RELLENO DE VALLES EN PALEOSUPERFICIES EROSIVAS DE LA SIERRA DE COMECHINGONES (CÓRDOBA). RECONSTRUCCIÓN

PALEOAMBIENTAL

Susana B. Degiovanni1 y María Jimena Andreazzini1,2

Las paleosuperficies de erosión presentes en las Sierras de Comechingones están labradas sobre rocas de basamento cristalino precámbrico-paleozoico inferior y parcialmente cubiertas por secuencias cuaternarias loéssicas/loessoides (Krapovickas y Tauber 2012, Andreazzini et al. 2013, Andreazzini y Degiovanni 2014, Carignano et al. 2014). Conforman una altiplanicie (con cotas entre los 1850 y 1550 m s.n.m.) suavemente ondulada (pendientes 2-3 %), basculada hacia el E y S, que presenta una red de drenaje angular-subdendrítica, donde los colectores principales (orden 3-4) discurren en valles heredados amplios, poco profundos y de bajas pendientes (aprox. 1,8-3%) y con relleno cuaternario (Fig. 1A y B). Los canales actuales están en proceso de incisión en estos ambientes (Fig. 1B), y en algunos tramos han alcanzado lecho rocoso y presentan una reducida llanura de inundación (Fig. 1C). Las secuencias cuaternarias expuestas representan el relleno de estos paleovalles y su análisis permite efectuar una reconstrucción paleoambiental e inferir diferentes ciclos morfodinámicos. Se presentan aquí resultados preliminares, basados en el análisis de un perfil representativo localizado en el valle de un tributario del arroyo Los Comederos (cuenca alta del río Cuarto - P1, Fig. 1A, 32°45’26.45” S- 64°55’31.65” O). Complementariamente, se están efectuando estudios mineralógicos (arcillas) y de diatomeas y se han enviado muestras para dataciones absolutas. La Figura 1D muestra las diferentes unidades identificadas en el perfil descripto y la Fig. 1E, una tabla con la granulometría y contenido de materia orgánica correspondiente. La secuencia, de 3 m de potencia, apoya sobre basamento cristalino y se inicia con un cuerpo de 0,90 m de espesor (Unidad I, Fig. 1D), geometría tabular, franco-arcilloso, con abundantes gravillas dispersas, de coloración pardo rojiza, en general masivo y muy bioturbado, con 1,06% de materia orgánica. Se observan pátinas de óxidos de Fe asociadas a conductos/canalículos de raíces (detalle en Fig. 1F). Hacia arriba y en contacto neto se disponen cuatro cuerpos tabulares, con límites internos transicionales, de 2,10 m de potencia total (Unidad II1,2,3,4), arcillo-limosos, masivos a groseramente laminados, con abundantes bioturbaciones y color pardo (Unidad II1) a pardo oscuro hacia el techo (Unidad II2,3,4), con un contenido de materia orgánica del orden de 2 al 2,47% en los niveles II1a II3 y de 4, 58% en el II4. Se observan barnices en los tres niveles inferiores (más gruesos y húmicos en Unidad II3) y estructura en bloques y prismática, fuerte y compuesta, en toda la unidad. Mediante contacto neto erosivo suprayace un depósito tabular (Unidad III) de 0,34 m de espesor, arcillo limoso, groseramente laminado, muy bioturbado, con alto contenido de materia orgánica (8%), y color pardo oscuro, a excepción de su nivel basal de coloración parda clara/blanquecina, por la presencia de diatomeas. La unidad presenta estructura en bloques y en algunos sectores está cubierta por 0,20 m de materiales sueltos, franco limoso arcillosos, pardo oscuros y con abundantes raíces. Considerando la posición topográfica-geomorfológica de este perfil y la información presentada se interpreta que la Unidad I corresponde a un depósito de flujo hiperconcentrado, de sedimentos loéssicos/loessoides con alta participación de materiales provenientes del regolito. Los rasgos de bioturbación y contenido de materia orgánica indican incremento en el contenido de humedad post-depositación, que se hace más notorio en los niveles superiores del perfil. La Unidad II refleja pulsos de sedimentación en ambientes subácueos, de circulación restringida y alta actividad biológica. Los materiales provendrían, principalmente, de removilización local (procesos aluviales y coluviales) de los sedimentos loéssicos/loessoides que cubrían el basamento cristalino y secundariamente, podrían corresponder a sedimentos eólicos alóctonos. El incremento de materia orgánica hacia el techo, permite inferir que las condiciones climáticas paulatinamente se tornaron más benignas, como además lo atestiguan los rasgos de pedogénesis descriptos, que indicarían la presencia de horizontes B argílicos y A muy ricos

1 - Dpto. de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, Córdoba, Argentina. E-mail: sdegiovanni@exa.unrc.edu.ar 2 - CONICET, Argentina

en humus. Considerando las características y edades obtenidas por Andreazzini et al. (2013) en un perfil cercano (P2- Fig. 1A) se asigna preliminarmente este suelo al período Hypsitermal y sería equivalente al Geosuelo Las Tapias (Cantú, 1992). La discordancia en la base de la Unidad III, muestra un episodio erosivo de baja energía y posteriormente la reinstalación de condiciones de circulación restringida (lénticas) donde se desarrollaron niveles diatomíticos, y se sedimentaron materiales muy finos en un medio de mucha actividad biológica. Actualmente toda la secuencia funciona como un suelo poligénico. La reinstalación de los sistemas fluviales hace 1000-1200 años AP, provocó la incisión y erosión parcial de estas secuencias en las pampas de altura, y redujo estos ambientes de circulación restringida a las cabeceras o tramos de canal de los colectores de menor orden, donde las bajas pendientes, la presencia de sedimentos finos loessoides y la poca profundidad del basamento favorecen la instalación de ambientes saturados (mallines).

Figura 1. A: Ubicación del área de estudio y localización del perfil P1. B: Valle en pampa de altura, canal en proceso de reinstalación. C: Canal sobre lecho rocoso. D: Perfil P1, mostrando las unidades y subunidades diferenciadas. E: Granulometría y contenido de materia y carbono orgánico de las unidades reconocidas en P1. F: Vista de detalle de

la Unidad I.

BibliografíaAndreazzini, M.J. y Degiovanni, S. 2014. Geomorphology of paleosurfaces in the Sierras de Comechingones, Central

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CARACTERIZACIÓN DE LA FORMACIÓN MEAUCÓ (PLEISTOCENO TARDÍO – HOLOCENO) EN EL CENTRO Y EL ESTE DE LA

PROVINCIA DE LA PAMPA

Mariana A. Gutiérrez1

La presente contribución surgió a partir del levantamiento de la Hoja Geológica 3766-II, Victorica, en el marco del Programa Nacional de cartas geológicas, llevadas a cabo por el Servicio Geológico Minero Argentino. La región central del territorio argentino se caracteriza por la presencia de importantes depósitos cuaternarios de origen eólico que cubren gran parte de las provincias de La Pampa, San Luis, Córdoba, Santa Fe y Buenos Aires. Los primeros investigadores en caracterizar estos depósitos fueron Groeber y Tapia (1933) y Tapia (1935), quienes los nominaron como Médano Invasor. Giai (1975) llamó informalmente a estos sedimentos como Formación Meaucó, denominación formalizada años más tarde por Melchor y Llambías (2004). Esta denominación se ha arraigado en la literatura geológica. La Formación Cerro Azul (Mioceno superior), coronada por un calcrete (Plioceno-Pleistoceno) constituye esencialmente el sustrato sobre el cual se desarrollaron los valles transversales que caracterizan el centro este de la provincia de La Pampa. Circunscriptos a estos valles, constituyendo el campo de dunas y/o tapizando el calcrete se encuentran las arenas eólicas de la Formación Meaucó (Pleistoceno superior-Holoceno). Se efectuaron análisis granulométricos y mineralógicos sobre la Formación Meaucó que permiten diferenciarla en tres facies estrechamente relacionado con la unidad geomorfológica que ocupa. Desde el punto de vista mineralógico no existen diferencias significativas en las tres facies. El análisis de la fracción arena muy fina de cada una de las muestras determinó un dominio de plagioclasas (25-50%), vidrio volcánico (20-50%) y agregados pelíticos (15-35%), con menor porcentaje de cuarzo (<10%) y ortosa (<5%).

1) Facies eólica fina corresponde a las arenas que tapizan el calcrete y las áreas mesetiformes (planicie estructural), generalmente dominadas por el monte de caldén. Según el esquema de Folk (1969) se clasifican texturalmente como limos arenosos (Fig 1) en la que predomina la fracción limo grueso (5ø) a limo mediano (6ø). Esta facies fue denominada por Tullio (1981) como Sedimentos Actuales y/o Formación Junín.

2) Facies eólica gruesa está restringida a los valles, aunque también forma el extenso campo de arena del sector norte y oeste del territorio pampeano. Los análisis granulométricos determinaron según Folk (1969) que se trata de arenas limosas a arenas (Fig 1). La unidad está compuesta principalmente por arenas (>75%; domina la fracción arena fina (3ø)) y pelitas en porcentajes menores a 25%. Tullio (1981) denominó Formación Padre Buodo a las arenas estrictamente restringidas a los valles que atraviesan la región pampeana.

3) Facies de mezcla o interacción de las facies fina y gruesa Es la arena que tapiza el pedimento desarrollado sobre la Formación Cerro Azul. Estos sedimentos, de acuerdo a la clasificación textural de Folk (1969), caen en el campo de las arenas limosas (Fig 1). Contienen más de 40% de arena y altas proporciones de limo. Se la considera una unidad de mezcla o interacción de las facies fina y gruesa. La circulación de los vientos genera que el pedimento esté cubierto tanto por arenas provenientes de la erosión de la parte superior de las planicies estructurales, es decir de la cubierta eólica por encima del calcrete así como por arenas voladas desde el valle principal. En ocasiones, los pedimentos están cubiertos por material en tránsito que incluye rodados desprendidos del calcrete y clastos pelíticos, tamaño grava, provenientes de la erosión de la Formación Cerro Azul por erosión retrocedente de las escarpas. Los equivalentes de esta facies serían la Formación Valle de Maracó (Tullio y Martínez 1979, Espejo y Silva Nieto 2012) o Formación Puesto Alí (Espejo y Silva Nieto 1986). Según Zárate y Tripaldi (2011), restos fósiles de Megatherium sp se han recuperado de la sección inferior de los depósitos eólicos en las inmediaciones de la cuidad de Santa Rosa, sugiriendo edades correspondientes al Pleistoceno tardío. Mientras que en el valle Argentino-Utracán

1 - Instituto de Geología y Recursos Minerales; Servicio Geológico Minero Argentino – SEGEMAR. San Martín, Buenos Aires, 1650, Argentina. E-mail: mariana.gutierrez@segemar.gov.ar

se han datado episodios eólicos por medio de OSL (luminiscencia ópticamente estimulada) durante el Holoceno medio y aún en épocas muy recientes (últimos 100 años).

Las facies 1 y 2 reconocidas en la Formación Meaucó son consideradas sincrónicas, producto de los vientos que actuaron desde el Pleistoceno tardío hasta la actualidad. La facies de mezcla, levemente diacrónica, se habría originado en tiempos relativamente recientes pues sería el resultado de la removilización de los sedimentos arenosos que ocupan los valles (facies eólica gruesa) y los sedimentos eólicos que tapizan la planicie estructural (facies eólica arenosa fina).

Figura 1. Distribución granulométrica de las facies eólicas de la Fm. Meaucó; triángulo textural (Folk, 1969).

Se agradece a las licenciadas A. Bayarski y G. Buceta por la realización de las tareas de laboratorio (mineralogía y granulometría) y la valiosa colaboración de los Dres. M. Zárate y A. Blasi con quienes se realizaron las tareas de campo e introdujeron a la autora en la geología de La Pampa. A los Licenciados M. Franchi y D. Silva Nieto por las correcciones y aportes a este trabajo.

BibliografíaEspejo, P. y Silva Nieto, D. 1986. Hoja Geológica 34h - I Puelches, provincia de La Pampa. Servicio Geológico Minero

Argentino. 1:200.000.Espejo y Silva Nieto. 2012. Hoja geológica 3766-IV-General Acha, provincia de La Pampa. Servicio Geológico Minero

Argentino. Programa Nacional de Cartas Geológicas 1:250.000.Folk, R L. 1969. Petrología de las Rocas Sedimentarias, traducido por Schaepfer C. y P .M. de Scmitter, Instituto de Geología,

UNAM, 42-121.Giai, S. 1975. Plan de Investigación de Aguas Subterráneas (PIAS). Informe Preliminar - Inédito. Dirección de Aguas

Subterráneas de La Pampa, Santa Rosa.Groeber, P. y Tapia, A. 1933. Bosquejo geológico de la extremidad oriental de Tandilia. Dirección De Minas y Geología,

(inédito), Buenos Aires.Melchor, R N. y Llambías, E J. 2004. Hoja Geológica 3788-I Santa Isabel, provincia de La Pampa. Servicio Geológico

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EL ANTROPOCENO: ¿UNA NUEVA ÉPOCA GEOLÓGICA? INDICIOS DESDE LA TIERRA EMERGIDA AL OCÉANO PROFUNDO

Jacobo Martín1

La capacidad de las sociedades humanas para transformar en su provecho los recursos y hábitats del planeta ha ido incrementándose en los últimos siglos, particularmente a raíz de la Revolución Industrial y definitivamente a partir de la “gran aceleración” industrial y demográfica iniciada tras la Segunda Guerra Mundial (Hooke 2000). Los cambios atribuidos a la civilización incluyen alteraciones en la composición química de atmósfera, mar y tierra, grandes desplazamientos de materiales y remodelaciones del terreno, junto a profundas alteraciones de los ecosistemas o el calentamiento global, entre otros.

Las observaciones del conjunto de cambios antropogénicos han ido cristalizando en el incipiente concepto del Antropoceno, entendido como el reciente periodo de la historia de la tierra en que el ser humano ha alcanzado un poder de transformación sobre el medio físico capaz de competir con las fuerzas de la naturaleza.

Si bien la realidad del “Antropoceno” es difícilmente contestable en los términos generales en que fue propuesto originalmente por Crutzen y Stoermer (2000) y Crutzen (2002), su consideración como una unidad formal de la escala geológica es mucho más controvertida, debido principalmente a la dificultad de definir series estratigráficas precisas para un periodo tan breve y reciente (Zalasiewicz 2014).

Mientras ese debate conceptual prosigue, las diversas ramificaciones del Antropoceno continúan siendo estudiadas por diferentes disciplinas, incluyendo entre las más recientes, la oceanografía y la geología marina. Al contrario de los cambios paisajísticos y geomorfológicos en las tierras emergidas inducidos por el urbanismo, la deforestación, las prácticas agrícolas o la modificación de cauces fluviales (Hooke 2000; Szabó et al. 2010), muchos de los impactos antropogénicos bajo la superficie del mar están velados a la observación directa, y sólo recientemente la mejora de las técnicas de observación remota y de toma de datos y muestras en el océano profundo han comenzado a ofrecer una panorámica de las modificaciones antropogénicas en los fondos marinos.

Entre las actividades humanas con alto potencial de impacto físico en los fondos de márgenes continentales y cuencas abisales, se pueden enumerar la minería y extracción de hidrocarburos, el cableado submarino, vertidos y dragados. Sin embargo, una actividad destaca en el presente sobre las otras por su extensión geográfica, recurrencia y movilidad: la pesca de arrastre industrial. La práctica repetitiva del arrastre sobre fondos cubiertos por sedimentos de granulometrías finas induce, además de una importante mortandad en el bentos, cambios texturales en los sedimentos, mezcla y erosión, alteraciones en los intercambios geoquímicos entre agua y sedimento, y en última instancia puede generar cambios en la morfología del margen continental ( Jones 1992; Puig et al. 2012; Martín et al. 2014). Estos últimos son el resultado de la redistribución masiva de sedimentos que produce a largo plazo el arrastre bajo ciertas condiciones, y que presentan paralelismos con la evolución de paisajes antropogénicos en tierra, es decir, la tendencia general hacia una homogeneización del relieve a través de la destrucción de la micro- y meso-topografía y el consiguiente relleno de depresiones (Szabó et al. 2010).

Argentina, lejos de ser una excepción, es un ejemplo paradigmático del rápido aumento en la explotación de su margen continental por flotas de arrastre (Watson et al. 2006), por lo que se hace imprescindible incorporar estas consideraciones a investigaciones futuras en el margen.

1 - Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC-CONICET), Ushuaia, Argentina. E-mail: jmartin@cadic-conicet.gob.ar

BibliografíaCrutzen, P.J. y Stoermer, E.F. 2000. The ‘Anthropocene’. Global Change Newsletter, 41: 17-18.Crutzen, P.J. 2002. Geology of mankind. Nature, 415 (6867): 23-23.Hooke, R.L.B. 2000. On the history of humans as geomorphic agents. Geology, 28 (9): 843-846.Jones, J.B. 1992. Environmental impact of trawling on the seabed: A review. New Zealand Journal of Marine and Freshwater

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properties along the flanks of a submarine canyon. PLoS ONE 9 (8): e104536.Puig, P.; Canals, M.; Company, J.B.; Martín, J.; Amblàs, D.; Lastras, G.; Palanques, A. y Calafat, A.M. 2012. Ploughing the

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p, Dordrecht, The Netherlands.Watson, R.; Revenga, C. y Kura, Y. 2006. Fishing gear associated with global marine catches II. Trends in trawling and

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Society Special Publications, 395: 39-53.

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EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL Y PALEOCLIMÁTICA EN LA PRECORDILLERA SANJUANINA (32° 02’S), DURANTE EL

PLEISTOCENO TARDÍO Y HOLOCENO, ARGENTINA

Ana Pantano1, José Manuel Sayago2, Paula Santi Malnis3 y Bárbara Vera4

El objetivo principal de esta contribución es el análisis de los depósitos del Cuaternario tardío en el piedemonte de la Precordillera, 32° 02’ S, San Juan, Argentina, y la reconstrucción de las condiciones paleoambientales y paleoclimáticas que ocurrieron durante su depositación.

Para el estudio, se eligieron tres sectores en la Pampa del Acequión (Fig.1) para describir los perfiles estratigráficos- sedimentarios de detalle aquí denominados Boca del Acequión, Finca Callia y Lomas del Acequión en los que se ubicaron las muestras geocronológicas obtenidas y los hallazgos paleontológicos. Las unidades aflorantes fueron correlacionadas en base a su carácter morfogenético y al control neotectónico que las afectan. Se definieron tres unidades morfogenéticas para describir el Cuaternario tardío en esta región, la unidad lacustre de la Boca del Acequión, el conoglacis del río Los Pozos y el glacis cubierto de las Lomas del Acequión.

Los depósitos lacustres de la Boca del Acequión representan dos ciclos de agradación separados por una discordancia erosiva. El primero está constituido por depósitos granoestratocrecientes que corresponden a una asociación de facies de un sistema lacustre somero con participación de sistemas fluviales de baja energía progradantes; la edad de macrorestos vegetales arrojaron 32.680 ± 1580 C14 años AP (Perucca et al. 2012), la cual se correlaciona con el piso 3 del registro de isótopos marinos (MIS 3), indicando un mejoramiento en las condiciones climáticas durante la última glaciación (Lowe y Walker 1998). En esta secuencia se encontraron restos de megamamíferos atribuibles al género Hippidium y a un Tardigrada aff. Megatherium (Vera et al. 2013), los cuales representan el primer hallazgo de megafauna del Pleistoceno tardío en la precordillera sanjuanina. El segundo ciclo de agradación corresponde a una asociación de facies de un ambiente palustre que interactúa con llanuras de inundación de un sistema fluvial, esta secuencia se correlaciona con depósitos palustres del cañón del Acequión con una edad en macrorestos vegetales de 7497 ± 157 C14 años AP (Perucca et al. 2012), la cual estaría indicando una agradación en el sistema durante el Holoceno temprano.

El conoglacis del río Los Pozos en el sector de la finca Callia está constituido por una asociación de facies de un sistema fluvial que intercala ciclos de baja, media y alta energía con participación de aporte eólico. Por medio del método de Accelerator Mass Spectrometry (AMS) se obtuvieron las edades de 25.910 ± 230 C14 años AP en la base de la secuencia y de 12.427 ± 91 C14 años AP en la parte superior, las cuales representan para el área de estudio el piso 2 del registro de isótopos marinos (MIS 2) que abarca el máximo de la última glaciación (Lowe y Walker 1998).

El glacis cubierto de las Lomas del Acequión presenta una sucesión continua que comienza con una asociación de facies de un sistema fluvial efímero con una componente eólica que prograda hacia facies de flujos hiperconcentrados, y termina con una asociación de facies de un sistema fluvial entrelazado; entre éstas dos últimas asociaciones se obtuvo una edad de 3649 ± 56 C14 años AP (método AMS), la cual indicaría un aumento de la humedad en el ambiente, probablemente hacia un clima semiárido. Esta unidad morfogenética está controlada por un sistema de fallas transcurrentes de rumbo ONO, que se relacionarían con la deformación compresiva del orógeno andino.

Las unidades morfogenéticas presentan dos eventos de incisión vertical que indican importantes cambios en las condiciones ambientales y/o están sujetos a la reactivación tectónica. El primer evento de incisión está representado con la generación de cárcavas, barrancos y deslizamientos en todas las unidades

1 - Gabinete de Neotectónica y Geomorfología del INGEO, Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan- CIGEOBIO, CONICET. Argentina. E-mail: anapantano7@gmail.com2 - Instituto de Geociencias y Medio Ambiente, FCN e IML, UNT, CONICET3 - Instituto y Museo de Ciencias Naturales, FCEFyN, UNSJ- CONICET, paulamalnis@gmail.com4 - Paleontología, IANIGLA, CCT-CONICET-Mendoza, bvera@mendoza-conicet.gob.ar

y estaría asociado a la última transición glacial-interglacial entre los pisos isotópicos 2/1, donde el cambio a condiciones de mayor humedad genera la erosión en cárcavas y barrancos generalizada sobre las unidades, en algunos casos esta erosión está controlada por lineamientos que corresponden a fallas activas. El segundo evento de incisión vertical está asociado a la reactivación de diferentes sistemas de fallas que evolucionaron desde el Pleistoceno tardío hasta el Holoceno tardío y que condicionan el paisaje actual.

Figura 1. a) Mapa de ubicación del área de estudio y de los perfiles; b) Perfiles en cada una de las unidades morfogenéticas; con números romanos se indica las asociaciones de facies.

BibliografíaLowe, J. J. y Walker, M. J. C. 1998. Reconstructing Quaternary Environments. Longman ed., 373 p. London.Perucca, L., Audemard, F., Pantano, A., Vargas, H., Avila, C. y Onorato, R. 2012. Vergencias opuestas cuaternarias en el área

de Acequión, Precordillera de San Juan (Argentina). Revista de la Sociedad Geológica de España, 25 (1-2): 5-15.Vera, B., Godoy, E., Santi Malnis, P. y Pantano, A. 2013. Primer registro de megafauna pleistocena en la Sierra de Pedernal-

Los Pozos, provincia de San Juan, Argentina. Ameghiniana, 50 (6): 75-76.

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ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO Y MINERALOGÍA MAGNÉTICA DEL PERFIL “FOGONES DE LA COSTA”, MIRAMAR, PROVINCIA DE

BUENOS AIRES

Yamile Rico1, Juan Carlos Bidegain1 y Mauro Leandro Gómez Samus1

La presente contribución aporta nuevos resultados sobre la granulometría y la mineralogía del perfil denominado “Fogones de la Costa”, ubicado en los acantilados costeros del sur de Miramar, a los 38º 17´ 35´´ S y 57º 50´ 50´´ O. Se trata de una sucesión sedimentaria de origen continental, integrada por 6 ciclos de sedimentación predominantemente fluvial, afectados por procesos que dieron lugar a la formación de suelos y calcretas. Estudios paleomagnéticos anteriores (Rico y Bidegain 2012), permitieron determinar la existencia de cuatro zonas de magnetopolaridad, dos de polaridad normal, asignadas al cron Brunhes (< 0,78 Ma.) y al subcron Jaramillo (1,05 - 0,99 Ma.) y dos de polaridad reversa, asignadas al cron Matuyama medio (1,78 – 1,05 Ma.) y Matuyama superior (0,99 – 0,78 Ma.). Para analizar la mineralogía de estos sedimentos, se realizó la separación de los mismos en fracciones granulométricas según la técnica de separación propuesta para el estudio de minerales magnéticos (Walden et al. 1999). Para ello, el material fue secado a estufa a una temperatura de 40ºC, desagregado en seco con rodillo de vidrio y cuarteado hasta obtener una muestra representativa de 20gr. Posteriormente, para evitar la modificación química de los minerales, las muestras fueron disgregadas en agua destilada con pisón de goma y ultrasonido. En primer lugar, la separación granulométrica se efectuó mediante trasvasado, teniendo en cuenta la Ley de Stockes. De esta manera, se separó una fracción más gruesa (< 6 Φ) integrada por arenas, limos medianos y gruesos, de otra más fina (> 6 Ф) compuesta por partículas tamaño limo fino hasta arcillas. Mediante la utilización de tamices IRAM 1501 (mallas Nº 10, 18, 35, 60, 80, 120, 230 y 400), la fracción gruesa fue separada en sub-fracciones. De esta manera, cada muestra fue separada en 9 fracciones granulométricas cada 1Ф: gránulos (G), arena muy gruesa (AMG), arena gruesa (AG), arena mediana (AM), arena fina (AF), arena muy fina (AMF), limos gruesos (LG), limos medianos (LM) y limos finos hasta arcillas (F). Mediante la utilización de un imán de neodimio (aleación de neodimio, hierro y boro) se obtuvieron concentrados magnéticos y se analizaron bajo lupa binocular, microscopio óptico de polarización y microscopía de barrido electrónico con EDAX.

Los resultados obtenidos evidencian el predominio de la fracción LM (e/ 30 y 57%) en la mayoría de los sedimentos analizados y cantidades significativas pero subordinadas a ésta, de las fracciones AMF (e/15 y 35%), LG (e/ 5 y 22%) y F (e/ 7 y 33%), aunque ésta última se incrementa considerablemente en horizontes B de paleosuelos y sedimentos palustres (~ 70%).

Si bien las partículas de tamaño mayor que AF no superan el 3 %, la presencia de granos redondeados de tamaño AG de 1mm de diámetro, es notable. El análisis cualitativo de esta fracción permitió determinar el predominio de granos de cuarzo incoloro, litoclastos y calcedonia, en la fracción no- magnética, en tanto el concentrado magnético (Fig. 1a), está integrado principalmente por litoclastos de origen dominantemente volcánico y agregados de arcilla con revestimientos de óxidos de Fe y Mn. No se observaron granos de magnetita de diámetro mayor a 0,5 mm.

En la fracción AF (de 125 a 250 µm), predominan los granos transparentes y se destaca la presencia de vidrio volcánico en niveles con menor grado de pedogénesis, alcanzando valores cercanos al 30% en horizontes C. Los litoclastos y agregados arcillosos son escasos en esta fracción (< 5%).

En las fracciones AMF (de 62 a 125 µm), LG (37 a 62µm) y LM (de 15,6 a 37 µm), se registra el mayor aporte de cristales de titano-magnetitas, aunque < 5%, y en el concentrado magnético se reconocen dos poblaciones de diferente intensidad, una de color negra, fuertemente magnética, compuesta por titano-magnetitas y otra de menor intensidad, color castaño rojizo, compuesta principalmente por microagregados arcillosos. Los granos de titano-magnetita son sub-angulosos a angulosos y algunos son octaedros perfectos (Fig. 1b); otros, presentan marcas circulares sobre la superficie de los cristales, algunas de ellas agrupadas en

1 - LEMIT-CIC-CONICET, calle 52 e/ 121 y 122 s/nº, La Plata, CP.1900. Argentina. E-mail: yamrico@hotmail.com

hileras (Fig. 1c). Si bien el origen de estas marcas no ha sido determinado aún en este trabajo, la geometría y disposición de las mismas nos conduce a pensar en actividad bacterial sobre los granos de magnetita. Los microagregados que constituyen la fracción magnética de menor intensidad, están formados por alumino-silicatos de hábito fibroso y tabular, que contienen en su interior pequeñas partículas magnéticas (Fig. 1d).

Los resultados de este estudio, permiten constatar cierta homogeneidad mineralógica y textural a lo largo del perfil “Fogones de La Costa”, como señalan diversos autores (Teruggi 1957, Zárate 1989; entre otros) para el sector costero comprendido entre Mar del Plata y Miramar, aunque quedan importantes aspectos por analizar respecto a los procesos y condiciones ambientales que favorecerían la neoformación de microagregados magnéticos y la alteración superficial de granos de magnetita. La procedencia de litoclastos volcánicos tamaño arena gruesa y la variación en el contenido de vidrio volcánico, son otros aspectos a tener en cuenta para su investigación.

Figura 1. Componentes magnéticos de la fracción arena gruesa (a) y limo grueso (b, c, d). Octaedro de titano-magnetita (b), granos de titano-magnetitas afectados por posible acción bacterial (c), microagregados de arcilla

magnéticos (d).

BibliografíaRico, Y. y Bidegain, J.C. 2012. Registro de crones Brunhes / Matuyama y parámetros magnéticos en los acantilados del sur de

Miramar. V Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas de Trabajos completos: 83- 92. Río Cuarto.Walden J., Oldfield F y Smith J. (eds.) 1999. Environment Magnetism: a practical guide. Quaternary Research Association,

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ANÁLISIS DE LA SECUENCIA ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA DEL ARROYO CLAROMECÓ (PROV. DE BUENOS AIRES,

ARGENTINA)

Numa N. Sosa1, Marcelo A. Zárate2 y Marcelo J. Manassero1

La cuenca del arroyo Claromecó se encuentra ubicada entre los sistemas serranos de Tandilia y de Ventania, en el centro del Positivo Bonaerense o Alto de Tandil (Yrigoyen 1975), Provincia de Buenos Aires. En términos hidrográficos, la cuenca, que se desarrolla aproximadamente en sentido N-S, se puede subdividir en tres zonas: superior, media e inferior. La zona superior drena un sector del flanco sudoccidental de Tandilia donde se observan escasos afloramientos de rocas paleozoicas (secuencias carbonáticas correspondientes al Grupo Sierras Bayas; Ramos y Kostadinoff 2005). La cuenca intermedia muestra un relieve ondulado con terrazas aluviales entre los brazos del arroyo Claromecó hasta la localidad de Tres Arroyos. Luego, el arroyo constituye un único curso y penetra una serie de lomadas elongadas en sentido ENE-OSO que se extienden en gran parte de la llanura Interserrana y que, según Martínez et al. (2011), podrían estar controladas por actividad neotectónica de fallas de alto ángulo con escarpas en contrapendiente. La cuenca inferior muestra un relieve de planicie de bajo gradiente. Las barrancas a lo largo del arroyo van tomando, si bien en forma discontinua, siempre más espesor hacia la costa atlántica donde se observan además saltos y cascadas.

En este trabajo se realiza un estudio preliminar de la secuencia estratigráfica de la cuenca del arroyo Claromecó reconociendo cuatro unidades informales, según criterios sedimentológicos y cronoestratigráficos.

•Facies fluviales del Plioceno: representan el substrato de la cuenca actual del arroyo Claromecó. Afloran en la cuenca media en zonas de interfluvio al Norte de la localidad de Tres Arroyos. Geomorfológicamente dichos depósitos constituyen terrazas fluviales ya que conservan el aspecto de altos topográficos en plataforma y que corren a lo largo de los actuales cauces. En la parte intermedia de la cuenca, las mismas facies se encuentran en lomadas elongadas perpendicularmente al sentido del arroyo de probable origen neotectónico (Martínez et al. 2011). En las dos localidades se asignan dichos depósitos al Plioceno sensu lato constituidos por sedimentos de ambiente fluvial. Incluyen depósitos limosos-arenosos finos, con intraclastos, gravas y bloques, que exhiben estructuras de lecho de canal (Zárate y Rabassa 2005) caracterizados por discontinuidades cóncavas y erosivas con gravas en el lecho y arreglo granodecreciente. En algunos casos se describieron estratificaciones sigmoidales asociables a barras laterales. La unidad remata por lo general en potentes niveles entoscados cubiertos por mantos de hasta 1 m de espesor de limos arenosos (loess) del Cuaternario tardío (Zárate 2005).•Facies fluviales del Pleistoceno tardío: constituyen el relleno del paleovalle y conforman las barrancas actuales con alturas variables entre 2,5 m en la cuenca media y hasta 8 m aproximadamente en cercanías de la costa atlántica. Se reconocen unidades sedimentarias limosas a limo arenosas con niveles arcillo limosos de colores verdosos de ambiente fluvial y portadores de restos fósiles de invertebrados (Litoridina y Succinea) y de Eutatus seguini lo cual permite asignarle a estos depósitos una edad Lujanense (Pleistoceno tardío; Zárate 2005). Suele rematar en algunos tramos, en cercanía de la costa atlántica, en un nivel de color gris oscuro con signos de pedogénesis y pocos cm de espesor, quizás equivalente al Suelo Puesto Callejo Viejo (Fidalgo et al. 1973). En estas localidades, donde se observan los espesores más relevantes de la unidad, se describió en la base un nivel verdoso de arcillas laminadas cuya ubicación estratigráfica junto a las características litológicas podría sugerir un evento marino transgresivo, quizás correlacionable con el estadio isotópico 5e. •Facies lacustres palustres del Holoceno: por encima de las facies fluviales del Pleistoceno tardío, particularmente en el curso inferior del arroyo Claromecó, se apoyan sedimentos blanquecinos,

1 - Centro de Investigaciones Geológicas (CIG, CONICET-Universidad Nacional de La Plata), La Plata, Argentina E-mail: n.sosa@cig.museo.unlp.edu.ar2 - INCITAP (CONICET-Universidad Nacional de La Pampa), Santa Rosa, La Pampa, Argentina

laminados, diatomáceos, equivalentes al Miembro Río Salado (“Platense” sensu Frenguelli 1957) de edad holocena (Zárate 2005).•Facies eólicas (loess) del Pleistoceno tardío Holoceno: representa una cubierta eólica de limos arenosos de hasta 3 m de potencia, sin base expuesta y sin relación de corte con las unidades previamente descriptas que en proximidades de Lin Calel (38°42’20.31”S, 60°14’41.23”O), integran un relieve de dunas vegetadas compuestas por material limoso hasta arenas finas con buena selección y de color pardo rojizo (loess primario).Los depósitos que integran el perfil longitudinal de la cuenca del arroyo Claromecó muestran un

aumento progresivo de los espesores hacia la costa atlántica. De la misma manera, las unidades más jóvenes afloran en las partes más distales con una geometría de cuña, mientras que las unidades del Cenozoico tardío se hallan en la parte intermedia de la cuenca en aterrazamientos y luego en los relieves con probable implicancia neotectónica. Por otro lado, si se asume que la unidad arcillosa subyaciente a las facies fluviales del Pleistoceno tardío corresponde al evento marino transgresivo del MIS 5e, se puede considerar que la incisión del valle fue anterior al último interglacial. En este aspecto y considerando la ausencia de relaciones de corte entre las facies del Cenozoico tardío y el Cuaternario, se considera a futuro aumentar el conocimiento del arreglo arquitectura así como de la cronoestratigrafía trámite el estudio paleontológico de las unidades observadas.

BibliografíaFidalgo, F., De Francesco, F., Colado, U. 1973. Geología superficial en las Hojas Castelli, J.M. Cobo y Monasterio (Provincia

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Yrigoyen, M.R. 1975. Geología del subsuelo y plataforma continental. Geología de la provincia de Buenos Aires. 6º Congreso Geológico Argentino, 139-168, Bahía Blanca.

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DESCRIPCION E INTERPRETACIÓN PALEOAMBIENTALDE LA FORMACIÓN EL SAUZAL AL NORTE DE LA LOCALIDAD DE 25 DE

MAYO, PROVINCIA DE LA PAMPA

Ana M. Tedesco1, Carlos G.J. Wilson1, Leonardo Escosteguy1, Mariela Etcheverría1 y Alicia Folguera1

Las sedimentitas correspondientes a la Formación El Sauzal fueron descriptas originalmente por Wichmann (1928) en las márgenes del río Colorado al norte de la localidad de Catriel. Posteriormente, Sobral (1942) incluyó a estas mismas rocas dentro de los “Depósitos considerados como de edad pliocena”. Mucho tiempo después, Linares et al. (1980) definieron formalmente a la unidad denominándola Formación El Sauzal.

Esta unidad ha sido interpretada por diversos autores como depósitos de paleocauces del río Colorado. Así, los estudios de Folguera (2011) establecieron que este río ha formado desde el Mioceno tardío grandes abanicos actualmente aterrazados cuya morfología se halla preservada en la actualidad. Esta autora separó a cada uno de los niveles en aloformaciones siendo los de mayor cota los más antiguos y los de menor cota los más jóvenes. Dentro de este marco, la Formación El Sauzal representa al segundo nivel más antiguo (Aloformación II de Folguera 2011) correspondiente a la edad mamífero Huayqueriense (Mioceno tardío- según Verzi y Montalvo 2008).

El propósito de este trabajo es presentar el perfil sedimentológico y la interpretación paleoambiental de su sección tipo en la margen derecha del río Colorado, 10 km al norte de la localidad de 25 de Mayo (provincia de La Pampa).

Litológicamente la Formación El Sauzal se encuentra compuesta por dos secciones de granulometría marcadamente diferente. La sección inferior, de 45 m de espesor, es areno-pelítica y se encuentra conformada por dos asociaciones de facies (AF 1 y 2). La sección superior (AF3) posee espesores variables, de 5 a 10 m, y es exclusivamente conglomerádica. La base del perfil se encuentra cubierta por los depósitos actuales del río Colorado. La sección estudiada comienza con la AF1 que se halla integrada por una alternancia de bancos de areniscas finas de color blanco amarillento con pelitas castaño rojizas claras. Las areniscas forman bancos tabulares de hasta 4 m de potencia con base neta erosiva y techo plano. Internamente se encuentran conformados por lentes amalgamadas (con hasta 3 superficies de reactivación) con estratificación entrecruzada en artesa. Las pelitas tienen un espesor de hasta 7 m y se presentan tanto masivas como laminadas. Se interpreta a esta asociación de facies como conformada por fajas de canales entrelazadas arenosas de baja energía que alternan con áreas de intercanal pelíticas, en los que la avulsión de canales era un proceso frecuente. La AF2 sobreyace a la AF1 y se caracteriza por dos bancos tabulares arenosos, de 6 y 8 m de potencia, separados por una delgada capa (10 cm) de pelitas masivas de color rojo. El banco arenoso inferior es de color blanquecino y presenta base erosiva ligeramente irregular. Internamente es granodecreciente. Está compuesto en la base por areniscas medianas a gruesas con laminación de bajo ángulo y culmina con areniscas finas con estratificación entrecruzada tabular planar y en artesa. El banco arenoso superior presenta canales amalgamados cuyas bases se encuentran señaladas por la presencia de numerosos intraclastos pelíticos. Esta asociación de facies es interpretada como fajas de canales entrelazados que comienzan siendo de menor profundidad y de mayor energía que los de la AF1 y que en la parte superior se hacen más profundos. La poca participación de pelitas puede estar relacionada a una disminución en el espacio de acomodación, mientras que la presencia de intraclastos pelíticos, evidencia el abandono habitual de los canales, la decantación de fango dentro de los mismos y su posterior removilización por la reactivación del canal.

La sección superior, que conforma a la AF3, está compuesta por conglomerados clasto-soportados con estratificación de bajo ángulo y masivos que se presentan en bancos tabulares, con base erosiva. La fuerte cementación por carbonato de calcio, hace que estos conglomerados formen resaltos topográficos. Los clastos poseen un diámetro promedio de 7 cm (hasta 15 cm de diámetro máximo), están bien redondeados

1 - Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR), Argentina. E-mail: ana.tedesco@segemar.gov.ar

y presentan una imbricación marcada hacia el sudeste. Están compuestos dominantemente por volcanitas intermedias (85%) y, en menor proporción, por areniscas rojas, volcanitas ácidas y areniscas blanquecinas. La matriz es arenosa fina a mediana. El cemento carbonático es mucho más abundante en los 3 m superiores, en los que el conglomerado no presenta estratificación marcada.

Los conglomerados de la sección superior corresponden a sistemas fluviales entrelazados de alta energía y baja profundidad dentro de grandes abanicos, que erosionaron a la sección inferior.

BibliografíaFolguera, A. 2011. La reactivación neógena de la Pampa Central. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales,

Universidad de Buenos Aires (inédita), 190 p, Buenos Aires, Argentina.Linares, E., Llambías E.J. y Latorre, C.O. 1980. Geología de la provincia de La Pampa, República Argentina y Geocronología

de sus rocas metamórficas y eruptivas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 35(1):87-146Sobral, J.M. 1942. Geología de la comarca del territorio de La Pampa situada al occidente del Chadi- Leuvú. Boletín de

Informaciones Petroleras, 212:33-81. Buenos Aires.Verzi, D.H. y C.I. Monalvo 2008. The oldest South American Cricetidae (Rodentia) and Mustelidae (Carnivora): Late

Miocene faunal turnover in central Argentina and the Great American Biotic interchange. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 267: 284-291.

Wichmann, R. 1928. Contribución a la geología de los Departamentos Chicalcó y Puelen en la parte occidental de La Pampa Central. Dir. Min. Geol. Hidrol., Publicación 40: 1-33.

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ESTRATEGIAS PREHISPANICAS DE OCUPACIÓN DEL ESPACIO EN ÁREAS DE VULNERABILIDAD HIDROMETEOROLOGICA: EL CASO

DEL DELTA DEL PARANÁ

Eduardo Apolinaire1, Carola Castiñeira Latorre2, Mariano Bonomo1 y Gustavo Politis3

El delta superior del río Paraná (DSRP) está incluido en el sector de mayor vulnerabilidad hidrometeorológica de la cuenca del río Paraná (Herzer et al. 2004). Se caracteriza por la recurrencia de eventos de estrés biótico producto de la dinámica de fases de aguas altas y bajas (Neiff y Malvárez 2004), tempestades y vendavales (Herzer et al. 2004). Sin embargo, su gran biodiversidad y heterogeneidad ambiental (Bó 2006), constituyó un atractivo para la colonización humana. De acuerdo a las investigaciones arqueológicas desarrolladas, tiempo después que los territorios estuvieron disponibles, posterior al último evento transgresivo del Holoceno, diversas estrategias de ocupación humana fueron puestas en práctica para habitar la zona de islas (Bonomo et al. 2011). Una de estas estrategias fue la construcción de estructuras monticulares, conocidas regionalmente como cerritos (Castiñeira et al. 2014). Otras modalidades de asentamiento consistieron en la ocupación de geoformas naturales elevadas (p. ej. albardones, cordones litorales, espiras de meandros) y de las costas de los ambientes lóticos y lénticos (ver al respecto, Politis y Bonomo 2012).

En este trabajo se presentan los primeros resultados de las investigaciones arqueológicas desarrolladas en las localidades “Laguna de los Gansos” (LDLG) y “Los Dos Cerros” (LDC) ubicadas en ambas márgenes del riacho Timbó Colorado en el Departamento Diamante, Entre Ríos. El estudio de estos registros permiten caracterizar dos modalidades de ocupación estratégicas: en albardón (geoformas naturales elevadas) y en estructuras monticulares antrópicas (cerritos).

La localidad arqueológica Laguna de los Gansos está compuesta por los sitios LDLG1 (32º 29´ 66,5” S y 60º 38´ 42,7” O), LDLG2 (32º 29´ 37,1” S y 60º 38´ 25,7” O) y LDLG3 (32º 29´ 31,6” S y 60º 38´ 28,2” O). Las excavaciones arqueológicas se plantearon en los dos primeros sitios. LDLG1 está sectorizado en cuatro unidades de muestreo (sectores 1, 2, 3 y 4), distribuidas a lo largo de 142 m del albardón oeste de la laguna homónima. De los cuatro sectores emplazados en los puntos topográficos más altos de la geoforma, dos fueron los que presentaron una mayor densidad y diversidad de evidencias arqueológicas en posición superficial (sectores 3 - 32º 29´ 57.8” S / 60º 38´ 19.8” O - y 4-32º 29´ 59.4” S / 60º 38´ 19.5º O). Ambos sectores fueron excavados, totalizando un área abierta de 44 m2, durante estos trabajos se recuperó una gran cantidad de tiestos cerámicos (entre ellos algunos apéndices zoomorfos; Silva 2013), carbones y restos faunísticos.

En LDLG2 se excavaron 16 m2 sobre la planicie actual. En ésta se recuperó una densidad importante de material arqueológico concentrado en los primeros 30 cm del horizonte húmico de textura fango arenoso. A los 45 cm de profundidad, en la interface entre el horizonte húmico y los depósitos areno fangosos subyacentes, se halló un entierro primario y otro secundario integrado por un esqueleto incompleto con el cráneo relocalizado sobre la cintura pélvica (Scabuzzo y Politis 2013). De acuerdo a la información brindada por los pobladores locales, el emplazamiento de estos hallazgos estarían asociados a la presencia de una estructura monticular destruida.

La localidad LDC sobre la margen derecha del riacho Timbó Colorado se encuentra distante 3 km al sur de LDLG y se caracteriza por la presencia de dos estructuras monticulares (LDC1 – 32º 31´ 33,4” S y 60º 37´ 38,9” O y LDC2 – 32° 31’ 31.7’’ S y 60° 37’ 41.4’’ O) de 2 y 1,50 m de altura y diámetros máximos de 31 y 23 m respectivamente. Las secuencias sedimentarias de ambas estructuras fueron reconocidas

1 - CONICET-División Arqueología del Museo de La Plata, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Na-cional de La Plata. E-mail: eapolinaire@gmail.com2 - CONICET – División Mineralogía, Petrología y Sedimentología del Museo de La Plata, Facultad de Ciencias Natura-les y Museo, Universidad Nacional de La Plata.3 - INCUAPA-CONICET. Facultad de Ciencias Sociales Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires (UNICEN) y Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata.

mediante perforaciones con barrenos y desarrollo de sondeos en los epicentros monticulares. En ambas, fue registrada una alta concentración de materiales arqueológicos contenidos en sedimentos fango arenosos ligeramente gravillosos con alto contenido de materia orgánica suprayacentes a depósitos aluviales fango arenosos estériles arqueológicamente.

LDLG1 puede ser clasificado como un sitio somero (sensu Zárate et al. 2000/2002) característico de los albardones del DSRP. En estos sitios, las evidencias arqueológicas se concentran en los primeros 10 a 40 cm del horizonte A que suprayacen a los depósitos areno fangosos a arenosos que caracterizan a las mencionadas geoformas. Arqueológicamente se encuentran representados por abundantes restos cerámicos, arqueofaunísticos y vestigios carbonosos. Para LDLG1 se obtuvieron tres fechados radiocarbónicos de 1775 ± 51 y 1740 ± 47 años C14 AP para el sector 4 y de y 1236 ± 46 años C14 AP para el sector 3, constituyendo uno de los registros de mayor antigüedad para la ocupación humana del DSRP. De acuerdo a la clasificación establecida por Politis y Bonomo (2012) para el patrón de asentamiento Goya-Malabrigo, estos sitios serían representativos de ocupaciones esporádicas y recurrentes desarrolladas durante momentos de estabilidad hidrometeorológica del Paraná. Por su parte, los cerritos presentan una estratificación continua de depósitos antrópicos cuya diferenciación interna es producto del desarrollo de diferentes actividades domésticas, constructivas y funerarias entre otras, durante periodos ocupacionales semi-permanentes (vide Politis y Bonomo 2012) que incluirían parte de los momentos de inestabilidad hidrometeorológica en los que otros sectores quedaban bajo el agua. Si bien aún no se han obtenido cronologías radiocarbónicas de referencia para las estructuras monticulares de la localidad LDC, la estrategia de construir cerritos alcanza una antigüedad próxima a los 1400 años C14 AP en el DSRP (p.ej. Bonomo et al. 2011, Castiñeira et al. 2014). En la actualidad, elevar las áreas donde se emplazan las viviendas, corrales y huertas domesticas continúa siendo una práctica recurrente de los pobladores del delta para enfrentar y mitigar el efecto de las inundaciones del río Paraná.

BibliografíaBó, R. 2006. Ecorregión Delta e Islas del Paraná. En: “Situación Ambiental Argentina”, Fundación Vida Silvestre, p. 131 –

143. Bonomo, M., Politis, G. y Gianotti, C. 2011. Montículos. Jerarquía social y horticultura en las sociedades indígenas del Delta

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Holoceno tardío: las construcciones monticulares en el delta superior del río Paraná. Revista de la Asociación Geológica Argentina 71 (1): 33-47.

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Neiff, J.J. y Malvárez, A.I. 2004. Grandes humedales fluviales. En: Malvárez, A.I. y R.F. Bó (compiladores). Bases ecológicas para la clasificación de humedales en Argentina, p. 77-83.

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Scabuzzo, C. y Politis, G. 2013. Estudios bioarqueológicos del sitio Laguna de Los Gansos (Dpto. Diamante, Entre Ríos). Trabajo presentado en el V Encuentro de Discusión de Arqueología del Nordeste Argentino. Goya, Corrientes.

Silva, C. B. 2013. Análisis tecnomorfológico de la alfarería del sitio Laguna de los Gansos (Dpto. Diamante, Entre Ríos). Trabajo presentado en el V Encuentro de Discusión de Arqueología del Nordeste Argentino. Goya, Corrientes.

Zárate, M.A., González de Bonaveri, M.I., Flegenheimer, N. y Bayón, C. 2000-2002. Sitios arqueológicos someros: el concepto de sitio en estratigrafía y sitio de superficie. Cuadernos del Instituto de Antropología y Pensamiento Latinoamericano 19: 635-653.

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ESTUDIOS GEOMORFOLÓGICOS Y ZOOARQUEOLÓGICOS PARA EVALUAR LA EXISTENCIA DE APOSTADEROS DE LOBOS MARINOS

EN LA DESEMBOCADURA DEL RÍO SANTA CRUZ, ARGENTINA

Bettina Ercolano1 e Isabel Cruz1

Los estudios geomorfológicos y zooarqueológicos son herramientas adecuadas para abordar las variaciones en la distribución de una especie a lo largo de lapsos prolongados e identificar las posibles causas de las mismas. En el caso de los lobos marinos, su disponibilidad y la forma en que los humanos los explotaron en el pasado son temas que aún se discuten en muchas regiones del mundo, incluyendo Patagonia (Muñoz 2011). En esta región, las relaciones entre humanos y estos mamíferos marinos han sido variables a lo largo del Holoceno, debido principalmente a los cambios en su distribución y abundancia por factores climáticos/ambientales o antrópicos (Crespo y Pedraza 1991; entre otros).

Establecer la existencia pasada de apostaderos en sectores particulares de la costa es una vía de análisis importante para conocer la historia natural de estos animales, incluyendo su distribución, y para discutir la interacción con los cazadores recolectores. Aquí argumentaremos sobre la existencia de apostaderos de lobos marinos (Otaria flavescens y Arctocephalus australis) en las inmediaciones de punta Entrada, un sector de la costa atlántica de Patagonia continental que actualmente carece de ellos. Se presentan los resultados de estudios geomorfológicos y el análisis de un depósito zooarqueológico de la localidad denominado P 96. Para evaluar la existencia de hábitats apropiados para la instalación de apostaderos, se delineó la evolución morfológica de este sector costero a través de registros teledetectados apoyados con trabajos de campo y fechados radiocarbónicos. El análisis zooarqueológico se efectuó según el procedimiento estándar, que incluye la cuantificación de los especímenes óseos, la identificación taxonómica, anatómica y sexual, la determinación de edad y la presencia de modificaciones antrópicas que indiquen el procesamiento y consumo de estas presas. Para la discusión se tuvo en cuenta sólo un aspecto de la biología de los lobos marinos: los lugares en que generalmente se ubican los apostaderos reproductivos de las dos especies de interés. Éstos se emplazan preferentemente cerca de sus áreas de alimentación, próximos al océano y con fácil acceso a aguas profundas. Los lobos comunes (O. flavescens) ocupan playas de arena, canto rodado o rocas planas con poco declive, mientras que los lobos finos (A. australis) prefieren los islotes expuestos y lugares de difícil acceso, tienen mayor dependencia de los lugares con sombra y humedad, por lo que sus asentamientos se ubican más cerca de la línea de costa (Crespo et al. 2012; Vaz Ferreira 1965; entre otros). Sin embargo, se ha propuesto que, previamente al siglo XVIII, los lobos finos habrían utilizado cualquier tipo de costa para sus asentamientos y que lo que se observa actualmente sería un reflejo de la historia de la especie posterior a la gran matanza con fines comerciales que se inicia en ese siglo (Cruz et al. 2014).

El pequeño territorio de punta Entrada (220 ha), situado en la margen sur de la boca del estuario del río Santa Cruz, es adecuado para esta discusión debido a que en su registro arqueológico predominan los restos de lobos marinos en depósitos con cronologías correspondientes a los últimos 2100 años AP. Este espacio costero se proyecta hacia el norte a partir de un acantilado actualmente inactivo de unos 125 m de altura, y está conformado por una serie de playas de cordones litorales gravo-arenosos. De acuerdo con las propiedades que generalmente presentan los sectores en que se ubican las áreas de cría, es posible que un apostadero reproductivo se ubicara sobre la costa atlántica, donde el paleoacantilado y la playa presentan actualmente características apropiadas. Además, si se tiene en cuenta la progresiva acreción de los cordones litorales de Punta Entrada desde ca. 3550 años AP, es posible sostener que la línea de costa durante parte del lapso de interés debió estar mucho más cerca del acantilado que en la actualidad. Por lo tanto, es probable que su paisaje haya tenido una fisonomía como la que se postula para la instalación de áreas de cría de estos mamíferos marinos. En la actualidad, el apostadero reproductivo más cercano a punta Entrada es el de cerro Bayo, que se ubica en una estrecha playa de grava vinculada a un acantilado activo sobre la costa atlántica, a unos 24 km hacia el sur, es decir en un ambiente similar al de los dos sectores propuestos.

1 - ICASUR - Universidad Nacional de la Patagonia Austral, Río Gallegos, Argentina. E-mail: bercolano@yahoo.com.ar

Las fuentes históricas mencionan una isla en la desembocadura del río en la que se avistaban lobos marinos. Se trata de la isla Leones, que no está formada por roca dura sino por material sedimentario, por lo que no constituye el típico hábitat de A. australis.

El depósito zooarqueológico analizado muestra el predominio de restos de lobos marinos (75%) sobre otros taxones, presencia de las dos especies, de ambos sexos y de individuos maduros e inmaduros de diversas edades, restos de individuos de 1-1,5 meses y modificaciones antrópicas en el 10% de los especímenes. Estas características hacen posible proponer que la explotación se centraba en un apostadero reproductivo. Además, la representación anatómica registrada muestra que muchos de los individuos fueron transportados enteros o casi enteros (p. ej., en el caso de los de menor edad/tamaño), por lo que consideramos que este apostadero no se encontraba alejado. Los cazadores de Patagonia continental no contaban con tecnología de embarcación, por lo que la caza de pinnípedos se realizaba en tierra y las carcasas no se transportaban largas distancias (Borella et al. 2014).

Según la información biológica, el sector sobre la costa atlántica sería apropiado para que se asentase una colonia de cría de O. flavescens, ya que los hábitats utilizados actualmente por A. australis son diferentes. Sin embargo, si se acepta que es posible que previamente los lobos finos utilizaran cualquier tipo de costa para sus asentamientos y que lo que se observa actualmente es un reflejo de la historia de la especie posterior al siglo XVIII, entonces podría haber sido utilizado por cualquiera de las dos especies. La presencia de A. australis y O. flavescens en los depósitos de punta Entrada apoya la idea de que utilizaban hábitats similares. Los apostaderos pudieron incluir individuos de ambas especies, y también es posible que estas especies ocuparan simultáneamente sectores diferentes en Punta Entrada, o que no estuvieran presentes durante el mismo rango temporal. Los fechados disponibles hasta el momento para A. australis permiten establecer que se encontraba presente entre ca. 2100 y 1600 años AP. En cambio, la cronología de O. flavescens sitúa a la especie en la localidad entre ca. 1100 y 900 años AP. Estos fechados son insuficientes para discutir diferencias cronológicas en el uso de punta Entrada por una u otra especie, por lo que más fechas-taxón están en curso. En síntesis, la conjunción de información geomorfológica y zooarqueológica permitió establecer que existieron apostaderos de lobos marinos en la localidad a lo largo de los últimos 2000 años. Desde el punto de vista de la historia natural de los lobos marinos, resta todavía establecer si efectivamente las dos especies utilizaban Punta Entrada como área de cría y si hubo o no diferencias cronológicas en la presencia de cada una de ellas.

BibliografíaBorella, F.; L’Heureux, L. y Grandi, M.F. 2014. Osteometric analysis of South American Sea Lions (Otaria flavescens) pups

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PALEOAMBIENTE Y ARQUEOLOGÍA EN LA PUNA CATAMARQUEÑA: HETEROGENEIDAD AMBIENTAL, ESCALAS DE

ANÁLISIS Y OCUPACIONES PREHISPÁNICAS DE ANTOFAGASTA DE LA SIERRA

Lorena Grana 1, Nora Irene Maidana 2, Pablo Tchilinguirian 3 y Daniel Enzo Olivera 4

Las diversas adaptaciones culturales puneñas dependen fuertemente no sólo de su modo de producción y de su organización social cambiante sino también de sus relaciones históricas con ambientes específicos (Núñez et al. 2010). Por consiguiente, resulta vital conocer la historia ambiental de una región si pretendemos comprender de forma holística la dinámica social.

Por este motivo, se vienen realizado en Antofagasta de la Sierra, Catamarca (Puna Austral Argentina, 26º S - 67º O) investigaciones multidisciplinarias para estudiar la evolución paleoambiental y su relación con la ocupación cultural en los últimos 7000 años AP, orientados principalmente a entender las interrelaciones complejas que se establecen entre las sociedades y los ambientes.

Los análisis sistemáticos a nivel geomorfológico, sedimentológico, edafológico y de microfósiles (diatomeas) en diversos perfiles provenientes de diferentes sectores en la región permitió tener un mayor control en la reconstrucción y reconocimiento de la variabilidad ambiental de la cuenca teniendo en cuenta la disponibilidad de humedales y la estabilidad ambiental de los distintos sectores que la conforman.

El presente trabajo tiene como objetivo presentar el nuevo modelo paleoambiental propuesto para la región, el cual está orientado a dar un aporte a las problemáticas arqueológicas de la Puna Austral Argentina, debido a que el 95% de los sitios arqueológicos registrado hasta el momento en la región se relacionan temporal y espacialmente con estas paleoturberas, paleohumedales o paleolagunas estudiadas.

En primer lugar, la identificación de distintas facies sedimentarias y bio-zonas en la asociación de diatomeas en los perfiles analizados, nos permitieron confirmar que durante los últimos 7000 años AP siempre hubo recursos hídricos en la cuenca. Sin embargo, estos recursos tuvieron diferente disponibilidad y evolución ambiental según el sector analizado de la región, ya que las distribuciones espaciales del agua y de los suelos presentaron diferencias de magnitud y extensión. Por lo que habrían generado condiciones locales favorables para la ocupación humana en espacios específicos en zonas áridas. Sugerimos que las características hidrogeomorfológicas de las distintas cuencas de drenajes controlaron la distribución de los recursos ante las variaciones climáticas, donde la altitud y el tamaño de la cuenca hidrográfica, jugaron un papel importante en el desarrollo espacial y temporal de los humedales, y explicaría las diferentes respuestas de los sectores analizados.

Por otro lado, a partir de las distintas evidencias paleoambientales se plantea las siguientes fases ambientales teniendo en cuenta el grado de heterogeneidad ambiental desarrollado: entre ca. 7000 hasta 3600 años cal. AP, habrían predominado condiciones áridas con inestabilidad hídrica donde los ríos fueron en su mayoría efímeros y los humedales fueron escasos en toda el área bajo estudio (Fase árida). Posiblemente, se registraron dos pulsos leves de humedad en el sector oriental del Punilla, principalmente en la subcuenca Miriguaca y Las Pitas, por lo que se trataría de un momento de alta heterogeneidad ambiental tanto a nivel de intra- e inter- cuencas. Entre ca. 3600 hasta 1600 años cal. AP habrían predominado condiciones húmedas con mayor estabilidad hídrica, con desarrollo de humedales más extensos y estables, en todos los sectores estudiados (fase menos árida), ya que todos los sistemas hídricos muestran disponibilidad de humedad en comparación al evento ecológico anterior, lo que habría generado una disminución en la heterogeneidad ambiental creando un mayor homogeneidad espacial en la disponibilidad hídrica en toda la cuenca. Posteriormente a 1600 años cal. AP, habrían vuelto a predominar condiciones áridas e inestables

1 - CITCA (CONICET-UNCA), Argentina. E-mail: lorenaggrana@yahoo.com.ar2 - DBBE (FCEyN-UBA), IBBEA (UBA-CONICET), Argentina3 - FCEyN-UBA, CONICET, Argentina4 - INAPL, CONICET, Argentina

con cambios y sensibilidades paleohidrológicas distintas entre los distintos sistemas hídricos, generando de este modo nuevamente una mayor heterogeneidad en la disponibilidad hídrica de la región.

La discusión de los distintos resultados obtenidos de los diversos proxies y sistemas ambientales analizados ha conllevado a discutir el modelo paleoambiental previamente propuesto (Tchilinguirian y Olivera 2005; Olivera et al. 2006; Tchilinguirian 2009) y los modelos propuestos para regiones aledañas (Valero-Garcés et al. 1996; Grosjean et al. 1997).

El nuevo modelo paleoambiental propuesto desde el estudio de la heterogeneidad ambiental, resulta adecuado como escala de análisis para explorar las diversas estrategias del uso del espacio y del manejo de los recursos de las sociedades humanas prehispánicas.

BibliografíaGrana, L. 2013. Arqueología y Paleoambiente: Dinámica Cultural y Cambio Ambiental en Sociedades Complejas de la Puna

Meridional Argentina. Tesis Doctoral, Universidad de Buenos Aires, 337 p. Buenos Aires.Grosjean, M., Valero-Garcés, B., Geyh, M., Messerli, B., Schotterer, U., Schreier, H. y Kelts. K. 1997. Mid- and late-Holocene

limnogeology of Laguna del Negro Francisco, northern Chile, and its palaeoclimatic implications. The Holocene 7(2): 151-159.

Nuñez, L., Grosjean, M. y Cartajena, I. 2010. Sequential Analysis of Human Occupation Patterns and Resource Use in the Atacama Desert. Chungará 42 (2):363-391.

Olivera, D.; Tchilinguirian, P. y De Aguirre, M.J. 2006. Cultural and environmental evolution in the Meridional Sector of the Puna of Atacama during the Holocene. En: Yacobaccio, H. y Olivera, D. (eds.) “Change in the Andes: origins of social complexity, pastoralism and agriculture”. British Archaeological Reports, International Series: 7-15, Oxford.

Tchilinguirian, P. 2009. Paleoambientes Holocenos en la Puna Austral, Provincia de Catamarca (27º S): implicancias geoarqueológicas. Tesis doctoral, Universidad de Buenos Aires (inédita), 287 p., Buenos Aires.

Tchilinguirian, P. y Olivera, D. 2005. Evolución paleoambiental e implicancias geoarqueológicas en Laguna Colorada, Puna Catamarqueña, Argentina. XVI Congreso Geológico Nacional, Actas 4: 261-268. La Plata.

Tchilinguirian, P. y Olivera, D. 2014. Late Quaternary paleoenvironments, South Andean Puna (25º-27º S, Argentina. En: Pintar, L. (ed.), Hunter-gatherers from a high-elevation desert. People of the Salt Puna (northwest Argentina). British Archaeological Reports, International Series: 43-71, Oxford.

Valero-Garcés, B., Grosjean, M., Schwalb, A., Geyh, M.A., Messerli, B. y Kelts, K. 1996. Limnogeology of laguna Miscanti: Evidence for Mid to Late Holocene environmental change in the Atacama altiplano (Chile). Journal of Paleolimnology 16: 1-21.

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NUEVA EVIDENCIA DE OCUPACIÓN HUMANA EN LA LAGUNA ARTURO, NORTE DE TIERRA DEL FUEGO, ARGENTINA

Jimena Oría1 y Mónica Cira Salemme1, 2

Lagunas salobres y someras son rasgos característicos del paisaje en el interior de la estepa fueguina, cuyas condiciones parecen haber sido aptas para la vida humana durante el Holoceno, tal como se evidencia a partir del registro arqueológico observado en las costas de la mayoría de ellas (Salemme et al. 2007, Oría 2012, Santiago 2013).

La Laguna Arturo es uno de estos cuerpos de agua, el cual ha sido el foco de estudios geoarqueológicos de distinta índole, convirtiéndose en una localidad de particular relevancia para la reconstrucción paleoambiental de la estepa fueguina para el Holoceno. La secuencia de paleosuelos en una megaduna en la costa S de esta laguna (Coronato et al. 2011a,b, Fanning et al. 2011), fue descripta desde la geomorfología, pero también se aplicaron análisis de diversos proxies (algunos de ellos aún en curso) para interpretar el paleoambiente de los últimos 10.000 años: diatomeas, ostrácodos, fitolitos (Orgeira et al. 2011, 2012, 2013, Fernández et al. 2014); cenizas volcánicas.

Desde el punto de vista arqueológico, las márgenes de la laguna fueron exploradas en su totalidad, permitiendo definir una localidad en la cual se registró una diversa distribución de hallazgos en distintos puntos de la costa (Oría 2009, 2012). Solo ha sido publicada información concerniente al sitio Arturo 1 (Coronato et al. 2011a, Oría et al. 2014).

En esta oportunidad se presentan los resultados del análisis del sitio Arturo 2, emplazado en la parte superior de una duna ubicada al S de la laguna (Fig. 1A). Este sitio está compuesto únicamente por material lítico que fue registrado utilizando Estación Total; incluye 102 artefactos, tanto núcleos y desechos de talla como instrumentos formatizados mediante retoques. El análisis de este conjunto refleja un uso particular del espacio y de las materias primas líticas disponibles en la localidad.

Este nuevo contexto indica la presencia de cazadores-recolectores que ocuparon el área antes de la llegada de los europeos; se vincula con el resto del registro conocido en la localidad y ofrece nuevas alternativas para la comprensión de sitios de superficie, que son los más abundantes en el área bajo estudio. Se analizan aspectos vinculados a la preservación y visibilidad diferencial de los contextos arqueológicos en determinados sectores de la laguna, y se plantean probables actividades en relación con las posibilidades que da la configuración paisajística propia de Laguna Arturo. En este sentido, la ubicación del sitio se relaciona con dos cuestiones: por un lado la disponibilidad de materia prima lítica, expuesta en forma de rodados de arrastre glacifluvial (Fig. 1B y C) y, por otra parte, el dominio visual de gran parte del área.

En relación a la integridad del contexto, su ubicación en la cúspide de la duna hace poco factible la migración de los artefactos desde otro sector. Por otro lado la constatación de remontajes líticos in situ permite proponer una resolución relativamente alta para el conjunto. A pesar de la falta de registro de artefactos pequeños, resultante de la pérdida de material, tanto los remontajes como los bajos valores de rodamiento observados en todas las piezas sugieren la baja movilidad de los materiales.

1 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC-CONICET, 9410, Ushuaia. Argentina. E-mail: jimenaoria@hotmail.com2 - Universidad Nacional de Tierra del Fuego, 9410, Ushuaia. Argentina

Figura 1. A: ubicación del sitio; B) disponibilidad de materia prima; C) vista del sitio al momento de la recolección.

BibliografíaCoronato, A., Fanning, P., Salemme, M., Oría, J., Pickard, J. y Ponce, J.F. 2011a. Aeolian sequence and the archaeological

record in the Fuegian steppe, Argentina. Quaternary International, 245: 122-135.Coronato, A., Salemme, M., Moretto, A., Oría, J., Ponce, J.F., Orgeira, M.J., Onorato, R., Vázquez, C., Osterrieth, M.,

Fernández, M., Laprida, C. y Benvenuto, M.L. 2011b. Paleoduna de Laguna Arturo: registro de variaciones climáticas y contextos arqueológicos durante el Holoceno en la estepa fueguina, Argentina. XVIII Congreso Geológico Argentino, Resúmenes S.E. Cuaternario y Geomorfología, CD Rom. Neuquén

Fanning, P., Coronato, A., Salemme, M., Pickard, J., Oría, J. y Ponce, J.F. 2011. A Holocene lake-margin aeolian sequence from interior Tierra del Fuego, Argentina, and the evidence for human occupation. XVIII INQUA Congress, Abstracts. Berna, Suiza.

Fernández, M., Maidana, N.I., Salemme, M., Laprida, C., Ponce, J.F., Oría, J. y Coronato, A. 2014. Estudio paleoambiental basado en diatomeas en lagunas de la estepa fueguina. 6 Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología. Este volumen.

Orgeira, M.J., Coronato, A., Vásquez, C., Ponce, J.F., Moretto, A., Egli, R., Onorato, M.R. 2010. Environmental magnetism study of a Holocene eolian sediments and paleosols sequence in the north of Tierra del Fuego (Argentina). Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata. Istituto Nazionale Dioceanografia E Di Geofisica, 51: 191-193.

Orgeira, M.J., Coronato, A., Vásquez, C.A., Ponce, J.F., Moretto, A., Salemme, M., Osterrieth, M., Onorato, M.R., Rabassa, J. 2011. Magnetismo ambiental de una secuencia eólica holocénica aflorante en el norte de Tierra del Fuego (Argentina). XVIII Congreso Geológico Argentino, Resúmenes, S.E. Cuaternario y Geomorfología, CDRom. Neuquén.

Orgeira, M.J., Vásquez, C., Coronato, A., Ponce, J.F., Moretto, A., Osterrieth, M., Egli, R., Onorato, M.R. 2012. Magnetic properties of Holocene edaphized silty eolian sediments from Tierra del Fuego (Argentina). Revista de la Sociedad Geológica de España, 25: 45-56.

Oría J. 2009. Prospecciones en el interior de la estepa fueguina. En: Salemme, M., F. Santiago, M. Alvarez, E. Piana, M. Vázquez y M. E. Mansur (eds.), Arqueología de Patagonia: una mirada desde el último confín: 1109-1125. Editorial Utopías, Ushuaia.

Oría, J. 2012. Patrones de movilidad pre-europeos en el norte de Tierra del Fuego. Una perspectiva geoarqueológica. Tesis doctoral inédita, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, http://hdl.handle.net/10915/34272.

Oría, J., Salemme M. y Vázquez M. 2014. Site formation processes through surface bone assemblages in the Fuegian steppe (Argentina). 12da Conferencia Internacional ICAZ. Libro de Resúmenes: 123. Universidad Nacional de Córdoba. Facultad de Filosofía y Humanidades.

Salemme, M., Bujalesky, G. y Santiago, F. 2007. La Arcillosa 2: La ocupación humana durante el Holoceno medio en el río Chico, Tierra del Fuego, Argentina. En: Morello, F., M. Martinic, A. Prieto y G. Bahamonde (eds.) Arqueología de Fuego-Patagonia. Levantando piedras, desenterrando huesos... y develando arcanos: 723-736. Ediciones CEQUA. Punta Arenas, Chile

Santiago, F. 2013. La ocupación humana en el norte de Tierra del Fuego durante el Holoceno medio y tardío, Editora Cultural Tierra del Fuego, p. 460. Ushuaia.

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ANÁLISIS PEDOLÓGICOS DE UNIDADES REPRESENTATIVAS DE DOS SITIOS ARQUEOLÓGICOS, SOBRE EL RÍO SALADO DEPARTAMENTO AVELLANEDA, SANTIAGO DEL ESTERO

Guillermo Ortiz1 y Patricia Cuenya1

El área de estudio se ubica en la margen derecha del río Salado en la provincia de Santiago del Estero, en lo que se conoce como bañados de Añatuya. Las investigaciones que vienen desarrollando los proyectos PICT 1021 y PIP CONICET 11/265 de los que formamos parte, se localizan en dos sitios próximos entre sí: Mancapa y Sequía Vieja, los cuales presentan características diferentes entre sí en cuanto a cronología y procesos de formación de sitio. El primero cuenta con una cronología desde el 1200 AD aproximadamente hasta el 1400 AD, mientras el segundo una cronología desde el 1400 AD hasta el presente. Ambos sitios se encuentran conformados por montículos y represas interconectadas por antiguos cauces, que en la actualidad son usados como campos de cultivos. Hasta el momento, en comparación con el resto del Noroeste Argentino, Santiago del Estero no cuenta con suficientes estudios geoambientales, arqueológicos y específicamente sobre procesos de formación de sitios, que permitan comprender la gran complejidad y diversidad de los sitios que componen esta extensa provincia (Taboada 2014).

El tipo de clima semiárido, con escasas lluvias estivales, importantes períodos de sequías, que alternan con grandes inundaciones, determinaron históricamente, la geomorfología del paisaje y la forma de vida de sus pobladores. El relieve, el agua y otros agentes formadores condicionaron suelos de escaso desarrollo pedogenético y con rasgos halomórficos (Martin 1999). El área se caracteriza por ser una llanura semiárida con numerosos cauces abandonados limitados por albardones laterales más elevados que se formaron por sucesivos pulsos de crecientes desbordantes que inundaban la planicie lateral, depositando parte de su carga en proximidades del paleocanal (Martin 1999).

Es por esta razón que los montículos con evidencias arqueológicas, en general, se encuentran ubicados en las zonas más altas (albardones?) a diferencia de los paleocauces y la paleollanura de inundación que se localizan en las zonas más bajas, mientras que los antiguos reservorios de agua, compuestos por las represas y los pozos de agua, están ubicados estratégicamente en las partes intermedias del sitio.

La discusión sobre el origen y distribución de los montículos, en particular, es un tema que otros investigadores tuvieron en cuenta a la hora de realizar sus interpretaciones durante el siglo pasado.

Los primeros en interesarse en estas elevaciones fueron los controvertidos hermanos Wagner (1934), los cuales trabajaron en la zona por más de tres décadas y describieron monumentales construcciones de tierra (Reichlen 1940, Martínez et al. 2004).

Otros investigadores (Reichlen 1940, Frenguelli 1940, Lorandi et al. 1972), tuvieron opiniones más moderadas al describir los montículos, asignándoles una altura máxima de 2 m aproximadamente y 12 a 30 m de diámetro. Generalizando, las discusiones se centraron sobre el origen natural y/o antrópico de estas formaciones.

En este trabajo se presentan los resultados de los análisis pedológicos realizados sobre los sedimentos obtenidos de cada una de las unidades, definidas a partir de las prospecciones y excavaciones llevadas a cabo durante las campañas arqueológicas de 2012, 2013 y 2014 y el objetivo del mismo es mostrar las diferencias que presentan las estructuras analizadas.

Con el propósito de contribuir a la caracterización y sedimentología del área, el muestreo se realizó de manera sistemática en los perfiles que presentan las distintas unidades definidas y que son: dos montículos, un paleocauce y un extra sitio de Mancapa y un montículo, una represa y un extra sitio en Sequía Vieja. Se siguieron las Normas de Reconocimiento de Suelos (Echevehere 1976), tanto en campo como en los posteriores análisis físico-químicos, que consistieron en: granulometría por densitometría (Bouyoucos, 1936), pH (relación suelo-agua 1:2,5), carbono orgánico (técnica Walkley-Black), fósforo total (estimación semi-cuantitativa mediante el método de Eidt) y determinación de color (Tabla Munsell).

1 - Instituto de Arqueología y Museo, Facultad de Ciencias Naturales e I.M.L, Universidad Nacional de Tucumán, Tucu-mán, Argentina. E-mail: jgortiz21@yahoo.com.ar

Los análisis realizados a los sedimentos permiten distinguir las áreas no antropizadas de las que presentan evidencias de la ocupación, siendo el comportamiento de la materia orgánica (MO) y la porosidad evidencias de ella (Tabla 1). Lo que permitió, en una primera etapa de la investigación, visualizar tanto la complejidad ocupacional como la geomorfológica que presentan estos singulares sitios en la zona de bañados en Santiago del Estero.

Tabla 1. Resultados de los análisis pedológicos del montículo 2 y extra sitio de Mancapa. Montículo 2. pH Fosforo Materia Orgánica (%) Clase textural (%) Porosidad (%) Color (s)

N1 0-10cm Fuertemente alcalino: 10,07 Muy alto: 5 Pobre: 0,89FrancoAre:48 Li:28,4 Arc:23,6

Escasa: 35,7 Marrón claro -10YR 6,5/3

N2 10-20cm Fuertemente alcalino: 10,33 Muy alto: 5 Pobre: 0,92Franco Are: 44,4 Li:34 Arc:21,6

Muy escasa: 15,3 Marrón claro -10YR 6,5/3

N3 20-30cm Alcalino: 9,96 Muy alto: 5 Moderadamente Pobre: 1,37

FrancoAre:42,4 Li:32 Arc: 25,6

Escasa: 38,2 Marrón claro -10YR 6/3

N4 30-40cm Alcalino: 9,89 Muy alto: 5 Moderadamente Pobre: 1,23

Franco arcillosoAre:36,4 Li:36 Arc:27,6

Escasa:32,8 Marrón claro -10YR 6/3

N5 40-50cm Fuertemente alcalino: 10,13 Muy alto: 5 Pobre: 1,16Franco Are:48 Li:34,4 Arc:17,6

Escasa: 33,3 Gris claro -10YR 7/2,5

N6 50-60cm Fuertemente alcalino: 10,07 Alto: 4 Pobre: 0,96Franco Are: 48 Li:32,4 Arc:19,6

Regular: 45,8 Marrón muy claro -10YR 7/3

N7 60-70cm fuertemente alcalino: 10,17 Muy alto: 5 Pobre: 0,89Franco arcillosoAre:40 Li:32,4 Arc:27,6

Escasa: 36,9 Marrón muy claro-10YR 7,5/3

N8 70-80cm Fuertemente alcalino: 10,11 Alto: 4 Extremadamente Pobre: 0,13

Franco arcillosoAre:40 Li: 32,4 Arc: 27,6

Escasa: 37 Marrón muy claro-10YR 7,5/3

N9 90-1m Fuertemente alcalino: 10,15 Alto: 4 Pobre: 0,68Franco arcillosoAre:40 Li:32,4 Arc: 27,6

Regular: 42,8 Marrón muy claro -10YR 7,5/3

N10 1-1,10m Fuertemente alcalino: 10,13 Alto: 4 Pobre: 0,82 Franco Are:35 Li:42 Arc:22,4 Regular: 49,4 Marrón muy claro-10YR 7,5/3

Extra sitio pH Fosforo Materia Orgánica (%) Textura (%) Porosidad (%) Color (s)

N1 0-10cm Basico: 8,46 Alto: 4 Pobre: 1,16 FrancoAre:37,6 Li:37,6 Arc:24,8 Muy escasa:27,8 Marron muy claro10YR/7,5/3

N2 10-20cm Basico: 8,43 Regular:: 3 Pobre: 0,85 Franco arcilloso Are:33,6 Li:37,6 Arc:28,8 Regular: 43,3 Marron muy claro10YR/7,5/3

N3 20-30cm Basico: 8,13 Muy alto: 5 Pobre: 0,85 ArcillosoAre:37,6 Li:22 Arc:40,4 Alta: 52,1 Marron muy claro10YR/8/3

N4 30-40cm Basico: 8,4 Muy alto: 5 Pobre: 0,89 Franco arcillosoAre:33,6 Li:38 Arc:28,4 Regular: 50,5 Marron muy claro10YR/8/3

N5 40-50cm Basico: 8,3 Muy alto: 5 Pobre: 0,72 Franco arcillosoAre:35,6 Li:35,6 Arc:28,8 Regular:39,6 Marron muy claro10YR/8/3

N6 50-60cm Basico: 8,29 Muy alto:5 Pobre: 0,75 Franco arcillosoAre:35,6 Li:35,9 Arc:28,5 Regular: 47,6 Marron muy claro10YR/8/3

N7 60-70cm Basico: 8,26 Alto: 4 Pobre: 0,92 Franco arcillosoAre:33,2 Li:38,4 Arc:28,4 Regular: 47,2 Marron muy claro10YR/8/3

N8 70-80cm Basico: 8,29 Alto: 4 Pobre: 0,85 FrancoAre:35,2 Li:38 Arc:2,8 Regular: 48,8 Marron muy claro10YR/8/3

N9 90-1m Basico: 8,26 Alto: 4 Pobre: 0,61 FrancoAre:31,2 Li:44,4 Arc:24,4 Alta: 52,3 Marron muy claro10YR/8/3

N10 1-1,10m Basico: 8,29 Muy alto : 5 Pobre: 0,68 FrancoAre:37,7 Li:88,4 Arc:23,9 Regular: 46,8 Marron muy claro10YR/8/3

Are: arena, Li: limo, Arc: arcilla

BibliografíaFrenguelli, J. 1940. El ambiente geográfico. En: Relaciones de la Sociedad Argentina de Antropología, T. II:13-33. Buenos

Aires. Lorandi, A. y Lovera, D. 1972. Economía y patrón de asentamiento en la provincia de Santiago del Estero. En: Relaciones

de la Sociedad Argentina de Antropología, Nueva serie, T. VI:173-191. Buenos Aires.Martin, A. 1999. Hidrogeología de la provincia de Santiago del Estero. Ed. Universidad Nacional de Tucumán, 267 p.,

Tucumán, Argentina.Martínez, A., Taboada, C. y Auat, A. 2003. Los hermanos Wagner: entre ciencia, mito y poesía. Arqueología, campo

arqueológico nacional y construcción de identidad en Santiago del Estero (1920-1940). Ediciones UCSE, Universidad Católica de Santiago del Estero, 335 p., Santiago del Estero, Argentina.

Reichlen, H. 1940. Recherches Archéologiques dans la Province de Santiago del Estero (Rép. Argentine). En: Journal de la Societé des Amèricanistes, T. LXV:133-225. París.

Taboada, C. 2014. Sequía Vieja y los Bañados de Añatuya en Santiago del Estero. Nodo de desarrollo local e interacción macrorregional. Comechingonia (en prensa).

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GEOARQUEOLOGÍA DEL YACIMIENTO IBÉRICO-MEDIEVAL DE LA ESQUERDA (RODA DE TER, CATALUÑA)

David Serrat1, Imma Ollich i Castanyer2,3 y Montserrat de Rocafiguera i Espona 3

El lugar donde se sitúa el yacimiento arqueológico de la Esquerda, junto al río Ter, al este de la Plana de Vic y en el centro de Cataluña, fue escogido indudablemente desde finales de la Edad del Bronce hasta finales de la Edad Media, por su privilegiada situación estratégica. Situada en el interior de un meandro encajado justo en el punto donde el río Ter deja el llano de la Plana de Vic para cruzar el macizo de las Guillerías, la península de la Esquerda ofrece unas condiciones idóneas para la ocupación humana.

Rodeada casi en su totalidad por escarpes y pendientes muy empinadas, no sólo condicionó la más fácil defensa de los que allí se instalaban, sino que además les proveía de recursos geológicos naturales que también fueron aprovechados por los sucesivos ocupantes del lugar hasta nuestros días.

Este trabajo pretende en primer lugar analizar todos los condicionantes geológicos que intervienen en la formación de este singular relieve y estudiar el aprovechamiento que los habitantes de la Esquerda hicieron de estos recursos geológicos en cada una de las sucesivas etapas de ocupación del lugar, tanto desde el punto de vista defensivo, en las murallas, pendientes y accesos, como desde la perspectiva socioeconómica, en las calles, cisternas, canalizaciones de aguas pluviales, molinos, horno e incluso en la excavación de tumbas antropomorfas.

Por otro lado también se plantea la naturaleza de la acción antrópica sobre estos recursos geológicos y la importancia que tuvieron éstos en la definición de la estructura urbana del asentamiento. Hay que tener en cuenta que a lo largo de todas sus etapas de ocupación, la Esquerda, se ha caracterizado por sus potentes estructuras defensivas, tanto naturales como artificiales, por su planificación urbanística y constantes remodelados a lo largo de más de 1000 años de ocupación, que destruían etapas anteriores. Pudiendo así definir el oppidum ibérico, con todas sus re-fortificaciones practicadas en el siglo III aC., como un antecedente clave para el establecimiento de la Roda Civitas visigótica y carolingia que, a su vez, dará pie a un atípico poblado feudal, hasta su definitiva destrucción en el año 1314, hace exactamente 700 años.

1 - Departament de Geodinàmica i Geofísica, Universitat de Barcelona, 08028 – Barcelona, España E-mail: david.serrat@ub.edu2 - Departament d’Història Medieval, Universitat de Barcelona, 08028-Barcelona, España.3 - Fundació Privada l ’Esquerda, Roda de Ter, 08500-Barcelona, España.

PALEOAMBIENTES, REGISTRO ARQUEOLÓGICO Y PROCESOS DE FORMACIÓN DE SITIOS EN EL SUR DE LA PAYUNIA, PROVINCIA

DE MENDOZA, ARGENTINA

Alfonsina Tripaldi1, Marcelo Zárate2, Gustavo Neme3 y Adolfo Gil3

Los estudios arqueológicos de la región cordillerana y pedemontana del S de Mendoza y Patagonia N están centrados en el registro de aleros y cuevas (Barberena et al. 2010; Durán 2000; Gil 2006), al considerarse que los sitios a cielo abierto se encuentran mayormente disturbados y que no existen depósitos arqueológicos con contexto estratigráfico que resulten espesos y engloben un lapso significativo. En el sector más austral de la provincia de Mendoza los pocos estudios en sitios arqueológicos a cielo abierto fueron realizados desde una perspectiva regional de distribución superficial (Gil y Neme 2006; Salgán et al. 2014). Asimismo, los depósitos arqueológicos subsuperficiales estudiados fueron interpretados como formados por la migración posdepositacional de materiales superficiales. Estudios recientes en el área de La Payunia, S de Mendoza, mostraron un abundante y variado registro de materiales arqueológicos ubicados en sucesiones sedimentarias que permiten un estudio estratigráfico-sedimentológico para analizar los procesos de formación de sitio. En esta contribución se presentan algunos resultados preliminares de estos estudios, cuyos objetivos principales son definir el contexto paleoambiental de las ocupaciones humanas en esta región y analizar,tanto la variabilidad sedimentaria depositacional en sitios arqueológicos ubicados a cielo abierto en ambientes áridos-semiáridos, como las relaciones con la dinámica paleoambiental que haya afectado el grado de resolución, integridad y preservación de los sitios arqueológicos. Se presentan tres estudios de casos que corresponden a sitios asociados a distintos contextos geomorfológicos y sedimentarios: Agua de Pérez, Carmonina y Médano R6, ubicados desde el borde S de la altiplanicie de La Payunia y hacia la planicie aluvial del río Colorado (Fig. 1). En la localidad de Agua de Pérez fueron relevados tres sitios principales (APE-8B y APE-14), ubicados en un ambiente de relieve mesetiforme e irregular, con procesos de remoción en masa en las laderas y cursos efímeros asociados a mantos de arena eólicas (eoliansand sheets), vegas y salitrales en las áreas bajas (Tripaldi et al. 2014). La localidad Médano R6 se ubica en la llanura aluvial del río Colorado, allí los depósitos arqueológicos corresponden a formaciones de dunas eólicas, de morfología irregular y asociadas a vegetación (coppice dunes), que cubren sedimentos aluviales de alta energía (bloques y arenas). En una posición intermedia, entre el borde de la altiplanicie y la planicie del río Colorado, fue excavado el sitio CAR-1. En esta localidad los depósitos arqueológicos se asocian a un curso fluvial entrelazado, semipermanente a efímero, ubicado en un cañadón profundo (conocido como cañadón Amarillo) que se halla excavado en un pedimento formado sobre sedimentitas cretácicas cubiertas por depósitos coluviales. En los tres casos los materiales arqueológicos aparecen en sucesiones sedimentarias de más de 2 m de espesor, que en una primera descripción general están formadas por sedimentos arenosos y areno-limosos, acumulados por la interacción de procesos fluviales y eólicos. En algunos casos es posible reconocer depósitos formados claramente por procesos subácueos o por la acción del viento, mientras que otros niveles muestran una estrecha asociación de ambos procesos, típica de ambientes semiáridos donde la vegetación es restringida, existe alta disponibilidad de sedimentos y energía fluvial y eólica para el transporte de sedimentos. Los primeros análisis del registro arqueológico de las localidades de Agua de Pérez, Carmonina y Médano R6 muestran una fuerte variabilidad en las actividades de los cazadores recolectores que habitaban esta región. Estos sitios representarían ocupaciones temporales de caza, donde algunos muestran una fuerte explotación de camélidos y en otros se reconoce una significativa diversidad faunística. Los sitios de Agua de Pérez se asocian, además, a una localidad sobre la altiplanicie volcánica con una cantera lítica (vetas de cuarzo) que muestra signos de haber sido explotada por estas comunidades. Asimismo la sección APE-14 muestra nuevamente una débil señal arqueológica para el Holoceno medio,

1 - IGEBA-CONICET, Dto.de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, Argentina. E-mail: alfo@gl.fcen.uba.ar2 - INCITAP (CONICET), Universidad Nacional de La Pampa, Santa Rosa, Argentina.3 - CONICET-Departamento de Antropología, Museo de Historia Natural de San Rafael, San Rafael, Argentina.

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en este caso ca. 7,3-5,8 ka, en concordancia con la tendencia temporal de La Payunia y Nordpatagonia (Neme y Gil 2008).

CARACTERIZACIÓN DE LA BASE REGIONAL DE RECURSOS LÍTICOS EN EL SECTOR COMPRENDIDO POR LAS

INTERCUENCAS RÍO AVILÉS – RÍO CHICO: UNA APROXIMACIÓN GEOARQUEOLÓGICA

Lucas Turnes1, Diego Quiroga1, Eduardo Apolinaire2, Fernando Santiago1 y Mauricio González Guillot1y3

El estudio del aprovisionamiento de materias primas es fundamental para comprender la dinámica de los sistemas de producción de tecnología lítica, ya que representa el inicio de una serie de etapas transformativas de la materia que abarcan la selección de rocas específicas, la transformación de estas rocas en artefactos a través de la talla, su uso y descarte (Inizan et al. 1995). Este trabajo tiene como objetivo principal caracterizar las potenciales fuentes de materias primas disponibles para las sociedades humanas que habitaron el sector comprendido entre las cuencas de los ríos Avilés y Chico durante el Holoceno medio y tardío.

En esta contribución se presentan los primeros resultados de muestreos sistemáticos extensivos que caracterizan cuantitativa y cualitativamente las diferentes fuentes secundarias de materias primas líticas localmente disponibles alrededor de dos sitios arqueológicos, Herradura 1 (H1) y Avilés 1 (A1) (Santiago 2013, Turnes 2014). Se consideran locales los recursos líticos disponibles a una distancia máxima de 40 km desde los sitios arqueológicos (Meltzer 1989), en este caso A1 y H1,y las materias primas localizadas dentro de un radio de 10 km son clasificadas como recursos inmediatamente disponibles (Bayón y Flegenheimer 2004).

La información espacial se trabajó en un entorno GIS (Quantum Gis®). Se confeccionó un mosaico de imágenes extraídas de Google Earth® y para la información altimétrica se utilizó un Modelo Digital del Terreno (SRTM 90: Shuttle Radar Topographic Model, de 90 m de resolución espacial). Una vez localizados los sitios arqueológicos A1 y H1 en los mapas se procedió a delimitar el área de influencia espacial de los mismos y se trazaron circunferencias de 10 km de radio. Dentro del área delimitada por las circunferencias se identificaron diferentes geoformas en donde las materias primas, que consisten en clastos sueltos (fragmentos derivados de meteorización y erosión de rocas), están expuestas y son observables a simple vista. Las geoformas seleccionadas fueron cerros de una altura máxima de 168 m s.n.m. y márgenes de lagunas, pero también se consideraron las márgenes del río Chico y la costa atlántica como zonas de acumulación de materias primas, áreas que serán prospectadas en una segunda instancia. El procedimiento de muestreo consistió en diferentes etapas:

1) Recorrido a pie de las diferentes geoformas y mapeo con GPS de las áreas donde se observaron clastos en superficie.2) Cuantificación de las áreas con materias primas dentro de cada geoforma. De acuerdo a la extensión del área se asignó un número específico de zonas de muestreo, que fueron ubicadas dentro de cada área en forma azarosa a través del programa Mobile Mapper Office.3) Recolección de todos los rodados dentro de cada unidad de muestreo cuadrangular (50 cm x 50 cm).Cada unidad de muestreo fue procesada a través del análisis morfológico de todos los clastos que

superaran los 3 cm de longitud en cualquiera de sus dimensiones, ya que se considera que éste es el tamaño mínimo apto para la talla (Franco y Borrero 1999). Se relevaron las variables: largo, ancho, espesor, peso, color y clases de forma (Zingg 1935).

También se realizó un análisis textural y estructural de cada clasto, que incluyó el relevamiento del

1 - Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC-CONICET), Ushuaia, Argentina. E-mail: lturnes@hotmail.com2 - División Arqueología del Museo de La Plata, Facultad de Ciencias Naturales y Museo (Universidad Nacional de La Plata-CONICET)3 - Universidad Nacional de Tierra del Fuego (UNTDF)

BibliografíaBarberena, R., Pompei, M.P., Otaola, C., Neme, G., Gil,A., Borrazzo, K., Durán, V., Hoguin, R. 2010. Pleistocene-Holocene

Transition in Northern Patagonia: Evidence from Huenul Cave (Neuquén, Argentina). Current Research in the Pleistocene 27:4-7.

Durán, V. 2000. Poblaciones Indígenas de Malargüe. Su arqueología e historia. CEIDER Serie Libros Nº 1, Mendoza.Gil, A. 2006. Arqueología de La Payunia (Mendoza, Argentina). El poblamiento humano en los márgenes de la agricultura.

Bar International Series 1477p, Oxford.Gil, A. y Neme, G.2006. Distribuciones arqueológicas superficiales en Payunia-Llancanelo. Anales de Arqueología y

Etnología 61:163-184.Neme, G. y Gil, A.2008. Biogeografía humana en los Andes meridionales: tendencias arqueológicas en el sur de Mendoza.

Chungara Revista de Antropología Chilena, 40:5-18.Salgán, L., Gil, A. y Neme, G. 2014. Movilidad, aprovisionamiento y uso de obsidiana en El Payén, sur de la provincia de

Mendoza, Argentina. Comechingonia, Revista de Arqueología, 18:33-50.Tripaldi, A., Zárate, M., Gil, A., Neme, G. 2014. Análisis de sucesiones fluvio-eólicas cuaternarias del sur de la Payunia,

Mendoza (Argentina): implicancias sedimentológicas y arqueológicas. XIV Reunión Argentina de Sedimentología, Actas:269-270. Puerto Madryn, Argentina.

Figura 1. Ubicación y contexto biogeográfico-geomorfológico de las tres localidades arqueológicas analizadas en el sector sur de la altiplanicie volcánica de Payunia, sur de la provincia de Mendoza, Argentina.

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tamaño de los granos que lo conforman, homogeneidad del tamaño de grano así como presencia, número y grado de desarrollo de rasgos planares (diaclasas, foliación) y fracturas. En base a los resultados obtenidos fue posible caracterizar a las diferentes geoformas relevadas de acuerdo a la cantidad, tamaño y calidad de las materias primas que contienen. Como resultado preliminar de este estudio se registró una alta disponibilidad de rodados que pudieron ser utilizados como materias primas, homogéneamente distribuidos en el paisaje. En este sentido se considera que la oferta de recursos líticos para las poblaciones cazadoras-recolectoras que habitaron la estepa fueguina durante el Holoceno fue abundante, aunque la calidad de las rocas disponibles es muy dispar y predominan las rocas con rasgos desfavorables para la talla.

AgradecimientosQuisiéramos agradecer a Sabrina Labrone y a Joaquín Testoni por su colaboración en los trabajos de campo y laboratorio.

Este trabajo fue financiado por el proyecto “Arqueología de Cazadores-Recolectores de la estepa fueguina y paleoambientes del Holoceno” (PICT 2012-1944), dirigido por la Dra. Mónica Salemme. Gracias a CADIC-CONICET.

INFLUENCIA DE LAS ESTRUCTURAS ARQUEOLÓGICAS SOBRE LA VEGETACIÓN ACTUAL Y EL SUELO EN LA LADERA OCCIDENTAL

DE CUMBRES CALCHAQUIES, VALLE DE SANTA MARÍA (TUCUMÁN-ARGENTINA)

Ituarte Mayra A. Varela 1, Sergio Ceballos 1, Cristina Perea 2, Jimena Roldan2, Vattuone María M. Sampietro 1,2 y Liliana Neder.2

La localidad de Ampimpa se encuentra en el departamento de Tafí del Valle, Tucumán, Argentina, ubicada el sector pedemontano de Cumbres Calchaquíes, en el valle de Santa María (Fig.1). Esta zona presenta numerosos asentamientos prehispánicos rodeados por un arbustal xerófito característico de la ecorregión del Monte. El objetivo del presente trabajo fue evaluar la influencia que ejerce la presencia de dichas estructuras sobre la distribución de la vegetación actual y sobre las características del suelo. Para desarrollar este objetivo, se muestreó la vegetación asociada a las estructuras arqueológicas (terrazas y recintos circulares) y la vegetación natural del lugar (no vinculada a las estructuras arqueológicas). Se calculó la abundancia relativa y la diversidad de especies (mediante el Índice de Shannon-Wiener), tanto para los sitios antropizados como no antropizados, para luego ser comparadas. Para evaluar la distribución de las especies con respecto a las estructuras se elaboró una matriz de puntos por especies y se aplicó el análisis NMDS, evaluando los datos mediante el Índice de Sorensen. La vegetación asociada a estructuras arqueológicas fue comparada con la vegetación natural del lugar en cada uno de los puntos A, B y C, aplicando un análisis de la varianza paramétrico (ANOVA), a fin de determinar si existen diferencias significativas en cuanto a la diversidad de especies. Por último se evaluaron los parámetros: textura, pH, materia orgánica, fósforo orgánico, fósforo disponible y contenido de calcio del suelo, con el objetivo de determinar si la presencia de estructuras arqueológicas ejercen alguna influencia en la composición del mismo. Se observó que tanto la distribución espacial como la abundancia y la diversidad de ciertas especies (Flourensia tortuosa, Bulnesia schickendantzii, Justicia tweediana) se ve influenciada por la presencia de estructuras arqueológicas. De acuerdo al análisis NMDS, la diversidad estaría determinada principalmente por el gradiente altitudinal, diferenciándose dos grandes grupos uno en la parte más baja del gradiente (2211- 2532 m s. n. m. ) y otro en la parte más alta del mismo (2474 y 2532 m s. n. m.). Mediante el mismo análisis también se observó que algunas especies se distribuyen en: el interior de las estructuras circulares (Justicia tweediana, Larrea divaricata, Senecio sp.) y en el exterior de las mismas (Trichocereus atacamensis, Eupatorium arnotii, Croton sp., Prosopis nigra, Flourensia tortuosa, Senecio subulatus). Mediante el análisis de la varianza (ANOVA), se observó que existen diferencias significativas entre los diferentes puntos de muestreo (AS, AV, BS, BV, CS, CV) en cuanto a la diversidad de los mismos. Por último el análisis de suelo reveló que la presencia de estructuras arqueológicas, modifica el sustrato, disminuyendo ligeramente el pH del suelo y el contenido de calcio, aumentando el contenido de materia orgánica y fosforo orgánico, mientras que no modifican el contenido de fósforo disponible.

Debido a la falta de trabajos relacionados a esta temática, con este estudio se espera aportar en principio una metodología para el muestreo de vegetación asociada a estructuras arqueológicas y por otro lado, aportar evidencia de cómo la presencia de dichas estructuras ejerce cierto control sobre el sustrato y por lo tanto sobre la vegetación asociada al mismo.

1 - CONICET, Argentina. E-mail: mayravarela1983@gmail.com2 - Laboratorio de Geoarqueología, Facultad de Ciencias Naturales e Inst. M. Lillo. Universidad Nacional de Tucumán, San Miguel de Tucumán, Argentina.

BibliografíaBayón, C. y Flegenheimer, N. 2004. Cambio de planes a través del tiempo para el traslado de roca en la pampa bonaerense.

Estudios Atacameños, 28: 59-70.Franco, N.V. y Borrero, L.A. 1999. Metodología de análisis de la estructura regional de recursos líticos. En: Aschero,

C.A., Korstanje, M.A. y Vuoto, P.M. (eds.) En los tres reinos: Prácticas de Recolección en el Cono Sur de America. FCNeIML-UNT, Magna Publicaciones, p. 27-37. Tucumán.

Inizan M-L., M. Reduron, H. Roche y J. Tixier. 1995. Technologie de la pierre taillée. En : Préhistoire de la pierre taillée 4, 199 p. Ed. CREP

Meltzer, D., 1989. Was Stone exchanged among eastern North American Paleoindians? En: Ellis, C., Lothrop, J. (eds.), Eastern Paleoindian Lithic Resource Use. Westview Press, Boulder, p. 11-39.

Santiago, F. 2013. La ocupación humana en el norte de Tierra del Fuego durante el Holoceno medio y tardío. Su vinculación con el paisaje. Aguafuerte, 460 p. Ushuaia.

Turnes, L. 2014. Retouched artifacts production in three hunter–gatherer contexts from Tierra del Fuego (southernmost South America, Argentina): Avilés 1, Avilés 3 and Herradura 1. QuaternaryInternational. DOI: 10.1016/j.quaint.2014.07.048

Zingg, T., 1935. Beitrag zur Schotteranalyse. Schweizerische Mineralogische und Petrologische Mitteilungen 15, 39-140. Ed. Diss.-Druckerei A.-O. Gebr. Leemann & Co., Zurich.

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Figura 1. Detalle de la zona de estudio en la localidad de Ampipa (Departamento de Tafí del Valle, provincia de Tucumán, Republica Argentina).

BibliografíaVarela Ituarte, M.A. 2014. Influencia de las estructuras arqueológicas prehispánicas en la distribución de la vegetación actual

en la ladera oriental del valle de Santa María (Tucumán, Argentina). Tesis de grado, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo (UNT) (inédita), 52 p., Tucumán, Argentina.

WHAT IS THE REAL ISOTOPIC SIGNATURE OF DUST EMITTED FROM TIERRA DEL FUEGO?

Diego M. Gaiero1, Stefania Gili1, E. Koestner2 and Farid Chemale Jr.3

Sugden et al. (2009) suggested an on/off switch mechanism that could explain the 20 times increase of dust deposition in Antarctica during the Last Glacial Maximum (LGM), as compared to present day. This suggested switch resides in Patagonian pro-glacial lakes; when glaciers retreat sediments are deposited in the lakes and dust emission ceased in opposition to cold periods, when glacial pour out sediments to the outwash plain, then increasing dust emission. The on/off switch mechanism proposed is supported on age analyses and strontium (Sr) and neodymium (Nd) isotope ratios of ancient lacustrine sediment samples from the Magellan Strait (MS) and from the North Patagonian icefield (NPI). The lacustrine sediments were used as representative of sediments that were disgorged to the outwash plain during the LGM. We argue on the type of samples used to characterize the possible Patagonian outwash sediments deflated during the LGM and accordingly, on the interpretation of the source of this dust. Modern sediments are deflated from the Patagonian surface mainly from widespread ephemeral lakes (Gaiero 2007), which are sporadically refilled with sediments supplied from the surrounding areas mainly through water runoff. The aim of this contribution is to discuss about this and contrast data from both set of samples and discuss about their significance for the interpretation of the isotopic signatures recorded on the sedimentary archives of the Southern Hemisphere (e.g., Antarctic ice cores).

Fig. 1 shows that the mean isotopic composition of dry lake sediments (collected from the ancient outwash plain in the San Sebastián bay area) and dust collected at Río Grande are significantly different compared to MS samples and very similar to sediments representing the Fuegian continental shelf (Basile et al. 2007). Similar to modern dust released from continental Patagonia (north of ~52° S), modern data from Tierra del Fuego could also be explained by a mixing between Jurassic rhyolites and Quaternary volcanic rocks (e.g., Gaiero et al. 2007; Fig. 1). On the contrary, the samples used by Sugden et al. (2009) seem to characterize discrete sources. The isotopic composition of most samples from the MS plots mostly within the compositional field corresponding to the Antarctic Jurassic rhyolites and similar rocks that outcrop out close along the Fuegian Cordillera (Gaiero et al. 2007). In the case of NPI samples, their compositions are similar to the local outcropping Paleozoic plutonic and metasedimentary rocks (Killian and Behrmann 2003). Nevertheless, directly to the W of the NPI, the isotopic composition of Pliocene/Pleistocene Chilean trench sediments (mean 87Sr/86Sr = 0.707 and δNd(0) = -2.1) indicates a variable contribution from other rocks cropping out in the area (e.g., Quaternary volcanic rocks). Why MS and NPI samples are different from modern Patagonian dust?

1 - Cicterra/Conicet, Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba, Argentina. E-mail: dgaiero@efn.uncor.edu2 - Universidad Federal do Rio Grande, Instituto de Geociencias, Porto Alegre, Brasil.3 - Univeridade de Brasilia, Instituto de Geociencias, Brasilia, Brasil.

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Figure 1. Mean isotopic composition of modern sediments from Tierra del Fuego. They are compared to the mean and the individual isotopic composition of samples used by Sugden et al. (2009) to characterize Patagonian outwash

plain sediments during the LGM. Shadowed areas represent the isotopic composition of the most representative Patagonian rocks (adapted from Gaiero et al. 2007).

Acknowledgments. Thanks for financial support to; IAI, Antorchas, Weizmann Institute, SECyT/UNC and FONCyT. We thank to J. Balderramas, P. Gea and the people from “Base Aeronaval Río Grande” for dust sampling. Since 2008 the people from the EARG (Hormaechea, Ferrer, Connon) keep running the dust monitoring and we thank to A. Coronato for fruitful discussion.

BibliografíaBasile, I., Grousset, F.E., Revel, M., Petit, J.R., Biscaye, P.E., Barkov, N.I., 1997. Patagonian origin of glacial dust deposited

in East Antarctica (Vostok and Dome C) during glacial stages 2, 4 and 6. Earth And Planetary Science Letters, 146 (3-4): 573-589.

Gaiero, D. M., 2007. Dust provenance in Antarctic ice during glacial periods; from where in South America? Geophysical Research Letters, 34: L17707.

Gaiero, D.M., Brunet, F., Probst, J.L., Depetris, P.J., 2007. A uniform isotopic and chemical signature of dust exported from Patagonia: Rock sources and occurrence in southern environments. Chemical Geology, 238 (1-2): 107-120.

Kilian, R. and Behrmann, J.H., 2003. Geochemical constraints on the sources of Southern Chile Trench sediments and their recycling in arc magmas of the Southern Andes. Journal of the Geological Society, 160: 57-70.

Sugden, D.E., McCulloch, R.D., Bory and A.J.M., Hein, A.S., 2009. Influence of Patagonian glaciers on Antarctic dust deposition during the last glacial period. Nature Geoscience, 2 (4): 281-285.

PRELIMINARY STUDY TO RECONSTRUCT THE HISTORY OF WATER QUALITY FROM CHEMISTRY OF SEDIMENT AT A

STAGNANT RIVER-MOUTH AREA

Yoshimasa Kurashige1, Masahiro Maruo1 and Hanako Domitsu1

The Kitagawa brook is a small brook which flows through the new urban area of Hikone City, and into lake Biwa, the largest lake in Japan. Because of the littoral current of the lake, the mouth of the Kitagawa brook is normally closed by sand and gravel, so it is stagnant. In addition, the river channel of the river-mouth area was artificially narrowed and meandered. Sewerage works were started in the early 1990s and completed in 1998 in this urban area (Hikone City 2013). The goal of our study is to reconstruct the history of river-water quality from the chemical components adsorbed on the sediment with high accuracy over time. For accurate reconstruction of environmental change, we tried to determine the annual layers from a sediment core.

A sediment core of 90 cm length was sampled at the river mouth area (Fig.1, left). The sediment was mainly composed of silt and clay, whereas 3 strata of coarse sand and gravel (0 to 6 cm, 24 to 33 cm and ca. 38 cm deep) were also found. In particular, the top stratum contained pebbles. Flatness measurement of the gravels revealed that the gravels in the sediment core were originated from the lake shore. Contrasting our data with the database of the Japan Meteorological Agency showed that the sand-and-gravel at top 0 to 6 cm was determined to be deposited during the event of 30 September 2012 when strong northern wind (more than 15 m/s) browed by the Typhoon 15 of 2012. The gravel layer at 24 to 33 cm was determined to be deposited during the event on 20 September 1990 when the typhoon 19 of 1990 passed south of the lake.

Precise observation using a magnifying glass of 22 magnifications revealed that fine stalks and veins of leaves were accumulated at 19 strata at the upper part of the sediment core. On the other hand, fallen leaves from deciduous trees covered the river bed of the river mouth area in November 2012. Continuous observation of the river bed revealed that this cover of fallen leaves could be found in March 2013, but not in early May 2013. Since ploughing before transplanting rice seedlings was done at the paddy field just upstream of the river-mouth area and very turbid water flowed into the brook in late April 2013, new silt and clay sediment was considered to be deposited over the leaves on the river bed. Further, the leaves were most likely to be resolved by chemical and/or biological activities at the site, in particular in summer. Fine stalks and veins were considered to be not well resolved, and remained at the fallen level. Thus, the layers of fine stalks and veins in the core were considered to show the level of late autumn. The uppermost stalk layer was found at 7 cm deep of the core sample, only 1 cm below the top gravel layer. The uppermost stalk layer was thus determined to be deposited in late autumn of 2011. Since 19 strata of stalk layer were found, the lowest stalk layer at 23 cm depth can be determined to have been deposited in autumn of 1993, if all stalk layers were preserved in the sediment. Since the gravel layer of 24 to 33 cm had been determined to be deposited in September 1990, the silt-and-clay layer of 23 to 24 cm deep would have been deposited just after the event in September 1990, i.e., deposited in 1990. If we missed finding a stalk layer of 1990, this silt-and-clay layer can be determined to have been deposited in 1991. This indicates that the determination of the annual layer in this study has an error from 2 to 3 years.

In contrast, analyses of chemical species absorbed on the sediment did not show well the drastic water-quality change of the brook. Figure 1 (right) shows the profile of total phosphorus (T-P) concentration absorbed on the sediment. The T-P concentration of the river water drastically decreased after 1998. Sediment deposits during this period exist at around 17 cm depth of the core sample. However, the drastic change was not found through the profile based on T-P absorbed on the sediment. This shows that knowledge on movement of chemical component in the sediment core is necessary to reconstruct the history of water-quality change.

1 - School of Environmental Science, The University of Shiga Prefecture, Hikone, Japan. E-mail: kurashig@ses.usp.ac.jp

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Figure 1. Stratigraphy of the sediment core (left) and the profile of the concentration of T-P absorbed in the sediment (right).

BibliografíaHikone City.2013. Plan of Public Sewer System of Hikone City, Hikone City (in Japanese).

ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO Y CRONOLOGÍA TENTATIVA PARA LAS TERRAZAS DE LA QUEBRADA DE ZONDA Y PALEOABANICO

DEL RÍO SAN JUAN, PROVINCIA DE SAN JUAN

Pablo Andrés Blanc1, 2

Las geoformas cuaternarias reconocidas en la quebrada de Zonda y su desembocadura en el valle de Tulum, indican procesos alternantes de agradación y degradación, tales como abanicos aluviales y coluviales y terrazas escalonadas asociados al antiguo cauce pleistoceno-holoceno temprano del río San Juan (Suvires, 1985). En esta contribución, se efectúa la descripción y el análisis de 4 niveles de terrazas ubicados en distintos sectores a lo largo de este antiguo curso. Se reconocen cuatro niveles de terrazas, denominadas T1, T2, T3 y T4, siendo T1 la más moderna y T4 la más antigua. T1, T2 y T3 constituyen un conjunto de terrazas simétricas, perfectamente correlacionable en ambas márgenes del paleocauce. La terraza T4 fue inferida a partir de material aluvial relíctico sobre el margen izquierdo de la quebrada, donde se reconocieron clastos redondeados y aislados de grauvacas y riolitas hasta una altura de 58 m sobre el paleocauce. El nivel T3 se corresponde con la superficie de máxima agradación alcanzada durante el Pleistoceno tardío y es el que posee la mayor extensión areal. En el sector del paleoabanico y en el tramo superior de la quebrada de Zonda, el nivel T3 constituye una terraza de relleno o fill terrace con espesores de más de 10 m, aunque en el tramo inferior de la quebrada, constituye una terraza erosiva (strath terrace) con espesores aluviales menores a 5 m y labrada sobre las calizas cámbricas del Grupo Marquesado. Aún no se ha elaborado una explicación satisfactoria para esta peculiaridad, aunque podría estar vinculada a un levantamiento diferencial entre dos escamas de corrimiento dentro de la Sierra Chica de Zonda. Los materiales que conforman este nivel de terraza son rodados medianos a gruesos de grauvacas, riolitas, granitos, andesitas, arcosas y escasos clastos calcáreos. Un relevamiento estratigráfico y sedimentológico preliminar en un corte natural de la terraza, muestra una aparente variación progresiva de las litologías predominantes desde su base al techo (tread). En los niveles inferiores, se observa un claro predominio de rocas ígneas plutónicas (riolitas, dacitas, andesitas, etc.) y hacia los niveles superiores un progresivo aumento en la proporción de clastos de rocas sedimentarias clásticas, principalmente areniscas gris-verdosas (grauvacas). Hacia el techo de la secuencia aparecen además clastos de calizas, lo que señalaría el comienzo de un aporte local, proveniente muy probablemente de los cordones calcáreos de Precordillera Oriental. El nivel T2 presenta el menor desarrollo areal y si bien es posible determinar su continuidad como nivel a lo largo de toda la zona, su morfología es discontinua, apareciendo y desapareciendo en diferentes sectores. A base de la interpretación de la secuencia genética de esta serie de terrazas efectuada por Milana y Delendatti (1992) el nivel T2 podría clasificarse como Terraza de Relleno (fill terrace) en tanto estos autores consideran que su génesis responde a un proceso de “corte y relleno” relacionado a un ciclo agradante-erosivo-agradante. Sin embargo, la gran similitud litológica entre los materiales aluviales de ambas terrazas, permite suponer que podría tratarse de una terraza de corte (cut terrace) labrada a expensas de la terraza T3, sin que mediara ningún ciclo agradante entre ambos niveles. El nivel T1 constituye la última planicie de inundación del río San Juan previa a su abandono. Está constituida principalmente por sedimentos finos limoarenosos a limoarcillosos y se encuentra profundamente antropizada. Se han reconocido fallas con actividad cuaternaria con escaso rechazo en el piedemonte aledaño al paleoabanico. El análisis del Modelo Digital de Elevación de Google Earth sugiere que las mismas han deformado esta geoforma provocando una reducción en el gradiente del paleocauce del río San Juan, proceso que podría estar asociado al posterior abandono de este sistema. Hedrick et al. (2013) realizaron dataciones con 10Be cosmogénico en el piedemonte oriental de Precordillera Oriental en un sector próximo a la quebrada de Zonda. A partir del análisis geomorfológico de Martos (1995), fue posible correlacionar y asignar tentativamente edades absolutas a las terrazas de la quebrada de Zonda y paleoabanico del río San Juan, pudiendo asignarse edades mínimas de 24.000 ± 3000 años AP para

1 - Gabinete de Neotectónica y Geomorfología. INGEO-Universidad Nacional de San Juan, San Juan, Argentina. E-mail: pabloblancmza@hotmail.com2 - CIGEOBIO-CONICET

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el nivel T1 y 48.000 ± 2000 años AP para el nivel T3. A base de lo expuesto se concluye que este sistema de abanico habría alcanzado su máximo desarrollo durante el Pleistoceno tardío, alrededor de 48.000 años AP (Blanc 2014). Desde entonces y hasta aproximadamente 24.000 años AP, se produciría la incisión y aterrazamiento del mismo. Este proceso estaría controlado no sólo por la dinámica fluvial del río San Juan, sino también por la intensa actividad tectónica cuaternaria en este sector de Precordillera Oriental. La variación litológica observada en los depósitos registra el progresivo aumento de aporte sedimentario de los cordones precordilleranos que, a medida que progresa la orogenia andina, fueron adquiriendo cada vez mayor prominencia como unidades de relieve.

BibliografíaBlanc, P.A. 2014. Análisis geomorfológico de la depresión tectónica de Ullum-Zonda, Provincia de San Juan. Trabajo Final

de Licenciatura. Universidad Nacional de San Juan (inédita), 123p., Provincia de San Juan, República Argentina.Hedrick, K., Owen, L., Rockwell, T., Meigs, A., Costa, C., Caffe, M., Masana, E. y Ahumada, E. 2013. Timing and nature

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ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN EN LA LAGUNA UDAETA, TIERRA DEL FUEGO:POSIBLES EVIDENCIAS DE

PALEOSISMICIDAD

M. Romina Onorato1, L. Patricia Perucca2 y Andrea Coronato1,3

Las estructuras de deformación en sedimentos blandos comprenden las alteraciones que se producen casi simultáneamente con la sedimentación; sin embargo, cuando se reconocen resulta difícil diferenciar entre su origen sedimentario y diagenético o su carácter de auténticas sismitas, pues los procesos que las generan son similares, diferenciándose tan sólo en el fenómeno desencadenante. Las estructuras de deformación dependen de las características de los sedimentos y los procesos que las afectan, como efectos por carga, debido a la presión de la columna litológica, o por presión dirigida causada por sismos.

La laguna Udaeta (54° 33’ 32.70”S y 66° 44’ 52.36”O), se localiza en el centro-este de la Isla Grande de Tierra del Fuego, aproximadamente a 30 km al E de la localidad de Tolhuin y de la cabecera del lago Fagnano (Fig. 1.a). La región abarca parte del borde de placas del sistema transformante Magallanes-Fagnano (STMF), el rumbo promedio de la estructura es de 290°N. El sistema de fallas tectónicas comprende distintos tramos dispuestos en una geometría en escalón, con sentido dominante del movimiento a lo largo de la falla de tipo sinestral, desplazándose a una velocidad de 6,6 mm/año (Smalley et al. 2003). La secuencia sedimentaria estudiada tiene aproximadamente 2,50 m de espesor (Fig. 1.b); se localiza en el margen S del cuerpo de agua y está excavada sobre la ladera del escarpe. Está constituida por tres unidades. La unidad I (desde su base y hasta 1,30 m) posee niveles alternantes de arcilla de color gris oscuro y claro, correspondiendo a un ambiente lacustre. En su parte inferior, posee cuerpos de formas irregulares arenosos muy oxidados, sin estructura interna. Por encima, la unidad II, de 0,35 m de espesor, está compuesta por estratos alternantes de arena de color gris oscuro y arcilla gris claro. En general, ambas unidades se encuentran muy deformadas (Fig. 1.c), con estructuras de escape de fluidos, plegamientos, estructuras en flama, inyecciones de arcillas, arenas finas y otras constituidas por gravas finas a medias. En su parte media se reconoce un lente con núcleo arenoso bien seleccionado, con grava fina hacia los bordes, éste es atravesado casi verticalmente por un dique clástico de aproximadamente 1 m de largo y 9 cm de ancho, constituido por arena y grava. La secuencia esta coronada por la unidad III, que está compuesta por grava fina de color gris claro de ambiente fluvial, y por encima material antropizado y muy disturbado por raíces de árboles. La edad de estas unidades es incierta, sin embargo la datación realizada en una tefra reconocida en la base arcillosa de una turbera ubicada a 350 m en sentido NO del perfil estudiado, permitiría asignarles una edad holocena.

Los antecedentes sísmicos registrados indican un significativo número de terremotos de baja a mediana magnitud que afectaron la totalidad de Tierra del Fuego (Costa et al. 2006; Sabbione et al. 2007; entre otros) desde el año 1879, incluyendo un sismo fuerte ocurrido el 2 de febrero de ese mismo año, de magnitud 7,0-7,5 (Sabbione et al. 2007), similar al ocurrido el 17 de diciembre de 1949, de magnitud 7,8. Localmente, en la periferia de la laguna, se han realizado estudios dendrocronológicos (Pedrera et al. 2014) que identificaron estructuras de deformación en los árboles como consecuencia de la ruptura del escarpe del STMF ocurrida en los años 1883 ± 5 y 1941 ± 10, lo cual es coincidente con los eventos sísmicos de 1879 y 1949 catalogados para Tierra del Fuego.

Las estructuras sedimentarias que son generadas por efectos de carga están relacionadas con la gravedad y actúan en las fases iniciales de la depositación. Una de las condiciones necesarias para que se produzcan las deformaciones de este modo es que los niveles suprayacentes sean de granulometría más gruesa. Por otro lado, algunos autores (Obermeier et al. 1990, 1993; Tinsley et al. 1985 y Amick et al. 1990, en Rodríguez Pascua 1997) sugieren además, una potencia mínima de 3 m como condición para que la

1 - Lab. de Geomorfología y Cuaternario. CADIC-CONICET, Ushuaia, Argentina. E-mail: ronorato@cadic-conicet.gob.ar.2 - Gabinete de Neotectónica. INGEO-Universidad Nacional de San Juan, CONICET, San Juan, Argentina3 - ICPRNA-Universidad Nacional de Tierra del Fuego, Ushuaia, Argentina

Figura 1. Mapa esquemático de ubicación de la Quebrada de Zonda y el Paleoabanico del río San Juan.

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carga sedimentaria cause deformaciones en los sedimentos subyacentes. Esta condición no se cumple para el nivel superior del perfil descripto (Unidad III), ya que si bien está constituido por gravas fluviales,su espesor es sólo de 0,80 m.

En este estudio se propone que las estructuras de deformación identificadas en el borde S de la Laguna Udaeta tendrían un posible origen sísmico. Si bien las características litológicas del perfil en el que fueron identificadas favorecen la formación de estas estructuras, sin implicar necesariamente la ocurrencia de uno o varios eventos sísmicos, es posible considerar a la sismicidad como proceso desencadenante; fundamentalmente debido a la situación tectónica en la que se encuentra respecto al sistema transformante Magallanes-Fagnano y considerando los antecedentes sísmicos registrados en el área de estudio. Este trabajo fue financiado por el PICT 2012-0628.

BibliografíaCosta, C.H; Smalley, R.Jr.; Schwartz, D.P; Stenner, H.D., Ellis, M., Ahumada, E.A. y Velasco, M.S. 2006. Paleoseismic

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Pedrera, A.; Galindo-Zaldívar, J.; Ruiz-Constán, A.; Bohoyo, F.; Torres-Carbonell, P.; Ruano, P., Maestro, A. y Gonzalez-Castillo, L. 2014. The last major earthquakes along the Magallanes-Fagnano fault system recorded by disturbed trees (Tierra del Fuego, South America). Terra Nova, 26 (6):448–453.

Rodríguez Pascua, M. Ángel. 1997. Paleosismicidad en emplazamientos nucleares. Madrid: Consejo de Seguridad Nuclear. Series: Colección otros documentos CSN:3, 1997, 358p.

Sabbione, N., Connon, G., Buffoni, C. y   Hormaechea, J.L. 2007. Tierra del Fuego reference standard earthquake catalogue. .International Geological Congress on the Southern Hemisphere, Santiago de Chile. Geoacta 32: 41-50p.

Smalley, R., Jr., Kendrick, E., Bevis, M., Dalziel, I., Taylor, F., Lauría, E., Barriga, R., Casassa, G., Olivero, E. y Piana, F. 2003. Geodetic determination of relative plate motion and crustal deformation across the Scotia-South America plate boundary in eastern Tierra del Fuego. Geochemistry Geophysics Geosystems 4(9):1070.

MODELADO PSEUDOESTRUCTURAL EN EL FLANCO OCCIDENTAL DE LA SIERRA DE LA DEHESA, PRECORDILLERA CENTRAL,

PROVINCIA DE SAN JUAN

Laura Perucca1,2, Nicolás Vargas1 y Martín Rothis1,2

Ciertas geoformas identificadas en el ámbito de la faja plegada y corrida de Precordillera Central en la provincia de San Juan (Fig. 1a), asociadas originalmente a esfuerzos de origen tectónico, se relacionan en este trabajo a la acción de la gravedad como procesos atectónicos (Twidale 1976). Estas estructuras han sido denominadas por diversos autores modelados pseudoestructurales (Hills 1963, Ollier 1981), siendo hasta la fecha escasamente discutidas en la literatura y desconocidas en la región de estudio (Fig. 1b).

La sierra de La Dehesa se extiende desde la quebrada del río Talacasto por el norte, hasta el río San Juan por el sur, en el departamento Ullum, con una altura máxima de 1682 m snm (Fig. 1a). La estructura predominante de los cordones montañosos en el área es N-S, constituyendo bloques tectónicos de rumbo submeridional, elevados en su flanco oriental por fallas inversas con vergencia al este. Esto le otorga a las sierras un perfil marcadamente asimétrico, abrupto al este y un poco más extendido al oeste.

A lo largo de toda la ladera occidental de la sierra de La Dehesa, se desarrollan estructuras secundarias que han sido interpretadas como colapsos gravitacionales, tales como deslizamientos de rocas, caída de rocas y detritos, deslizamientos de bloques, pliegues tumbados en rodilla, inversiones de parte del limbo, entre otros (rock-slides, rock falls, wrinkle folds, slip sheets, flaps), que en conjunto constituyen un monoclinal inclinado al oeste entre 30º y 60º (Fig. 1c). Estas estructuras son paralelas al rumbo regional de la sierra de la Dehesa y se ubican en los afloramientos de rocas carbonáticas de edad ordovícica. La pendiente hacia el oeste y su litología, con calizas intercaladas con bancos incompetentes arcillosos, habría favorecido su ocurrencia.

De norte a sur, las características y tipos de estructuras de colapso varían marcadamente: En algunos lugares, especialmente en el sector norte de la sierra, el colapso es muy incipiente o inexistente, mientras que en otros sectores está muy bien desarrollado, hasta ubicar en el extremo sur de la sierra un deslizamiento de rocas de grandes dimensiones (Esper et al. 2014).Por otro lado, la presencia de múltiples y persistentes superficies de deslizamiento, apiladas y paralelas, indica que el transporte inicial involucra desplazamientos compuestos similares al deslizamiento de un mazo de cartas, donde la velocidad de los estratos se incrementa hacia el techo debido al desplazamiento acumulado. Así, las capas superiores rebasan las de más abajo y se deslizan una distancia mayor que éstas. Un tipo frecuente de estructura reconocida en el sector es la inversión de una parte del limbo, que colapsa ladera abajo formando un flap, es decir secuencias volcadas hacia atrás sin que ser rompan (Harrison y Falcon 1934), mientras que los estratos más bajos permanecen en su posición normal. En algunos tramos, se ubican pliegues en rodilla y grandes deslizamientos planares de roca con fracturas E-O separando los diferentes segmentos (Fig. 1d). Ejemplos de pliegues en rodilla reconocidos en el sector de estudio también se muestran en la figura 1d donde los estratos calcáreos buzan 30º al este mientras que hacia el oeste, las capas son antiformes hasta hacerse verticales más al oeste.

Además de las discontinuidades representadas por los planos de estratificación que inclinan en el mismo sentido que la pendiente (Az 170º a 195º Bz: 25º, 30º, 38º O, 17º in en algunos sectores son subhorizontales), el paquete sedimentario está fuertemente fracturado por al menos cinco juegos de diaclasas, siendo las más importantes, debido a que facilitan los movimientos de ladera, las subverticales de azimut entre 300º y 290º y Bz 80º-89ºN, con espaciamientos métricos y en forma subordinada las de azimut 340º-355º y Bz 56º-70º E. Las fracturas perpendiculares a los planos de estratificación forman las principales superficies de alivio, marcando el límite de las masas deslizadas.

El despegue y transporte inicial de los deslizamientos en el flanco occidental de la sierra de la Dehesa estuvo fuertemente controlado por cuatro elementos estructurales: 1) superficies de deslizamiento en estratos

1 - INGEO-CIGEOBIO. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. UNSJ-CONICET, Argentina. E-mail: lperucca@unsj-cuim.edu.ar2 - Departamento Geología. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. UNSJ, Argentina

Figura 1. a) Ubicación del área de estudio, b) perfil descripto en la laguna Udaeta, c) estructuras de deformación observada en las unidades I y II.

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paralelos; 2) diaclasas que acomodaron el alivio lateral; 3) rotura entre las superficies de deslizamiento, y 4) estratos que inclinan más de 30º en la misma dirección que la ladera. Se requieren de estos cuatro elementos para que las rupturas sean cinemáticamente posibles.

Finalmente, se establece que algunos factores locales, principalmente la litología, estructura y topografía, y regionales como la gran actividad sísmica y posiblemente condiciones más húmedas durante el periodo postglacial, fueron factores condicionantes y detonantes que favorecieron la pérdida de equilibrio de prácticamente toda la ladera montañosa occidental de los cordones más orientales de Precordillera Central.

Figura 1. a) Ubicación del área de estudio, b)Esquema de estructuras de colapso gravitacional (modificado de Harrison y Falcon 1934), c)Flanco occidental de la sierra de La Dehesa (las flechas señalan las principales

estructuras de colapso), d) Ejemplos de pliegues en rodilla, pliegues fallados y deslizamiento de capas en el flanco occidental de la sierra de La Dehesa. Los círculos blancos señalan personas como escala.

BibliografíaEsper, M., Perucca, L., Rothis, M., Tapia, C. y Vargas, N., 2014. Morphometric characterization of a large scale rockslide,

and probable seismogenic origin of landslides on the western flank of Central Precordillera, Argentina. Quaternary International, ttp://dx.doi.org/10.1016/j.quaint.2014.04.058

Harrison, J. y Falcon, N. 1934. Collapse Structures. Geological Magazine, 71:529-539.Harrison, J. y Falcon, N. 1936. Gravity collapse structures in mountain ranges, as exemplified in south-western Persia.

Quaterly Journal Geological Society of London, 92: 91-102.Hills, E. 1963. Elements of Structural Geology. Methuen, 483p. London.Ollier, C. 1981. Tectonics and Landforms. Longman, 324 p. London.Twidale, C. 1976. Analysis of Landforms. Wiley, 572 p. Sydney.

PROCESOS DE CAPTURA INCIPIENTE EN EL VALLE DEL RIO LA CANTERA-GUALILAN, PRECORDILLERA CENTRAL, SAN JUAN

Laura Perucca1,2, Hilario Bezerra3,4, Martín Rothis1,2, Jean Lima4, Nicolás Vargas1, Vanildo Fonseca3 y Ana Pantano2

El valle Gualilán- La Cantera es una depresión de origen tectónico ubicada en el ámbito de la Precordillera Central de San Juan, centro-oeste de Argentina, que se extiende por unos 47 km entre las sierras de La Cantera (3000 m s.n.m.) y La Invernada (3600 m s.n.m.) (Fig.1a). Este valle se extiende desde el río San Juan por el S hasta el bolsón elevado de Gualilán (1620 m s.n.m.) por el N. Su origen habría estado relacionado con el comienzo de una fase de actividad tectónica desde el Neógeno hasta la actualidad y cuya estructura holocena más conspicua es el sistema de cabalgamiento La Cantera, de rumbo N-S, ubicado en el piedemonte occidental de la sierra homónima (Millán y Perucca 2011, Perucca et al. 2014). El drenaje regional en la depresión tiene una orientación general N-S, estando controlado por el sistema de corrimientos que elevan la sierra de La Invernada y las fallas con actividad tectónica cuaternaria que constituyen el sistema de cabalgamiento La Cantera (Fig. 1b). De acuerdo a esta relación estructural, es interpretado como un valle de falla o longitudinal.

Los ríos y arroyos temporarios ubicados en el faldeo oriental de la sierra de La Invernada y occidental de la sierra de La Cantera, drenan desde el mogote La Leona hacia el N, por el río Gualilán a la Pampa de Gualilán, que es una cuenca endorreica y nivel de base regional (Fig. 1a y c). Hacia el S del mogote, los arroyos provenientes tanto de la sierra de La Invernada como de la sierra de La Cantera drenan al S por la quebrada de La Cantera hasta su nivel de base local que es el río San Juan (Fig. 1a y d). Ambas cuencas, colineales y divergentes, de forma elongada en dirección N-S, se encuentran separadas por una tenue divisora de aguas o portezuelo ubicado a 2182 m s.n.m.

La cuenca del río Gualilán posee un diseño dendrítico con una longitud aproximada de 25 km y un azimut de 17º. Su ancho máximo es de 20 km y el mínimo de 13 km, su perfil longitudinal es cóncavo y muestra una pendiente promedio de 2,5%, con un máximo de 6-5% en sus cabeceras, donde predomina la incisión vertical y menos del 1% en su desembocadura en el bolsón, donde predomina la sedimentación (Fig. 1e). El Río Gualilán posee un diseño monocanal, con meandros encajados en su tramo inicial, posiblemente por control tectónico donde la pendiente es mayor, para finalizar en su curso inferior con un diseño multicanal trenzado cerca de su desembocadura, donde la pendiente es mínima. El desnivel entre las cabeceras de la cuenca (2182 m s.n.m.) y el punto más bajo, en el depocentro del Bolsón de Gualilán (1620 m s.n.m.) es de 562 m.

La cuenca del río La Cantera posee un diseño subdendrítico con cierto control estructural en sus tributarios, los cuales confluyen en ángulo recto al río principal, su longitud aproximada es de 20 km, con un azimut de 20º, ancho máximo de 11km y mínimo de 3,5 km cerca de su desembocadura en el río San Juan. Su perfil longitudinal es marcadamente convexo, indicando su falta de equilibrio y su pendiente promedio es de 4,9%, con una máxima de 9% en sus tramos medio y distal (Fig. 1f ). Este perfil convexo señala una tasa de levantamiento mayor que la capacidad de incisión del río (Whittaker et al. 2007). El diseño del cauce principal es monocanal, ligeramente sinuoso en sus cabeceras y multicanal (moderado) en su tramo final en cuya margen izquierda se han ubicado cuatro niveles de terrazas. El desnivel entre el punto más alto de la cabecera en el portezuelo (2182 m s.n.m.) y el río San Juan (1188 m s.n.m.) es de 994 m.

El elevado gradiente del cauce principal y el fuerte desnivel entre la cabecera y desembocadura del río La Cantera respecto del río Gualilán es un factor que favorece directamente la erosión. Esta erosión retrocedente se ve además favorecida por desarrollarse en un ambiente de rocas fácilmente degradables

1 - Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan, San Juan, Argentina. E-mail: lperucca@unsj-cuim.edu.ar2 - CONICET, Gabinete de Neotectónica. INGEO-CIGEOBIO- FCEFyN-UNSJ, San Juan, Argentina3 - Departamento de Geologia, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Campus Universitario, Natal, RN, Brasil4 - Programa de Pós-Graduação em Geodinámica e Geofísica –Campus Universitario, Natal, RN, Brasil

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(areniscas, limolitas y conglomerados). La erosión retrocedente activa en las cabeceras del río La Cantera orientada hacia la cuenca endorreica del río Gualilán culminaría en un futuro en un proceso de captura de un tramo de este último y el desvío de los caudales del tramo capturado hacia el captor, con la desembocadura en el nivel de base local (Río San Juan). Este proceso es frecuente en los valles tectónicos longitudinales de la Precordillera de San Juan cuya causa de su rejuvenecimiento se considera dinámica (tectónica).

Figura 1. a) Ubicación del área de estudio y red de drenaje de ambas cuencas; b) DEM del área de estudio y ubicación de las estructuras cuaternarias; c) Vista al N del Bolsón de Gualilán y valle del río homónimo; d) Vista al

S del río La Cantera; e) Perfil longitudinal del río Gualilán y, f ) Perfil longitudinal del río La Cantera.

MORFOTECTÓNICA DEL SEGMENTO PRECORDILLERANO ENTRE LOS 32º08’ S - 32º19’ S

Andrés David Richard 1 y Emilio Antonio Ahumada1

La morfotectónica es el conjunto de interacciones entre la morfología y la tectónica (Aoubuin et al. 1980), esto permite identificar estructuras, procesos y litologías de un lugar en particular. El objetivo de este trabajo es mostrar la interacción entre la geomorfología y la actividad de estructuras cuaternarias (neotectónica), en un segmento de la Precordillera mendocina-sanjuanina. En el área se produce la interacción de tres sistemas de corrimientos principales: N-S de vergencia oriental (Precordillera Central), corrimientos NE-SO de vergencia occidental (Precordillera Oriental) y corrimientos NNO-SSE de vergencia oriental (Precordillera Sur). Las características geomorfológicas de la zona de estudio pueden agruparse en dos unidades principales de relieves contrastantes: áreas de serranías o montañas y áreas de planicies o de bajadas pedemontanas, destacando en estas últimas la disposición de sucesivos niveles aluviales aterrazados (Fig. 1).

Los procesos endógenos, principalmente tectónicos, vinculados con la subducción de la placa de Nazca en la costa pacífica, fueron los generadores del relieve. Posteriormente fueron modelados por los procesos exógenos, que labraron e imprimieron sus rasgos en el paisaje (González Díaz y Fauqué 1993). En relación al clima, en el área predominaron condiciones áridas y semiáridas durante todo el Neógeno y el Cuaternario, las cuales sufrieron modificaciones en parte de este último período por efecto de las glaciaciones del Pleistoceno (Martos, 1999). Debido a la aridez, la cubierta vegetal reviste solo parcialmente el suelo, por lo que los agentes erosivos tienen mayor capacidad de acción (Sepúlveda et al. 2001). Las lluvias que se concentran en verano, son de régimen torrencial de orden de los 10 a 25 mm/hora (González et al. 2002) generando crecidas torrenciales en cuencas con marcada inclinación regional, siendo por este motivo el agua el agente más importante de erosión (Sepúlveda et al. 2001). Durante este trabajo se realizó un análisis de imágenes satelitales (ASTER y DEM), fotos aéreas y vuelos para la obtención de fotos oblicuas, junto con el relevamiento de campo de la zona de estudio. Se realizó un mapa geológico de la zona y la identificación de estructuras cuaternarias tanto principales como secundarias y se reconocieron 5 superficies aluviales cuaternarias en base a sus características morfoestratigráficas (siendo ordenadas de mayor a menor antigüedad en: Q4, Q3, Q2, Q1 y Q0). En la zona de estudio se observa que las estructuras tienen una orientación predominantemente submeridional generando abovedamiento y fallamiento en los niveles aluviales cuaternarios. La disposición de niveles aluviales aterrazados sugiere la repetición de eventos morfogenéticos similares a lo largo del Cuaternario, marcando uno de los rasgos más distintivos de la zona. Mehl y Zárate (2012) atribuyen la formación de depósitos aterrazados al clima en el piedemonte oriental de la Cordillera Frontal, durante los últimos 50 ka. Hedrick et al. (com. pers.) también sugieren que el clima es el responsable de la generación y disposición de los distintos niveles aluviales en el caso del flanco oriental de Precordillera Oriental, atribuyéndolos a condiciones paraglaciares, en el término de los últimos ̴ 230 ka. Sin embargo, Martos (1999) sugiere que las condiciones climáticas para sectores aledaños en la Precordillera Oriental durante el Cuaternario han sido algo más frías y un poco más húmedas que el actual, incidiendo esencialmente en aumento de los aportes. De este modo plantea que la repetición del mismo evento morfogenético, que generó un piedemonte con superficies escalonadas, características sedimentarias y morfológicas similares, evidenciaría el control ejercido por un factor alocíclico diferente al del climático, que favoreció el inicio y finalización de ciclos principales de erosión. La generación de sucesivas superficies aluviales y la vinculación de estos a fenómenos neotectónicos iniciados en el Plioceno superior-Pleistoceno inferior, permite considerar el control estructural en la evolución del paisaje (Martos 1999). A través del análisis morfotectónico y estratigráfico de los niveles aluviales, se sugiere que la tectónica activa del sector es un fuerte condicionante de la morfología, teniendo influencia en la disposición y distribución incluso en los cauces actuales, sin embargo el control climático es parte fundamental del modelado en ambientes

1 - Universidad Nacional de San Luis. Departamento de Geología. Ejército de los Andes 950, Bloque II, Planta Baja, San Luis, Argentina. E-mail: andresdrichard@gmail.com

BibliografíaMillán, J.L. y Perucca, L.P. 2011.Análisis neotectónico del extremo norte del sobrecorrimiento La Cantera, provincia de San

Juan, Argentina. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 18:337-348.Perucca, L., Rothis, M. y Vargas, N. 2014. Morphotectonic and neotectonic control on river pattern in the Sierra de la

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tan susceptibles al cambio morfológico como los de la zona de estudio. La presencia de discordancias progresivas, acumulaciones de material fino en el labio bajo de los corrimientos y fallas afectando sedimentos cuaternarios sugiere que la tectónica y los fenómenos de depositación tienen una interacción dinámica en la zona de estudio. Teniendo en cuenta esto, para determinar predominio del factor climático o tectónico en el modelado del paisaje debe considerarse la escala temporal utilizada, por lo que se sugiere la necesidad de estudios de detalle que brinden aportes sobre edades de los niveles aluviales y la actividad de fallas.

Figura 1. Vista aérea oblicua que muestra diferentes niveles pertenecientes a la subunidad Superficies Aluviales Pedemontanas, localizados al E del Cerrillo Ponche, en las estribaciones septentrionales del corrimiento Las Peñas

(línea segmentada). Nótese la diferencia altimétrica entre las distintas superficies (Ahumada 2011).

BibliografíaAhumada, E.A. 2011. Neotectónica del Frente Orogénico Andino entre los 32º08’ S – 32º19’ S, provincias de Mendoza y San

Juan. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Luis, (inédita), 163 p., San Luis, Argentina. Aubouin, J., Brousse, R. y Lehman, J. 1980, Tectónica, tectonofísica, morfología. Barcelona: Omega. 642 p.González Díaz, E.F. y Fauqué, L.E., 1993.Geomorfología. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración

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MORFOLOGÍA DE FALLAS CON ACTIVIDAD HOLOCENA EN LA LLANURA DEL SUR DE CÓRDOBA

Diego Villalba1, Guillermo Sagripanti1, Mónica Villegas1, Gimena Castaldi1 y Romina Ledesma1

Distintos autores interpretan que durante el Mioceno-Plioceno y Cuaternario el levantamiento y la deformación del basamento de las sierras pampeanas entre los 27º 30´- 33º 30´ S, estuvieron condicionados por la subducción subhorizontal de la placa de Nazca. Si bien son numerosas las manifestaciones de este comportamiento de la placa entre estas latitudes, en la región central de Argentina a los 33º S la paleosismicidad y las evidencias de deformaciones neógenas son de las más importantes (Sagripanti et al. 2012, Sagripanti et al. 2014).

En la intraplaca Argentina, entre 32°- 33º30´ S, se reconocen fallas sismogeneradoras con probada actividad cuaternaria próximas a los frentes de levantamientos serranos, que se interpretan como corrimientos de basamento precámbrico sobre rocas del Neógeno terciaros o depósitos cuaternarios (falla de la sierra Chica) y otras presentes en la llanura que afectan a sedimentos cuaternarios, como es el caso de la falla Las Lagunas (Sagripanti et al. 2014).

Estudios neotectónicos y paleosismológicos de las fallas en las sierras pampeanas de Córdoba están indicando que las mismas han tenido actividad desde tiempos Plioceno-Pleistocenos hasta el Holoceno inclusive y que esta actividad ha sido acompañada por la ocurrencia de fuertes terremotos superficiales que habrían alcanzado la magnitud (Richter) M ≥ 6,5 (Sagripanti et al. 2011, Sagripanti et al. 2014, Villalba y Sagripanti 2014).

La información que aportan las deformaciones cuaternarias a través del relevamiento de morfologías superficiales (escarpas, pequeñas escarpas) y las estructuras deformacionales cosísmicas por medio del logging de trincheras, se consideran la llave para entender el comportamiento de estas fallas y pronosticar fuertes terremotos futuros.

Los objetivos de esta contribución son presentar la expresión morfológica superficial y las estructuras deformacionales cosísmicas que desarrollan, en sedimentos holocenos, las reactivaciones de fallas de intraplaca, consideradas de base para estimar la edad de los últimos movimientos y el potencial sismogénico asociado a éstas.

El área de estudio se ubica en el S de la provincia de Córdoba en dos fallas con probada actividad holocena cuyas trazas tienen expresión morfológica en la llanura, la falla Las Lagunas y una sección de la falla sierra Chica denominada Sección Las Peñas (Fig. 1).

La falla Las Lagunas que se ubica entre la localidad de Sampacho y el extremo austral de la sierra de Comechingones, posee un movimiento inverso con componente de rumbo dextral. Su azimut es 037º-055º N con plano buzante al SE y su expresión superficial es una escarpa formada en sedimentos loéssicos que posee una longitud de más de 30 km (Sagripanti et al. 2011). Esta estructura presenta antecedentes de fuertes sismos prehistóricos e históricos como el Gran Terremoto de Sampacho de magnitud (Richter) M 6.0, en el año 1934. (Sagripanti 2006).

La Sección Las Peñas, de la falla de la sierra Chica, se extiende hacia el S en la llanura por 37 km desde el lineamiento Los Cóndores hasta el arroyo Tegua con azimut 350° N y plano buzante al ENE. Su expresión superficial son pequeñas escarpas, es de movimiento inverso con posible componente de rumbo sinestral. En esta Sección se han interpretado paleoterremotos que habrían tenido ocurrencia en el Pleistoceno superior y Holoceno superior (Sagripanti et al. 2012).

La metodología seguida ha contemplado el foto-análisis de fotografías aéreas verticales y oblicuas, estas últimas tomadas con bajo ángulo de incidencia solar en dos vuelos realizados a baja altura, el relevamiento de campo y la apertura de trincheras.

Los resultados obtenidos a través del análisis de escarpas y pequeñas escarpas han permitido, en el caso de la falla Las Lagunas, determinar que su escarpa es compuesta o múltiple evento, las edades de las

1 - Departamento de Geología. Universidad Nacional de Río Cuarto. Córdoba. Argentina. E-mail: diegovillalba1976@hotmail.com

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reactivaciones holocenas y confirmar la ruptura superficial del Gran Terremoto de Sampacho de M 6.0. Estructuras deformacionales cosísmicas relevadas en las dos fallas han permitido, por medio de fórmulas empíricas, determinar la paleomagnitud entre M 6.9 y M 7.0.

BibliografíaSagripanti, G. 2006. Neotectónica y peligro sísmico de la región de Sampacho, departamento Río Cuarto. Provincia de

Córdoba. Tesis doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto (inédita), 300 p., Río Cuarto.Sagripanti, G., Schiavo, H., Felizzia, J., Villalba, D., Aguilera, D., Giaccardi, A. y Membrives, J. 2011. Fuertes paleosismos

de intraplaca y sus retornos vinculados a la falla Las Lagunas, Sierras Pampeanas de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 68 (3):52-70.

Sagripanti, G., Villalba, D. y Villegas, M. 2012. Nuevas evidencias de deformaciones cuaternarias asociadas a la falla Sierra Chica. Sierras Pampeanas de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina 69 (4):624-639.

Sagripanti, G., Villalba, D., Villegas, M., Castaldi, G., Benito, E. y Muratore N. 2014. Avances en la Valoración del Peligro Sísmico en Fallas con Actividad Cuaternaria. Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luis. Revista ASAGAIA 32:93-105.

Villalba, D. y Sagripanti, G. 2014. Análisis morfológico de escarpas asociadas a una falla de intraplaca con actividad cuaternaria: falla Las Lagunas, Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina 71 (1):86-95.

EL CUATERNARIO DEL BOLSÓN DE LA LAGUNA DE LOS POZUELOS, PUNA NORTE, ARGENTINA

María Camacho1 y Julio J. Kulemeyer1

El Bolsón de la laguna de Los Pozuelos (BLLP) (22º18’-22º25’S y 65º57’-66º02’O, 3625-4808 m s.n.m) está ubicado en el noroeste de la provincia de Jujuy, en el límite argentino boliviano. Geomorfológicamente el área tiene las características distintivas de un relieve en bolsón con una superficie aproximada de 3650 km2. El alargamiento de la depresión conforma un bajo morfoestructural delimitado por fallas de dirección submeridional, en el que se instaló desde el Pleistoceno tardío hasta el presente, un sistema lagunar salino, somero, relativamente extenso, sometido a frecuentes retracciones y expansiones. Para este estudio se realizaron fotointerpretación geológica y geomórfica, estudios sedimentológicos, mineralógicos, paleontológicos, análisis físicos–geoquímicos (fluorescencia de rayos X, IC ICP-OES) y dataciones radiocarbónicas calibradas. Se consideraron 4 perforaciones de Mcglue et al. (2013) y 4 de Camacho et al. (2013). El registro del Cuaternario se inició con depósitos de abanicos aluviales-Nivel I, que se distribuyeron en todo el piedemonte del BLLP. Se acumularon en períodos pluviales constituyendo abanicos coalescentes. Son los depósitos clásticos más antiguos, que fueron erosionados y aplanados formando una única bajada. Se los asigna provisoriamente al Pleistoceno temprano-medio, por considerarlos previos a la expansión lacustre. Estas secuencias son netamente discordantes con todas las formaciones paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas terciarias y pasan lateralmente a los depósitos de las costas lacustres de la fase Minchin y deltas asociados (>43 a 23 ka), del Pleistoceno tardío (Camacho et al. 2013). Durante el evento glacial a nivel regional (Camacho et al. 2013), se formaron extensas líneas costeras a 3695, 3680 y 3665 m s.n.m, las dos últimas muy bien preservadas con desarrollo de biohermas–carbonatos algales y calclititas. Mientras se construían deltas “tipo Gilbert”, con su típica estructura tripartita de fondo: formas “bottomset” constituidas por fango; clinoformas “foreset” con capas de arena con estratigrafía cruzada planar y topeformas “topset” de grava fina, hoy expuesto por fallas neotectónicas de edad ~15 ka, en la desembocadura del Río Corral Blanco. Representan ambientes litorales costeros que acompañan a tres expansiones y contracciones lacustres de acuerdo a la deducción paleolimnológica realizada por Camacho et al. (2013). Lateralmente se formaron depósitos de abanicos aluviales-Nivel II (grava arenosa y arena) de ~26 a 19 ka, edad apoyada en las posiciones morfológicas-estratigráficas representadas en la Fig. 1 y en las dataciones del esquema paleogeográfico de McGlue et al. (2013). Mientras tanto la laguna sufría otra retracción lacustre debido a un clima más árido y más cálido al comienzo, que causó precipitaciones de yeso en rosetas de 5 cm de diámetro y halita, y luego una recuperación a una laguna efímera (playa lake) del último máximo glacial (LGM) (~23 a 15 ka), en cuyos sedimentos se encuentran fangos carbonáticos-silicoclásticos, yeso, halita, con ostrácodos y gyttja. Los ajustes climáticos y tectónicos del final del LGM la redujeron a una laguna efímera de 264 km2 de superficie y 10 m de profundidad. Las costas del Holoceno temprano a 3625 m s.n.m (10 ka C14 AP) indican el inicio del interglacial con una mayor retracción lacustre de 112 km2 por 1 m de profundidad, con oscilaciones entre 70 km2 x 0,50 m, hasta quedar casi seca. La rodean los depósitos de abanicos aluviales-Nivel III (arenas, gravas y limos), de ~3 ka al presente (McGlue et al. 2013). Estos últimos se encuentran cubiertos por depósitos eólicos al sur del BLLP. Al final de los ríos Cincel, Blanco y Sta. Catalina, se formaron deltas. El cuadro estratigráfico finaliza con los depósitos de planicies de inundación y cauces, constituidos de arenas, limos y eflorescencias salinas.

1 - Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de Jujuy, Argentina. E-mail: mcamacho@fi.unju.edu.ar

Figura 1. Falla Las Lagunas a) vista aérea oblicua, b) estructura cosísmica con geometría monoclinal, c) vista panorámica de la escarpa. Sección Las Peñas d) vista aérea oblicua, e) plano de falla afectando sedimentos cuaternarios, f ) vista panorámica de la escarpa. Las flechas verticales indican la traza y la escarpa de falla.

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Figura 1. Estratigrafía del Cuaternario del Bolsón de la Laguna de Los Pozuelos.

BibliografíaCamacho, M.; Zamar, M.I. y Kulemeyer J.J. 2013. Sedimentología, Mineralogía y Paleontología de los sedimentos costeros

del Pleistoceno tardío Holoceno, de la Cuenca de la Laguna de Los Pozuelos. Investigaciones en Facultades de Ingeniería del NOA. Capítulo Ciencias de la Tierra, 8p. CD ROM. Santiago del Estero.

McGlue, M. M.; Cohen, A. S.; Ellis, G. S. y Kowler, A. L. 2013. Late Quaternary stratigraphy, sedimentology and geochemistry of an underfilled lake basin in the Puna plateau (northwest Argentina), Basin Research, 25, 1-21.

INDICADORES BIOLÓGICOS Y GEOQUÍMICOS DE CAMBIOS AMBIENTALES RECIENTES EN SECUENCIAS SEDIMENTARIAS

LACUSTRES DE PATAGONIA NORTE (ARGENTINA)

Romina Daga1,2, Andrea Rizzo 1,2, Silvia Dutrús3, Sergio Ribeiro Guevara1 y María Arribére1,4

Las secuencias sedimentarias lacustres tienen la particularidad de almacenar gran cantidad de información debido a que están poco expuestas a procesos de meteorización y mezcla post-depositacional, integrando procesos ocurridos en el cuerpo de agua y su cuenca, como también otros de alcance regional y global (Smol 2008). Cada sistema lacustre está afectado por un sinnúmero de procesos y la interacción de dichos procesos da como resultado que cuerpos de agua muy cercanos entre sí posean registros muy diferentes ante la influencia de factores similares. El objetivo del presente trabajo es estudiar señales de cambios ambientales de carácter natural y/o antrópico en cuerpos de agua someros geográficamente cercanos, pero ubicados en un marcado gradiente de altitud y de precipitación en dirección oeste-este en el sector N de Patagonia Andina, Parque Nacional Nahuel Huapi (PNNH). Se analizó un ambiente de altura, el lago Tonček, ubicado a 1750 m s.n.m., en el límite de vegetación sobre el cerro Catedral; dos lagos andinos, Morenito y El Trébol, situados a 770-790 m s.n.m. en el bosque Andino-Patagónico, y un ambiente de Patagonia extra-Andina, el lago El Toro, localizado en una pequeña depresión a 1025 m s.n.m. en la estepa arbustiva (Fig.1a). Se extrajeron secuencias sedimentarias cortas de fondo de lago mediante un muestreador de gravedad activado por mensajero, recuperando testigos de entre 33 y 70 cm de longitud, los cuales fueron abiertos, descriptos visualmente, submuestreados cada 1 cm (o respetando límites naturales) y liofilizados. Las secuencias obtenidas fueron fechadas mediante las técnicas de 137Cs y 210Pb, y tefrocronología, abarcando entre 350-1000 años. Se presenta aquí el análisis de indicadores biológicos como sílice biogénica (SiB) y materia orgánica (MO), las propiedades físicas como densidad seca y contenido de humedad, y parámetros geoquímicos como perfiles de contenidos de elementos mayoritarios y trazas. La MO fue determinada mediante pérdida por calcinación a 550 °C (LOI550) y la concentración de SiB mediante digestión alcalina-húmeda, mientras que la composición elemental del sedimento (Al, Ca, Fe, Mg, Mn, Na, K, Ti, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Tb, Tm, Yb, Lu, Sb, As, Ba, Br, Cs, Zn, Co, Cr, Hf, Sc, Sr, Ta, Th, U, V) fue determinada mediante Análisis por Activación Neutrónica Instrumental. Mientras que la SiB (como estimación de microfósiles silíceos) y la MO (como medida de los componentes orgánicos que alcanzan el fondo de un lago) son utilizadas como proxies de procesos biológicos autóctonos y alóctonos, la información geoquímica permite inferir procesos que ocurren tanto en el cuerpo de agua como en la cuenca, registrando además procesos catastróficos o antrópicos lejanos a los lagos en estudio. SiB y MO marcan una primera diferencia entre los lagos analizados. Se distinguen los lagos El Trébol y Morenito con mayores concentraciones de MO que los lagos Tonček y El Toro. Esta diferencia se hace más evidente para SiB, con valores hasta 15 veces mayores (Fig. 1b-c), asociándose a la mayor productividad que poseen los lagos El Trébol y Morenito respecto a un lago de altura localizado en el límite de vegetación y a un lago de estepa. Por otra parte, son evidentes variaciones temporales en MO y SiB en todos los ambientes (Fig. 1c). Aunque, en general, los perfiles de SiB acompañan a la MO, en algunos sectores los perfiles de concentraciones difieren en su forma. Diferencias en salinidad y pH entre los ambientes estudiados pueden explicar diferencias en los perfiles y en la correlación de estos parámetros. Los parámetros geoquímicos, por su parte, apoyan las diferencias observadas mediante los parámetros biológicos. Las variaciones de concentraciones elementales observadas a lo largo de los perfiles responden a diversos factores, como depositación de cenizas volcánicas, cambios en patrones de circulación en los cuerpos de agua, efectos antrópicos puntuales, entre otros, factores que también afectan SiB y MO (Fig. 1c). En general, los elementos terrígenos, como Fe y Al, indican procesos

1 - Laboratorio de Análisis por Activación Neutrónica, Comisión Nacional de Energía Atómica, Centro Atómico Bariloche, Bariloche, Argentina. E-mail: romina@cab.cnea.gov.ar2 - CONICET, Argentina3 - NuMaDi, Comisión Nacional de Energía Atómica, Centro Atómico Bariloche, Bariloche, Argentina4 - Instituto Balseiro, Universidad Nacional de Cuyo, Mendoza, Argentina

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de erosión y llegada de material alóctono al lago con comportamiento inverso a los indicadores biológicos, mejor representado en los lagos El Trébol y El Toro; variaciones en las concentraciones de Fe pueden estar también relacionadas a procesos redox. El Br, por su parte, se asocia a la MO, y está siendo utilizado para caracterizar el origen de la MO. Integrando la información, los indicadores biológicos y geoquímicos mostraron diferentes comportamientos en las secuencias analizadas, asociadas a las variaciones de las condiciones ambientales de cada lago durante su historia depositacional. El lago Tonček, por ejemplo, un pequeño lago de altura, fue principalmente afectado por la depositación de cenizas volcánicas, incendios extendidos durante los siglos pasados y ligeras variaciones de temperatura ambiente. El lago El Toro, localizado en ambiente de estepa, fue esencialmente afectado por fluctuaciones en el nivel del lago en respuesta a variaciones en las precipitaciones locales, y por el posible efecto antrópico de la construcción de una ruta que atraviesa su cuenca. El lago Morenito refleja un incremento de productividad (SiB y MO) durante las últimas décadas, coincidente con su cierre y separación del lago Moreno. Por su parte, el lago El Trébol, muy cercano al lago Morenito, con sus elevados indicadores de productividad resulta de particular interés en cuanto a la identificación de su causa. En conclusión, debido a la multiplicidad de procesos, sólo es posible efectuar reconstrucciones paleolimnológicas consistentes a partir de análisis multiproxies.

BibliografíaSmol, J. 2008. Pollution of Lakes and Rivers, a Paleoenvironmental Perspective. Blackwell Publishing, 383 p., USA.

Figura 1. a) Ubicación del área de estudio; b) Variación de SiB vs MO para los lagos en estudio; c) Variación de concentración con la profundidad para indicadores biológicos y geoquímicos para los cuatro lagos.

HISTORIA AMBIENTAL DE LA LAGUNA SECA (TARTAGAL, SALTA, ARGENTINA)

Pamela Tatiana Fierro 1,2, Santiago Giralt 3, Julio José Kulemeyer 1,2 y Liliana Concepción Lupo 2,4

Se presentan los primeros resultados de las investigaciones interdisciplinarias sobre la historia del paisaje en la Serranía de Tartagal, Salta, para el período 1962 - 2012 AD. Se hicieron estudios de alta resolución temporal en sedimentos de una laguna (Laguna Seca, 22° 21’ 1.81” S, 63° 52’ 10.90” O), originada por un deslizamiento y ubicada a 780 m s.n.m., en la Selva Pedemontana de Yungas. Los deslizamientos son el proceso geomorfológico más relevante en el modelado de las serranías y le imprimen una fisonomía característica, con valles pequeños, integrados en una red de drenaje simple; se vinculan genéticamente a la actividad neotectónica, las estructuras geológicas, la litología, el clima y a las actividades antrópicas en el área (González Bonorino et al. 2001, Cristóbal et al. 2010). Asimismo, son un componente destacado de los eventos catastróficos recurrentes, que afectan a la región. La vegetación arbórea se caracteriza por palo blanco (Calycophylum multiflorum), palo amarillo (Phyllostylon rhanmnoides), cebil (Anadenanthera colubrina), afata (Cordia trichotoma), lapacho rosado (Tabebuia impetiginosa), pacará (Enterolobium contortisiliquum), palo lanza (Patagonula americana), quina (Myroxylon peruiferum) y urundel (Astronium urundeuva), junto a numerosos arbustos, hierbas y lianas. Las precipitaciones medias son de 1100 mm anuales, con gran variabilidad interanual, concentradas en el verano.

Se extrajeron dos testigos de 40 cm de longitud del borde de la laguna, que fueron objeto de fotografías de alta resolución y sobre uno de ellos se hicieron análisis geoquímicos cada 3 mm por fluorescencia de rayos-X (Chung 1974). Se analizó la mineralogía por difracción de rayos-X (XRD) y se realizaron estudios palinológicos a intervalos de 1 cm. Mediante el software R, se analizó la ordenación RDA y PCA (R Core Team, 2012). Los tipos polínicos fueron identificados utilizando la palinoteca de referencia regional PALJUA y bibliografía específica, la concentración polínica y gráficas se efectuaron con el programa TILIA (Grimm 2011); la cronología se basó en el análisis de 12 submuestras por Pb210 y una muestra por AMS radiocarbono.

Las dataciones por Pb210 muestran que el registro sedimentario comprendería en total unos 50 años. Los sedimentos son arcillas y limos rojizos masivos, con intercalaciones de arcillas ricas en materia orgánica; con macrorestos vegetales fibrosos en la base. Se destaca la presencia de cuarzo, illita y clinoclorita; los componentes geoquímicos más relevantes son Al, Si y K. El análisis de redundancia indica que los elementos químicos, excepto el Mn, se asocian a minerales terrígenos (cuarzo, albita e illita). La entrada de terrígenos a Laguna Seca se relaciona a eventos de precipitación intensa y abundante, que producen la erosión de las vertientes de la cuenca de la laguna.

Los tipos polínicos encontrados corresponden a los distintos pisos de Yungas como Alnus acuminata, Podocarpus parlatorei, Phyllosthyllon rhamnoides, Calycophyllum multiflorum, Anadenanthera colubrina, Parapiptadenia excelsa, Patagonula americana, Sapium haematospermum, Junglans australis y Allophylus edulis. Los elementos chaqueños y de transición Chaco-Selva Pedemontana, como las Cactaceae, tipo Prosopis y tipo Acacia, están escasamente representados. Los tipos polínicos indicadores de humedad local se incrementan entre 2005 y 2012, probablemente debido a eventos de precipitación intensa y abundante ocurridos durante ese periodo (Fig. 1).

La correlación entre las precipitaciones anuales y la reconstrucción cualitativa de la precipitación obtenida a partir del PCA de los datos de XRF, muestra una buena correspondencia entre las dos señales (Fig.1). Los resultados de la geoquímica, mineralogía y palinología son consistentes con la precipitación anual en Tartagal durante las últimas décadas y reflejan cierta correlación con los fenómenos de aluviones

1 - INTEMI, - Facultad de Ingeniería- Universidad Nacional de Jujuy (UNJu.). Argentina. E-mail: pamelatatianafierro@gmail.com2 - CIT UNJu3 - Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera (ICTJA-CSIC), Universidad de Barcelona4 - CIT UNJu-CONICET

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y deslizamientos ocurridos en los años 1984, 2000, 2005-2006 y 2009 en la Serranía de Tartagal y su piedemonte oriental.

Se destaca la potencialidad de estos archivos para la reconstrucción de la historia ambiental, con énfasis en los eventos potencialmente catastróficos. La integración de estos resultados al análisis multitemporal de los procesos geomorfológicos activos, al sistema actual basado en estudios del clima, la vegetación y análisis polínico de superficie y referencias históricas, permitirá alcanzar mayores precisiones respecto a la causalidad y magnitud de los procesos catastróficos históricos en el área de Tartagal.

BibliografíaChung, F. 1974. Quantitative interpretation of X-ray diffraction patterns of mixtures: II. Adiabatic principles of X-ray

diffraction analysis of mixtures. Journal of Applied Crystallography, 7: 526–531.Cristóbal, L.S., Pacheco, S., Malizia L. y Garcia Bes P. 2010. Dinámica de deslizamientos en la Selva Pedemontana del

Departamento San Martin. En: Brown A., Blendinger P., Lomascolo T. y García Bes P. (eds). Selva Pedemontana de las Yungas. Historia natural, ecología y manejo de un ecosistema en peligro. Ediciones del Subtrópico: 333-343.

González Bonorino, G; Rivelli R y Bartoloni M. 2001. Hoja Geológica 2363-I Tartagal. Provincia de Salta Servicio Geológico Minero Argentino. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Boletín Nº 331.

Grimm, E. 2011. Tilia Software. Illinois State Museum. Research & Collection Center. Springfield, Illinois.R Development Core Team. 2012. A language and environment for statistical computing. R Foundation for Statistical

Computing Vienna, Austria ISBN 3-90051-07- 0.

Figura 1. Evolución de la precipitación anual para el periodo 1962 – 2008, reconstrucción cualitativa de la precipitación obtenida a partir del PCA de los datos de XRF, diagrama polínico reducido de agrupaciones polínicas

(indicadores de humedad y árboles), de sedimento de la Laguna Seca, Tartagal Salta. Las líneas de puntos (------) representan los años más significativos de fenómenos de aluviones y deslizamientos en la Serranía de Tartagal.

FAUNA BENTÓNICA CALCÁREA EN EL REGISTRO PALEOLIMNOLÓGICO Y CAMBIOS HIDROLÓGICOS EN EL

HOLOCENO TARDÍO EN LA LAGUNA MAR CHIQUITA, PROVINCIA DE CÓRDOBA

Sandra Gordillo1, Eduardo Piovano1 y Silvia Carrizo1

Los organismos acuáticos preservados en sedimentos holocenos son herramientas valiosas para estudios de reconstrucción paleoambiental. Los ostrácodos, foraminíferos y moluscos son los organismos calcáreos con mayores probabilidades de preservación, a pesar que en determinadas circunstancias ambientales pueden disolverse ocasionando pérdida tafonómica. La laguna Mar Chiquita, en la provincia de Córdoba, constituye el mayor lago salino en América del Sur (6.000 km2 durante los niveles altos), y se caracteriza porque su nivel ha cambiado notablemente a diferentes escalas temporales (decenas y miles de años).

En este estudio se analizaron 49 muestras (zonas) de un testigo de 147 cm de longitud (TMC-08-1; 30°51´14” S, 62°39´27” O) tomado a 9 m de profundidad. Las muestras se tamizaron a través de una malla 200 (75mm) y su fauna calcárea (es decir, ostrácodos, foraminíferos y moluscos) se separó con ayuda de un microscopio binocular (LEICA-MZ). Para su cuantificación, se utilizaron submuestras de 10 g de masa seca para calcular el número de especies en valor absoluto para cada nivel. Para ilustrar las muestras seleccionadas se utilizó un microscopio SEM (LEO 1450VP). Los ejemplares ilustrados y seleccionados se depositaron en el repositorio paleontológico del Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (UNC-CEGH).

El total de la fauna recuperada (N=3,554) se compone de foraminíferos (69,5%), ostrácodos (29,83%), y una proporción menor de gasterópodos (0,67%). Desde el punto de vista sistemático la fauna se compone de 4 especies: el foraminífero Ammonia beccarii (Linné 1758), los ostrácodos Cyprideis salebrosa Van den Bold, 1963 y Limnocythere sp. aff. Limnocythere staplini Gutentag y Benson, 1962 y el gasterópodo Helobia parchappii d`Orbigny, 1835.

De las 49 muestras analizadas, solamente 16 presentaron elementos calcáreos, las cuales fueron reagrupadas como 16 zonas en dos sectores del testigo: el sector inferior (entre 143 y 129 cm), que comprende las zonas 1 a 5 y la superior (entre 25,8 y 7,5 cm) que incluye las zonas 6 a 16.

El sector inferior de la secuencia se caracteriza por la presencia de Limnocytere sp. aff. L. staplini que se produce exclusivamente en las zonas 1 a 5 (143-129 cm), estando la mayor concentración en las zonas 3 y 4 (131 a 130 cm de profundidad). Esta especie sugiere una fase de nivel alto de la laguna con elevada alcalinidad y su presencia en varios niveles en gran abundancia denota cierta estabilidad.

Por el contrario, el sector superior (zonas 6 a 16; 25,8-7,5 cm) está dominado por Ammonia beccarii, seguida por Cyprideis salebrosa y Helobia parchappii en menor proporción. Esta última, es la única especie en la zona 6 (25,8 cm de profundidad). Las zonas 8 a 13 también son monoespecíficas, pero compuestas por Ammonia beccarii. Este taxón se convierte en abundante en el sector medio (zonas 10 y 11; 16-13,6 cm), que muestra la mayor concentración de microfósiles, y disminuye hacia la parte superior. Estas especies en el sector superior se asocian a condiciones salobres, inestables o con altas variaciones de salinidad.

Por lo tanto, estas diferencias en la composición faunística a lo largo del testigo se explican en función de la tolerancia ecológica diferencial asociada a los cambios hidrológicos acontecidos en el período considerado, en el cual la parte inferior de la secuencia representa un intervalo de nivel alto de la laguna que tuvo lugar ca. 1,5-1,1 ka AP (Piovano et al. 2009), mientras que la parte superior muestra los cambios faunísticos asociados a los niveles altos a partir de 1970 hasta una fuerte caída que tuvo lugar en el año 2003. La baja diversidad de especies y las diferencias en la composición de la fauna a lo largo de la secuencia

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)/Universidad Nacional de Córdoba (UNC),Córdoba, Argentina. E-mail: sgordillo@cicterra.conicet.gov.ar

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se explican sobre la base de condiciones hidrológicas altamente variables con el cambio de la salinidad y la composición iónica de este sistema cerrado, lo que da lugar a una rápida colonización de hábitats inestables recién creados por especies oportunistas. Este estudio preliminar se completará con otras secuencias tomadas en la laguna a los fines de proporcionar un modelo comparable con otras cuencas lacustres salinas en el mundo.

BibliografíaPiovano, E.L., Ariztegui, D., Córdoba, F., Cioccale, M. y Sylvestre, F. 2009. Hydrological Variability in South America Below

the Tropic of Capricorn (Pampas and Patagonia, Argentina) During the Last 13.0 ka. En: Past Climate Variability in South America and Surrounding Regions. Springer, Developments in Paleoenvironmental Research 14, 323-351.

RECONSTRUCCIONES HIDROCLIMÁTICAS ENTRE EL TARDIGLACIAL Y EL ANTROPOCENO EN EL SUBTRÓPICO DE

SUDAMÉRICA, DESDE EL ESTE DE URUGUAY AL CENTRO-OESTE DE ARGENTINA (25°-37° S; 53°-68° O)

Eduardo Piovano1, Jorge Chiesa2, Francisco Córdoba3, Eimi Font2, Lucía Guerra1 y Guillermo Ojeda2

La necesidad de analizar integradamente la variabilidad hidroclimática de alta y baja frecuencia (interanual a intradecadal vs. interdecadal en adelante) toma relevancia a partir del gran “salto hidroclimático” ocurrido en el SE del continente sudamericano (SESA) durante la década de los años 1970. A grandes rasgos podría sintetizarse que la variabilidad hidroclimática de la región ubicada al E y N de la Diagonal Árida (DA) está relacionada con la actividad del Sistema Monzónico Sudamericano, mientras que el balance hídrico de las regiones ubicadas al O y S de la DA está regulado por la actividad de la faja de los Vientos del Oeste (Garreaud et al. 2009).

Numerosos estudios indican que la actividad del Sistema Monzónico Sudamericano y de la faja de los Vientos del Oeste ha variado a diferentes escalas temporales y espaciales. Un importante número de sistemas lacustres contienen excelentes registros paleolimnológicos que permiten reconstruir la variabilidad ambiental ocurrida desde el Tardíglacial hasta el Antropoceno en el área comprendida entre la planicie uruguaya y el centro-oeste y NO de Argentina incluyendo la región Pampeana Argentina, Puna Austral y Cordillera Oriental (Valero-Garcés et al. 2003, García Rodríguez et al. 2009, Piovano et al. 2009, Rojo 2009, Córdoba, 2012, Stutz et al. 2012, del Puerto et al. 2013, Córdoba et al. en prensa, Guerra et al. en prensa).

El análisis de multi-indicadores de testigos sedimentarios datados (C14 AMS y 210Pb) permitió efectuar reconstrucciones hidroclimáticas representativas de un gran sector de la región pampeana y E de Uruguay (lagunas Mar Chiquita, Melincué, Encadenadas del Oeste de Buenos Aires en Argentina y laguna Peña en Uruguay). El registro de la laguna Mar Chiquita (Córdoba) indica un largo período de sequía seguido por una fase de mayor humedad a partir de los 13.0 cal. ka AP cuya duración aún no ha sido determinada, seguido por un reverso hidrológico con una fase extrema datada en ca. 4.7 ka cal. AP. Situaciones de mayor disponibilidad de humedad -entre 1.5 y 1.1 ka cal. AP- pueden ser parcialmente asignadas a la Anomalía Climática Medieval (ACM). El primer milenio está pobremente representado y se corresponde con situaciones de déficit hídrico comparables a las reconstruidas para la Pequeña Edad de Hielo (PEH). Similares reconstrucciones cubriendo parte del Holoceno medio y tardío y en particular los eventos climáticos globales asignados a la ACM y PEH pueden identificarse en el registro de las lagunas Melincué (Santa Fe; Guerra, en preparación) y Encadenadas del O de Buenos Aires (Córdoba 2012). En correspondencia con el período denominado Antropoceno (Curtzen 2002), los registros paleolimnológicos de los sistemas ubicados al E de la Diagonal Árida indican una disminución en la intensidad de las condiciones de sequías a partir de ca. 1850 AD hasta la década de los años 1970, momento en el que se inicia la situación de balance hídrico positivo. En lo que respecta al E de Uruguay, el registro de laguna Peña se extiende desde los 2.5 ka cal. hasta 2010 AD. El análisis paleolimnológico permite inferir eventos climáticos asociados a la ACM y PEH (del Puerto et al. 2013) en fase hidrológica a los ocurridos en la región pampeana argentina.

Aunque la salina del Bebedero se encuentra en el centro-oeste de Argentina (bajo influencia del Sistema Monzónico), su conexión pasada con el sistema fluvial del río Desaguadero, controlado por humedad originada en el Océano Pacífico, ha generado escenarios de niveles altos durante la PEH a diferencia de las fases secas características de la región pampeana. Las reconstrucciones se efectuaron en función de la caracterización sedimentológica y bioestratigráfica de sucesiones sedimentarias de unidades lacustres

1 - CICTERRA (CONICET-Universidad Nacional de Córdoba), Córdoba, Argentina E-mail: eduardopiovano@gmail.com2 - Departamento de Geología, Universidad Nacional de San Luis, San Luis, Argentina3 - CIT Jujuy, Instituto de Geología y Minería, Universidad Nacional de Jujuy, Jujuy, Argentina

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y eólicas en el área de la salina del Bebedero (González y Maidana 1998, Chiesa et al. 2010, Ojeda et al. 2013, Font com. pers.) y análisis polínicos en testigos (Rojo 2009). El registro sedimentario de la salina del Bebedero (San Luis) incluye facies lacustres con niveles variables desde el Pleistoceno tardío hasta la PEH, sincrónicos y en fase hidrológica con los registrados en Patagonia Norte, región controlada por similares patrones de circulación atmosférica, y que evidencian las mismas fluctuaciones en la faja de los vientos del oeste durante el Holoceno.

Al comparar las fluctuaciones hidrológicas ocurridas desde el Tardiglacial hasta la actualidad, la Región Pampeana presenta un comportamiento antagónico con respecto a otras regiones de Sudamérica (p.ej. Puna Chilena, Patagonia). El desarrollo de una fase fría o cálida está asociado a una modificación en el transporte y aporte de humedad definiendo el signo del balance hidrológico regional. Los sistemas lacustres alimentados desde el Océano Pacífico (Patagonia y cuencas con cabeceras en la región Andina como la cuenca del río Desaguadero y su vinculación con las lagunas de Guanacache y salina del Bebedero) muestran niveles comparativamente más altos durante períodos con intensificación de actividad de la faja de Westerlies, como por ejemplo, durante el Holoceno medio o la PEH. Por el contrario, la Región Pampeana exhibe fases de mayor humedad durante intervalos cálidos (Holoceno temprano, ACM), las cuales podrían ser el resultado de un Monzón fortalecido que advecta mayor cantidad de humedad hacia el subtrópico. El gran salto hidroclimático registrado a partir de la década de los años 1970 en la Región Pampeana no tiene correlato en el registro instrumental de los últimos ca. 100 años, aunque el registro paleolimnológico indica situaciones similares durante la ACM. Este cambio se encuentra claramente preservado en numerosos sistemas lacustres salinos, los cuales constituyen excelentes “marcadores estratigráficos”.

Es importante remarcar que nuestros resultados indican que las reconstrucciones hidroclimáticas basadas en datos paleolimnológicos permiten analizar la variabilidad con una alta resolución temporal, algo difícil de determinar en los ambientes continentales dominado por secuencias aluvio-eólicas.

BibliografíaChiesa, J., Strasser, E. y Gómez, D. 2010. Estratigrafía de la cuenca media del Río Desaguadero, San Luis, Argentina. En:

M. Zárate, G. Neme y A. Gil (Eds.), Paleoambientes y ocupaciones humanas del centro-oeste de Argentina durante la transición Pleistoceno-Holoceno y Holoceno de Mendoza. Sociedad Argentina de Antropología: 41-64, Buenos Aires.

Córdoba, F. 2012. El registro climático del Holoceno tardío en latitudes medias del SE de Sudamérica: Limnogeología de las Lagunas Encadenadas del Oeste, Argentina. Tesis doctoral inédita. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdoba.

Crutzen, P. 2002. Geology of mankind. Nature, 415 (6867):23-23.del Puerto, L., Bracco, R., Inda, H., Gutiérrez, O., Panario, D. y García-Rodríguez, F. 2013. Assesing links between late

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García-Rodríguez, F., Piovano, E., del Puerto, L., Inda, H., Stutz, S., Bracco, R., Panario, D., Córdoba F., Sylvestre, F. y Ariztegui, D. 2009. South American lake paleo-records across the Pampean Region. PAGES, 17 (3):115-117.

Garreaud, R., Vuille, M., Compagnucci, R. y Marengo, J. 2009. Present-day South American Climate (LOTRED South America). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 281:180-195.

Guerra, L., Piovano, E., Córdoba, F., Sylvestre, F. y Damatto, S. 2014. The hydrological and environmental evolution of shallow Lake Melincué, central Argentinean Pampas, during the last millennium. Journal of Hydrology, (en prensa).

Piovano, E., Ariztegui, D., Córdoba, F., Cioccale, M. y Sylvestre F. 2009. Hydrological variability in South America below the Tropic of Capricorn (Pampas and eastern Patagonia, Argentina) during the last 13.0 ka. En: Vimeux, F., Sylvestre, F., Khodri, M. (Eds.), Past climate variability from the Last Glacial Maximum to the Holocene in South America and Surrounding regions: From the Last Glacial Maximum to the Holocene. Springer- Developments in Paleoenvironmental Research Series (DPER):323-351.

Rojo, L.D. 2009. Condiciones paleoambientales durante el Holoceno entre los 33°-34° S (Mendoza y San Luis). Tesis doctoral inédita. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Mar del Plata, 129 p., Mar del Plata, Argentina.

Stutz, S., Borel, C., Fontana, S., Tonello, M. 2012. Holocene changes in trophic states of shallow lakes from the Pampa plain of Argentina. Holocene, 22:1263-1270.

Valero-Garcés, B.L., Delgado-Huertas, A., Navas, A., Edwards, L., Schwalb, A. y Ratto, N. 2003. Patterns of regional hydrological variability in central-southern Altiplano (18-26° S) lakes during the last 500 years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 194:319-338.

Ojeda, G., Chiesa, J. y Gómez, D. 2013. Los depósitos eólicos asociados a la planicie aluvial del río Desaguadero, Provincia de Mendoza, Argentina. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis 20 (2):105-128.

EVOLUCIÓN AMBIENTAL DE DOS LAGOS SOMEROS DEL SE DE LA LLANURA PAMPEANA DURANTE EL HOLOCENO.

INFERENCIAS PALEOCLIMÁTICAS

Silvina Stutz1, Marcela S. Tonello1, María de los Ángeles González Sagrario1 y Diego Navarro1

La capacidad de los sistemas lacustres para responder a los cambios tanto internos como externos y registrarlos en sus sedimentos los constituye en excelentes archivos para estudiar las condiciones ambientales del pasado. Las reconstrucciones paleolimnológicas de alta resolución basadas en múltiples indicadores constituyen una de las herramientas más importantes para reconstruir la evolución de los sistemas lacustres y evaluar las respuestas de estos ecosistemas a forzantes naturales y antropogénicos. Cuando estas reconstrucciones se realizan en una red de sistemas semejantes, análisis multi-sitios, las inferencias paleoambientales obtenidas se pueden extrapolar y generar reconstrucciones de carácter regional. La llanura Pampeana, ubicada en la región central de Argentina (33°- 39° S; 57°- 66° O), está cubierta por una secuencia sedimentaria cuaternaria de depósitos eólicos, fluviales y lacustres intercalados con paleosuelos. Los lagos representan los ecosistemas acuáticos dominantes en la región y han sido caracterizados como lagos poco profundos, con tiempos de permanencia del agua, profundidades, áreas y salinidad altamente variables, naturalmente eutróficos y actualmente hasta hipereutróficos (Quirós y Drago 1999, Sosnovsky y Quirós 2006).

Con el objetivo de reconstruir la evolución ambiental y las variaciones climáticas durante el Holoceno en el SE de la llanura Pampeana, se analizaron dos registros sedimentarios extraídos de los lagos someros Hinojales (37º23’ S; 57º23’ O) y Tobares (37º30’ S; 57º28’ O). Ambos lagos están desarrollados en cubetas de deflación originadas en el Pleistoceno tardío, están rodeados en sus márgenes NE-E-SE por dunas de limo y presentan en la actualidad una comunidad de macrófitas emergentes, sumergidas y flotantes semejantes. Los registros sedimentarios obtenidos poseen una edad basal de ca. 12.000 años cal. AP. El registro de Hinojales abarca el Holoceno completo, mientras que en Tobares se registran el Holoceno temprano y los últimos 2000 años. Los resultados de los análisis de polen, palinomorfos no polínicos y macrorrestos vegetales y fauna asociada permitió establecer la presencia en el Holoceno temprano (entre ca. 11.600 y 8100 años cal. AP en Hinojales y entre 12.300 y 9900 años cal. AP en Tobares) de cuerpos de agua someros, salobres y con muy buena penetración lumínica. Estos cuerpos de agua están caracterizados por abundantes carófitas del género Chara y quistes de resistencia de Peridinoideos y protozoos, que indican cuerpos de agua muy claros. El espectro polínico refleja la comunidad regional caracterizada por Poaceae y Asteraceae subf. Asteroideae y una comunidad local (bordeando los cuerpos de agua) dominada por Chenopodiaceae. En ambos espectros polínicos se registran abundantes proporciones de esporas de briófitas. Con posterioridad a los ca. 8100 años cal. AP se incrementan los valores de Chenopodiaceae en el espectro polínico de Hinojales, lo que indica una expansión de la comunidad halófita; esto se mantiene hasta ca. 700 años cal. AP. En el cuerpo de agua continúan dominando las carófitas, incorporándose Tolypela sp. y Nitella sp. y otras macrófitas sumergidas, Myriophyllum sp., Ceratophyllum sp. y Potamogeton sp.; también aparecen las clorófitas planctónicas Pediastrum sp., Scenedesmus sp., Tetraedron sp. y Tetrastrum sp. En Tobares, a partir de los ca. 2000 años cal. AP y hasta ca. 800, las Chenopodiaceae indican una importante comunidad halófita, mientras que en el cuerpo de agua se incrementan las macrófitas sumergidas y las clorófitas planctónicas, de igual manera que en Hinojales. Entre ca. 700 y 450 años cal. AP hay un cambio gradual en ambos lagos. Este cambio se caracteriza por la transición de la dominancia de Chenopodiaceae a Cyperaceae, mientras que las macrófitas sumergidas y las flotantes libres, Lemnaceae, Azolla filiculoides y Ricciocarpus natans, aumentan sus valores. Las clorófitas planctónicas se incrementan a partir de ca. 350 años cal. AP. En este momento se establece la dominancia de Cyperaceae en la comunidad de macrófitas emergentes y se establecen en ambos lagos condiciones de aguas turbias en cuerpos de agua de mayor

1 - Ecología y Paleoecología de Ambientes Acuáticos Continentales, IIMyC CONICET – Universidad Nacional de Mar del Plata, Juan B. Justo 2550 (7600) Mar del Plata, Argentina. E-mail: smstutz@mdp.edu.ar

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extensión y bien definidos. Resultados semejantes están descriptos para dos lagos del área, Nahuel Rucá y Lonkoy, a partir de los ca. 1500 años AP (Tonello et al. 2014).

La información paleoambiental analizada hasta el momento permite proponer que en el SE de la llanura Pampeana las condiciones durante el Holoceno temprano fueron más húmedas que las condiciones frías y secas del Pleistoceno tardío, de manera semejante a lo propuesto, por ejemplo, por Quattrocchio et al. (2008), Piovano et al. (2009), Zech et al. (2009), y Tonello y Prieto (2010). A partir del Holoceno medio, se registran condiciones más secas que las anteriores, que se habrían mantenido hasta muy recientemente, ca. 700 años cal. AP. A partir de este momento comienza un período de transición, que si bien es registrado con ciertas diferencias temporales de respuesta en cada uno de los lagos analizados en este trabajo y por Tonello et al. (2014), permite inferir condiciones de mayor humedad, que se mantuvieron hasta el presente.

BibliografíaPiovano, E.L., Ariztegui, D., Córdoba, F., Cioccale, M. y Sylvestre, F. 2009. Hydrological variability in South America below

the tropic of Capricornio (Pampas and Patagonia, Argentina) during the last 13.0 ka. En: Vimeux, F. (ed.), Past climate variability in South America and surrounding regions, Developments in Paleoenvironmental Research: 323-351.

Quattrocchio, M.E., Borromei, A.M., Deschamps,C.M., Grill, S.C. y Zavala, C.A. 2008. Landscape evolution and climate changes in the Late Pleistocene-Holocene, southern Pampa (Argentina): Evidence from palynology, mammals and sedimentology. Quaternary International, 181:123-138.

Quirós, R.y Drago E. 1999. The environmental state of Argentinean lakes: An overview. Lakes and Reservories: Research and Management, 4:55-64.

Sosnovsky, A. y Quirós, R. 2006. El estado trófico de pequeñas lagunas pampeanas, su relación con la hidrología y el uso de la tierra. Ecología Austral, 16:115-124.

Tonello, M.S. y Prieto, A.R. 2010. Tendencias climáticas para los pastizales pampeanos durante el Pleistoceno tardío-Holoceno: Estimaciones cuantitativas basadas en secuencias polínicas fósiles. Ameghiniana, 47(4): 501-514.

Tonello, M.S., Stutz, S., Navarro, D., Borel, C.M., Fontana, S.L., García Rodríguez, F., González Sagrario, M.A. y Rayó, M.C. 2014. Past climate variability during the last 1500 cal yr at Pampa plain (Southern South America) based on multiproxy analysis. LOTRED-SA 3rd International Symposium “Climate change and human impact in Central and South America over the last 2000 years: Observation and Models”. Medellín, Colombia.

Zech, W., Zech, M., Zech, R., Peinemann, N., Morrás, H.J.M., Moretti, L., Ogle, N., Kalim, R.M., Fuchs, M., Schad, P. y Glaser B. 2009. Late Quaternary palaeosol records from subtropical (38°S) to tropical (16°S) South America and palaeoclimatic implications. Quaternary International, 196:107-120.

PALEOMAGNETISMO Y PARÁMETROS MAGNÉTICOS EN SEDIMENTOS DEL PLEISTOCENO DE LAS PROVINCIAS DE ENTRE

RÍOS Y BUENOS AIRES

Juan Carlos Bidegain1 y Betina S. Rodríguez2

Las investigaciones paleomagnéticas en secciones sedimentarias de loess y paleosuelos del Cuaternario de las Provincias de Buenos Aires y Entre Ríos, en la región comprendida entre las coordenadas 32º 4’ 57’’, 34º 55’ 13’’ S y 57º 57’11’’, 60º 38’16’’ O, permiten el registro de cambios de polaridad magnética de la Tierra. En la amplia mayoría de los perfiles realizados, esos cambios se han asignado a los crones Brunhes y Matuyama. Los depósitos de loess más jóvenes que se encuentran coronando las lomadas en distintas partes de la región pampeana y mesopotámica (La Plata, Marcos Paz, Zárate, San Pedro, sur de Entre Ríos) son de polaridad magnética normal (Brunhes) y se relacionan con el último estadio glacial (19–22 ka). También presentan polaridad normal (Brunhes) los sedimentos loessoides tradicionalmente asignados al bonaerense y a la parte superior del ensenadense. Las unidades sedimentarias más antiguas, con las denominaciones formacionales tales como punta Gorda, Ensenada, La Juanita, Alvear, presentan niveles de polaridad reversa que han sido asignados a Matuyama. En secciones geológicas de canteras profundas o en barrancas de ríos se obtienen registros de polaridad magnética normal dentro de la zona reversa de Matuyama que podrían corresponder a los subcrones Jaramillo (0,9 Ma) y Olduvai (1,9 Ma). Los registros de polaridad reversa más antiguos corresponderían a Matuyama inferior, ca. 2,5 Ma. Estos materiales, han sido intensamente pedogenizados y meteorizados y proporcionan muestras paleomagnéticas generalmente “duras” debido a procesos de oxidación secundaria del sedimento.

La presente contribución refiere a estudios paleomagnéticos y de magnetismo ambiental realizados en distintas localidades de Entre Ríos (Bidegain 1991, Iriondo et al. 2000, Walther et al. 2013) y de la provincia de Buenos Aires (Nabel et al. 1993, Orgeira y Compagnucci 2006, Bidegain et al. 2012).

A los fines de evaluar el alcance de los modelos magnetoclimáticos establecidos para una parte de la región pampeana se incorporan los resultados de mediciones de los parámetros de magnetismo de rocas. Por el momento los parámetros de concentración (particularmente la susceptibilidad magnética) confirman que los valores altos corresponden a los materiales menos meteorizados y los bajos a los paleosuelos y a los horizontes gley. Los picos dan valores de susceptibilidad SI > 200x10-5 y los bajos <100 x 10-5. Los valores de saturación de la magnetización remanente isotérmica (SMRI) se relacionan directamente con el grado de meteorización, conforme a lo observado en trabajos anteriores. Cabe aclarar que el comportamiento indicado debe restringirse a la zona de investigación indicada, con precipitaciones actuales del orden de los 1000 mm/anuales. Ello se debe fundamentalmente a que el régimen de humedad del suelo/paleosuelo condiciona el modelo de comportamiento de los parámetros magnéticos, por los distintos estados en que se puede encontrar el Fe (II, III). Estudios recientes en suelos de la región sub-húmeda-seca y semiárida del sur de Buenos Aires y La Pampa, evidencian la existencia de comportamientos magnéticos contrarios a los del norte, indicados en este trabajo.

El factor susceptibilidad dependiente de la frecuencia de las muestras analizadas, a los fines de la presente contribución, oscila entre mínimos de 0,5% y máximos de 6,8%, los valores más elevados se obtienen en paleosuelos y se atribuye a la presencia de partículas SP.

1 - CIC-LEMIT, La Plata, Argentina. E-mail: jcbidega@yahoo.com.ar 2 - Facultad de Cs. Naturales y Museo- Universidad Nacional de La Plata, Argentina

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BibliografíaBartel, A., Bidegain, J. y Sinito, A. 2011. Magnetic parameter analysis of a climosequence of soils in the Southern Pampean

Region, Argentina. Geofisica Internacional, 50-1: 9-22. Bidegain, J. 1991. Sedimentary development, magnetostratigraphy and sequence of events of the Late Cenozoic in Entre

Rios and surrounding areas in Argentina. Ph.D. Thesis. Stockholm University. ISBN91-7146-915-X. Akademitryck AB,Edsbruk.

Bidegain, J., Jurado, S., Chaparro, M., Gómez Samus, M., Zicarelli, S., Parodi, A., 2012. Magnetostratigraphy and environmental magnetism in a Pleistocene sedimentary sequence, Marcos Paz, Argentina.enviado a Earth.Sci. ISSN 1866-6280. DOI 10.1007/s12665-012-1958-7. Springer.

Iriondo, M., Kröhling, D. y Bidegain, J. 2000. The Quaternary of SW Entre Rios, Argentina. 31st International Geological Congress, Abstract, Rio do Janeiro.

Nabel, P., Camilion, M., Machado, G., Spiegelman, A. y Mormeneo, L., 1993. Magneto y litoestratigrafía de los sedimentos pampeanos en los alrededores de la ciudad de Baradero, Provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 48 (3-4): 193-206.

Orgeira, M. y Compagnucci, R., 2006. Correlation between paleosol- soil magnetic signal and climate. Earth Planets Space, 58: 1373-1380.

Walther, A., Mena, M., Brunetto, E., Noriega, J., Schmidt, G., Ferrero, B. y Bonini, R. 2013. Nuevos registros paleomagnéticos obtenidos en las Formaciones La Juanita y Punta Gorda, en el departamento de Diamante, provincia de Entre Ríos, Argentina. II Simposio del Mioceno-Pleistoceno del Centro y Norte de Argentina. 1:30. Entre Ríos.

ESTUDIOS PALEOMAGNÉTICOS Y PALEOAMBIENTALES EN EL AFLORAMIENTO DE RÍO VALDÉZ (TIERRA DEL FUEGO,

ARGENTINA)

María De Bernardi1, Claudia S. G. Gogorza2, María J. Orgeira3, Andrea Coronato4,5, Diego Quiroga4 y Claudia Prezzi3

En este trabajo se presentan los resultados paleomagnéticos y paleoambientales de una serie de estudios realizados sobre una secuencia sedimentaria del afloramiento del paleolago río Valdéz, el cual se encuentra localizado cercano a la desembocadura del río Valdéz, en la costa sur del lago Fagnano (54° 35’ S; 67°20’ O). El objetivo principal es caracterizar estos sedimentos a partir de una serie de estudios de magnetismo de rocas y desarrollar estudios paleomagnéticos y paleoambientales, los cuales son escasos en la región (Gogorza et al. 2012, 2013, Lisé-Pronovost et al. 2013). Los resultados se obtienen a partir del análisis de mediciones de susceptibilidad magnética en alta y baja frecuencia (ka y k), magnetización remanente natural (MRN), magnetización remanente isotérmica (MRI), magnetización remanente isotérmica de saturación (MRIS), magnetización remanente anhistérica (MRA) y campo coercitivo de la remanencia (BCR). Se calcularon los parámetros asociados (MRA/k, MRIS/MRA y MRIS/k). Los parámetros de histéresis se midieron con un Magnetómetro de Muestra Vibrante (VSM) Molspin cuyo campo no supera 1 Tesla. Los parámetros medidos son Susceptibilidad magnética, Magnetización de saturación (Ms), Magnetización remanente de saturación (Mrs), Coercitividad (Hc) y Coercitividad de remanencia (Hcr).

Los estudios de magnetismo de rocas llevados a cabo permitieron caracterizar las propiedades magnéticas de los sedimentos glacilacustres y además estudiar las variaciones seculares y de paleointensidades durante el período de depositación (y la recesión del Último Máximo Glacial (Coronato et al. 2009). Los principales portadores magnéticos son magnetita o (titano) magnetita de dominio pseudo-simple, excepto en un limitado número de niveles donde podría inferirse la presencia de greigita. La presencia de minerales super-paramagnéticos está descartada a partir del análisis de los resultados de las mediciones de susceptibilidad en baja y alta frecuencia. La variación de la concentración de los minerales magnéticos se presenta como la variable más notoria dentro del registro.

BibliografíaCoronato, A., Seppälä, M., Ponce, J.F. y Rabassa, J. 2009. Glacial geomorphology of the Pleistocene Lake Fagnano ice lobe,

Tierra del Fuego, southern South America. Geomorphology, 112: 67-81.Gogorza, C.S.G., Irurzun, M.A., Sinito, A.M., Lisé-Pronovost, A., St-Onge, G., Haberzettl, T., Ohlendorf, C., Kastner, S. y

Zolitschka, B. 2012. High-resolution paleomagnetic records from Laguna Potrok Aike (Patagonia, Argentina) for the last 16,000 years. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 13 (12): 1-18.

Gogorza, C.S.G., Orgeira, M.J., Ponce, J.F., Fernández, M., Laprida, C. y Coronato, A. 2013. Rock Magnetic Properties of Laguna Carmen (Tierra del Fuego, Argentina): Implications for Paleomagnetic Reconstruction. American Geophysical Union (AGU) - Meeting of the Americas, AGU 2013, Libro de Resúmenes, 1:50.

Lisé-Pronovost, A., St-Onge, G., Gogorza, C., Haberzettl, T., Preda, M., Francus, P., Zolitschka, B. y the PASADO science team 2013. High-resolution paleomagnetic secular variation and relative paleointensity since the Late Pleistocene in Southern South America. Quaternary Science Reviews, 71: 91-108.

1 - Facultad de Ciencias Exactas, Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires, Tandil, Argentina. E-mail: merydeb@gmail.com2 - Centro de Investigaciones en Física e Ingeniería del Centro de la Provincia de Buenos Aires (CIFICEN-CONICET), Tandil, Argentina.3 - Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales de Bs. As (IGEBA-CONICET), Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, Argentina.4 - Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC-CONICET). Ushuaia, Argentina.5 - Instituto de Ciencias Polares, Recursos Naturales y Ambiente, Universidad Nacional de Tierra del Fuego, Ushuaia, Argentina.

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ESTUDIO MAGNETOESTRATIGRÁFICO EN SEDIMENTOS DEL CENOZOICO TARDÍO DEL PARTIDO DE BALCARCE, PROVINCIA

DE BUENOS AIRES

Samus, Mauro Gómez 1,2,3; Juan Carlos Bidegain 1,4 y Yamile Rico.1,3,5

Se estudian sedimentos del Cenozoico tardío expuestos en una cantera ubicada a los 37° 49’ 37” S y 58° 12’ 13” O, en el faldeo SO de la Sierra Bachicha (provincia de Buenos Aires) a una altura aproximada de 150 m s.n.m. El objetivo del presente estudio es dar respuesta a interrogantes de índole cronológica, a través de técnicas paleomagnéticas.

Tapia (1937) estudió la cobertura sedimentaria de las Sierras de Balcarce y denominó “Médano Invasor” a los sedimentos más superficiales con abundante fauna de edad Lujanense. Por otra parte, en una perforación realizada en la zona, encontró un fragmento de un fósil que atribuye a Ctenomys chapadmalensis. Teruggi et al. (1973) estudiaron los sedimentos del Cenozoico tardío en una cantera cercana a la presente y proponen orígenes mixtos: coluvial-fluvial, eólico-coluvial-fluvial y eólico-coluvial, con desarrollo de paleosuelos. Además determinaron que la procedencia de los sedimentos es principalmente alóctona (loessoides) pero con aporte de materiales autóctonos, provenientes de las sierras. Asimismo realizaron una correlación tentativa con las Formaciones Las Ánimas, Vela y Barker descriptas por Rabassa (1973) en las Sierras de Tandil.

Se obtuvieron 98 muestras paleomagnéticas, distribuidas en 5 secciones del perfil (Fig. 1). El muestreo se efectuó mediante un sacatestigos a pistón, orientado según el norte magnético con brújula Brunton y nivelado horizontalmente con nivel de burbuja. Las equidistancias verticales variaron entre 10 y 20 cm. Todas las direcciones paleomagnéticas fueron obtenidas en el Área de Paleomagnetismo del LEMIT mediante un magnetómetro rotativo Minispin-Molspin. Para eliminar componentes magnéticas secundarias, las muestras fueron tratadas mediante campos magnéticos alternos con un desmagnetizador Molspin Ltd. El proceso constó de 12 pasos, comenzando a campos bajos (2,5 mT) y hasta 80 mT de campo pico. Los datos obtenidos fueron procesados en un software apropiado y se construyeron redes estereográficas, curvas de desmagnetización y diagramas de Zijderveld. Luego se determinaron las direcciones del Magnetismo Remanente Característico de las muestras.

Fue posible establecer cinco zonas de magnetopolaridad (Fig. 1). En la base del perfil se hallaron direcciones de polaridad normal (magnetozona PMN3) y reversa (PMR3), seguidas por una magnetozona dominantemente normal (PMN2). El límite superior de PMN2 coincide con el tope de un paleosuelo de escaso desarrollo, que se vincula a una paleopendiente (S2). Por encima de S2 las muestras evidenciaron direcciones reversas (PMR1) hasta el sector medio de otro paleosuelo (S1), que a diferencia del anterior exhibe fuerte desarrollo. En el tramo superior de S1 las direcciones de polaridad son normales y continúan hasta el tope del perfil (PMN1).

Las magnetozonas halladas son asignadas a crones y subcrones de la escala de inversiones magnéticas del campo terrestre: PMN1, ubicada en el sector superior del perfil (“Médano Invasor” y Formación Vela) es asignada al Cron Brunhes (<0,781 Ma). Los sedimentos subyacentes presentan direcciones de polaridad tanto normal como inversa y son asignadas al cron Matuyama (0,781–2,581 Ma), y probablemente Gauss (2,581-3,596 Ma). En este sentido PMR1 correspondería a Matuyama superior (0,781–0,988 Ma), PMN2 al subcron Jaramillo (0,988–1,072 Ma) y probablemente Olduvai (1,778-1,945 Ma), PMR2 a Matuyama inferior (1,945-2,581 Ma), o bien a Matuyama medio (1,072-1,778 Ma) y por último, PMN3 a Gauss u Olduvai.

1 - Laboratorio de Entrenamiento Multidisciplinario para la Investigación Tecnológica. La Plata. Argentina. Mail: gomez_samus@yahoo.com.ar2 - Consejo Nacional de Investigaciones Científicas (CONICET)3 - Cátedra de Pedología General, Universidad Nacional de La Plata (UNLP)4 - Comisión de Investigaciones Científicas (CIC)5 - Cátedra de Geología del Cuaternario, Universidad Nacional de La Plata (UNLP)

Finalmente cabe mencionar dos consideraciones de importancia, las que serán tratadas en profundidad en futuras contribuciones. La primera se refiere a que los sedimentos que subyacen a la Formación Vela en la presente localidad no serían totalmente homologables a los de la Formación Barker. Esta suposición es realizada en función de argumentos cronológicos y litológicos. En primer término las edades asignadas a los mismos serían más jóvenes que las asignadas a la Formación Barker (Gómez Samus y Bidegain 2014a, 2014b). Las diferencias litológicas entre las unidades se darán a conocer en próximos trabajos.

Por otro lado, por la posición estratigráfica y los resultados paleomagnéticos obtenidos, S1 se relacionaría con el estadio isotópico 19. Por ello es posible establecer una correlación de S1 con paleosuelos de polaridad inversa de la región de La Plata (Bidegain 1991) y Baradero (Nabel et al. 1993).

Figura 1. Sección geológica, perfiles de polaridad magnética y unidades litoestratigráficas expuestas en el faldeo SO de Sierra Bachicha (provincia de Buenos Aires).

BibliografíaBidegain, J.C. 1991. Sedimentary development, magnetostratigraphy and sequence of events of the Late Cenozoic in Entre

Rios and surrounding areas in Argentina. Doctoral Thesis, Stockholm University, 345 p., Stockholm.Gómez Samus, M.L. y Bidegain, J.C. 2014a. Zonaciones de magnetopolaridad en sedimentos Cenozoicos de la Formación

Barker, Sistema de Tandilia. XIX Congreso Geológico Argentino. Actas electrónicas. Córdoba.Gómez Samus, M.L. y Bidegain, J.C. 2014b. Magnetoestratigrafía de las Formaciones Vela y Barker, Tandil, provincia de

Buenos Aires, Argentina. Revista de la Sociedad Geológica de España 27 (2), en prensa.Nabel, P., Camilión, C., Machado, G., Spiegelman, A. y Mormeneo, L. 1993. Magneto y litoestratigrafía de los sedimentos

pampeanos en los alrededores de la Ciudad de Baradero, Provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 48: 193- 206. 

Rabassa, J. 1973. Geología superficial en la hoja “Sierras de Tandil”, Revista LEMIT, Serie II, 240 3:115-160.Tapia, A. 1937. Las cavernas de Ojo de Agua y Las Hachas. D.N.G.M., Boletín Nro. 43. Buenos Aires.Teruggi, M.E., Spalleti, L.A., Dalla Salda, L.H. 1973. Paleosuelos en la Sierra de Bachicha, partido de Balcarce, provincia de

Buenos Aires. Rev. Museo de La Plata (NS), Geol. VIII (67): 227-256.

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SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA COMO POSIBLE MARCADOR DE LOS EFECTOS DEL FUEGO EN SUELOS DE LA SELVA

PEDEMONTANA DE LAS YUNGAS JUJEÑAS.

Mariana G. Minervini1,2,3, Hector J.M. Morrás1 y Miguel Angel Taboada1,2

El fuego constituye una perturbación natural que modifica de forma intensa y rápida el medio ambiente donde se produce, contribuyendo a conformar la historia de la vegetación, los suelos y, en definitiva, del paisaje. Por otra parte, es también un disturbio antrópico cuando ocurre en forma accidental, o cuando es usado por el hombre como herramienta agronómica (quemas prescriptas) para manejar en su provecho a las comunidades vegetales o para eliminar residuos vegetales que entorpecen la implantación del cultivo subsiguiente (Bond et al. 2005).

El efecto más grande y significativo sobre los ecosistemas donde el fuego se produce, es la transferencia de calor por la combustión de biomasa hacia el sistema suelo, variando en cuanto a magnitud y reversibilidad, en función de factores tales como: intensidad, severidad y duración del fuego, tipo de suelo, contenido de humedad en el momento de la quema, duración e intensidad de precipitación post-incendio y la calidad y grado de incorporación de cenizas, movilización de nutrientes, sedimentos, semillas y agua (DeBano 1999).

Entre los componentes del suelo que pueden ser afectados por la combustión de la biomasa se encuentran los minerales de hierro. Algunas de las características de los oxi-hidróxidos de hierro libres y sus eventuales modificaciones como consecuencia de su exposición a temperaturas elevadas pueden ser evaluadas a través de medidas de susceptibilidad magnética (Oldfield et al. 2007). En consecuencia, en el marco de un estudio sobre el efecto de los incendios en la estructura y funcionamiento de diversos ecosistemas, se ha explorado la utilización de la susceptibilidad magnética como marcador de estos eventos y sus incidencias en el suelo.

El ensayo se llevó a cabo en la Selva Pedemontana de las Yungas Jujeñas con Argiudoles típicos con presencia de arcillas illíticas. Se compararon en cada sitio áreas edáficamente iguales cubiertas por vegetación del lugar y con diferente antigüedad de incendios. Tratamiento 1: Suelos sin quemar, T2: Suelos con una quema y T3: Suelos quemados varias veces. Para cada tratamiento se identificaron 3 sitios de estudios y de cada uno se extrajeron muestras de suelo a dos profundidades (0-5 cm y 5-15 cm) y con 3 repeticiones cada una. Se estudió en forma comparativa el impacto del fuego sobre propiedades físicas como la densidad aparente (DA), carbono orgánico oxidable (COT) (Walkley y Black 1934), pH (1:2,5). La susceptibilidad magnética y la susceptibilidad dependiente de la frecuencia (SDF = 100*((BF-AF)/BF) se determinaron cada 2,5 cm de profundidad con un equipo Bartington SM2. Los datos se analizaron mediante análisis multivariado de componentes principales con el software estadístico Infostat 2002.

Los resultados obtenidos del análisis de la SM mostraron un incremento notorio de los valores a alta y a baja frecuencia en la profundidad de 0-5 cm en el tratamiento T3 respecto a los otros dos tratamientos (Fig.1). Asimismo a ese nivel se observó un incremento de la SDF en relación a las otras profundidades del mismo tratamiento y en relación a los otros tratamientos.

El análisis multivariado indica que las dos primeras componentes principales lograron explicar 100% de la variabilidad de los datos, siendo la CP1 la que explicó el mayor porcentaje (78%). Dentro de esta componente las variables que presentaron mayor peso fueron, el COT, SDF (0-5 cm de profundidad) y DA (Tabla 1). La CP2, la cual explicó el 22%, presentó los mayores valores para pH y para SDF% (5-15 cm de profundidad) de profundidad. El biplot derivado del ACP. Las variables estudiadas lograron discriminar entre las situaciones de estudio separando, principalmente, los tratamientos con quema de los que no sufrieron quema del suelo. Los tratamientos sin quema fueron los que presentaron mayores valores para el COT, siendo estas variables útiles para discriminar estos tratamientos. A su vez pudo observarse que

1 - Instituto de Suelos-CNIA, INTA, Argentina. E-mail: mminervini@agro.uba.ar2 - CONICET, Argentina3 - Cátedra de Fertilidad y Fertilizante (FAUBA), Buenos Aires, Argentina

los tratamientos con quema incrementan los valores de DA y SDF (0-5 cm de profundidad) y en el caso de varias quemas se observan incrementos en los valores de pH.

Resultados similares de aumento de la susceptibilidad magnética por efecto del fuego fueron encontrados por La Manna et al. (2012). Ketterings et al. (2000) indican que los cambios en las propiedades mineralógicas, como la reducción de goethita y la conversión de goethita en maghemita ultra-fina, se dan principalmente en los primeros 5 cm de espesor cuando la temperatura de la llama supera los 600 ºC. Dependiendo de la intensidad del fuego, el C orgánico decrece por la volatilización de componentes menores hasta su oxidación completa (Certini 2005). El aumento del pH se debe a la concentración de cationes provenientes de las cenizas (Lázzari 2005). El colapso de los agregados del suelo y la obstrucción de los poros por las cenizas aumentan la densidad aparente del suelo (Certini 2005). Aunque se requieren análisis mineralógicos y magnéticos más exhaustivos, estos resultados preliminares en coincidencia con otros antecedentes, indican el interés que presenta la medición de la susceptibilidad magnética para evaluar la existencia de eventos de fuego y su influencia sobre las características composicionales y el comportamiento de los suelos.

Tabla 1. Autovectores derivados de los ACPVariables CP1 CP2

SDF 0-5 cm 0,40 0,01SDF 5-15 cm -0,24 0,60

% COT- 0-5 cm -0,39 0,21% COT 5-15 cm -0,40 -0,03

DA- 0-5 cm 0,40 -0,01DA 5-15 cm 0,38 -0,22pH- 0-5 cm 0,27 0,55pH 5-15 cm 0,30 0,50

Figura 1. Susceptibilidad Magnética a alta y baja frecuencia entre 0- 15 cm de profundidad de suelo

BibliografíaBond, W.J., Woodward, F.I. y Midgley, G.F. 2005. The global distribution of ecosystems in a world without fire. New

Phytol.165:525-37.Certini, G. 2005. Effects of fire on properties of forest soils: a review. Oecologia,143:1-10.DeBano, L.F. 1999. The role of fire and soil heating on water repellency in wildland environments: a review. Journal of

Hydrology, 231-232:195-206.Keetterings, Q.M,, Bigham, J.M. y Laperche,V. 2000. Changes in soil mineralogy and texture caused by slash and burn fire

in Sumatra, Indonesia. Soil Science Society of America Journal, 64:1108-1117.La Manna, L. y Navas, A. 2012. Susceptibilidad magnética y caracterización geoquímica de suelos de la región andino

patagónica. Actas XIX Congreso Latinoamericano y XXIII Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo / 1ª edición. Edición de 1100 CDrom. Resumen Nº 0360.

Lázzari, M.A. 2000. Efectos del Fuego Sobre el Suelo. Revista AgroUNS. Edit. UNS. Año II, N º 3:17-20.Oldfield, F. y Crowther, J. 2007. Establishing fire incidence in temperate soils using magnetic measurements. Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology, 249:362–369.Walkey, A. y Black, IA. 1934. An examination of the Degtjareff method for determining soil organic matter and a proposed

modification of the chromic acid titration method. Soil Science. 37:29-37.

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CORRELACIÓN ENTRE REVERSIONES DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE Y CAMBIOS CLIMÁTICOS DURANTE EL CRON

MAGNÉTICO BRUNHES

María Julia Orgeira1, Ana M. Sinito2 y Rosa H. Compagnucci

Sin lugar a dudas los ciclos orbitales y la actividad solar son forzantes climáticos relevantes. Éstos tienen diferentes frecuencias; en consecuencia, dependiendo de la escala y de la intensidad de cambio climático que se analice tendrá mayor visibilidad la influencia de uno u otro.

Sin embargo, la acción de otras variables está siendo analizada al presente, entre ellas el Campo Magnético Terrestre (CMT). El CMT está integrado por un campo externo al planeta y otro interno. La actividad de sol es claramente un importante factor de cambios, no sólo en el clima, sino también en el comportamiento de la ionosfera, la magnetósfera, y el campo geomagnético externo (Courtillot et al. 2007). En este caso la acción del sol estaría modulando una parte del CMT; esta parte externa no está vinculada a los mecanismos principales del campo interno, los cuales generan las reversiones.

La relación entre las variaciones del campo magnético terrestre y el clima estaría establecida en varias regiones del globo (Courtillot et al. 2007). Se sugiere un mecanismo por el cual el campo magnético interno en sí podría desencadenar cambios climáticos, posiblemente a través de su influencia en la incidencia de la radiación cósmica, ya que el CMT provee un apantallamiento adicional a dicha radiación.

Por una parte el CMT modula la entrada de radiación cósmica (Wagner et al. 2000) y por otra, existe una correlación entre la radiación cosmogénica y la cobertura de nubes (Vieira y da Silva 2006), entre otras variaciones del clima. El análisis de datos de todo el globo y de diferentes lapsos demuestra que el proceso no es simple.

Al presente existen dos hipótesis propuestas sobre la influencia del CMT en el clima; una más lineal que indica que a menor intensidad de campo habría más ingreso de radiación (entre ellas la cósmica), más formación de nubes, lo cual induciría clima más frío. Y una segunda que asocia el tema a la presencia de “jerks” y está relacionada con cambios bruscos simultáneos de intensidad y dirección. Ésta tiene en cuenta la inclinación del dipolo, o sea la componente ecuatorial. Si esa componente es importante, la radiación cósmica llegaría a latitudes más bajas, donde hay mayor humedad y eso produciría más nubes y mayor enfriamiento del clima, lo que podría ocurrir con aumentos o disminuciones de intensidad del CMT.

En la presente contribución se relacionan las variaciones de intensidad del CMT y las reversiones de polaridad del mismo con los eventos climáticos principales ocurridos durante el Cron Magnético Bruhnes (los últimos 780 ka). Los resultados hasta aquí obtenidos indican que las reversiones del CMT se relacionan con períodos en donde la temperatura media de los océanos desciende o se incrementa una tendencia de enfriamiento iniciada con antelación. La paleointensidad del CMT no parecería estar tan relacionada al enfriamiento como la inversión del dipolo geomagnético.

BibliografíaCourtillot, V., Gallet, Y., Le Mouel, J.L., Fluteau, F. y Genevey, A. 2007. Are there connections between the Earth’s magnetic

field and climate?. Earth and Planetary Science Letters, 253:328-339.Vieira, L.E.A. y da Silva, L.A. 2006. Geomagnetic modulation of cloud effect in the southern Hemisphere magnetic anomaly

through lower atmosphere cosmic ray effects. Geophysical Research Letters, 33 L 14802, doi:10.1029/2006GL026389.Wagner, G., Beer, J., Laj, C., Kissel, C., Masarik, J., Muscheler, R. y Synal, H.A. 2000. Chlorine-36 evidence for the Mono

Lake event in the Summit GRIP ice core. Earth and Planetary Science letters, 181:1-6.

1 - IGEBA, CONICET, Universidad de Buenos Aires, Departamento de Ciencias Geológicas, FCEyN, Buenos Aires, Argentina. E-mail: orgeira@gl.fcen.uba.ar2 - CIFICEN, CONICET, Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires, FCE, Tandil, Argentina

EL PERFIL FARO CLAROMECÓ: DATACIONES Y ESTUDIO PALEOMAGNÉTICO EN UNA SUCESIÓN PLEISTOCENA

Haroldo Vizán1, Rita Tófalo2, María Julia Orgeira1 y Héctor Panarello3

En este trabajo se dan a conocer los resultados de un estudio paleomagnético realizado en el perfil del Faro de Claromecó y se discuten dataciones recientemente publicadas (Tófalo et al. 2014). Estos autores realizaron 2 dataciones por luminiscencia ópticamente estimulada, una en un paleosuelo ubicado a 75 cm de la base que arrojó una edad de 74,6 ± 6,7 ka y otra en un depósito correspondiente a un flujo denso que se observa a 8 m de la base, que arrojó una edad de 30,3 ± 2,5 ka. La edad más antigua resulta contradictoria con la edad de 93,5 ± 3,5 ka por U/Th aportada por Isla et al. (2000) en sedimentos marinos que se encuentran en la zona media del perfil (Tófalo et al. 2014).

Para evaluar las discrepancias en las dataciones, se realizó un estudio paleomagnético en depósitos con tamaño de grano menor a arena fina, dado que por debajo de este tamaño es posible obtener resultados paleomagnéticos confiables. El muestreo se realizó en los depósitos de paleosuelos y limolitas arcillosas que se encuentran a una distancia de 0,50 m a 1 m de la base del perfil (Tófalo et al. 2014), en los bancos de calcretes masivos que se encuentran entre 2 y 3 m de dicha base y en el depósito de flujos densos que se encuentra por encima de los 6 m. En cada tipo litológico se obtuvieron 2 muestras por nivel cada 2 o 3 cm con la finalidad de comparar resultados.

Se realizaron desmagnetizaciones térmicas y se obtuvieron resultados semejantes entre muestras de un mismo nivel de manera que sus magnetizaciones remanentes características (MRC) fueron promediadas. Las que corresponden a los paleosuelos y limolitas arcillosas presentan una sola componente luego de desmagnetizarlas a 200-250 °C, sus temperaturas de desbloqueo indican que esta componente es portada por (titano) magnetitas. Las direcciones que se aislaron tienen declinaciones E-SE y muy bajas inclinaciones (Figs.1a y 1d). Las muestras de los calcretes masivos presentaron comportamientos semejantes a los anteriores pero direcciones de MRC muy diferentes, con declinaciones prácticamente hacia el N e inclinaciones positivas con valores cercanos a los 30° (Fig. 1b y 1d). Las del flujo denso de la parte superior del perfil presentaron comportamientos más “ruidosos” (Fig. 1c), sin embargo fue posible determinar una dirección de MRC en todas las muestras (Fig. 1d). El comportamiento observado tal vez sea debido a que si bien se focalizó el muestreo en la matriz fangosa del depósito, es posible que clastos de mayor tamaño fueran también involucrados en cada una de las mismas. Las temperaturas de desbloqueo señalan que los minerales portadores de las remanencias corresponden a (titano) magnetitas. En estas muestras las MRC fueron diferentes de las anteriores, presentan declinaciones NO e inclinaciones negativas entre aproximadamente los 40° y los 60°. Todas las MRC corresponden a direcciones diferentes a la dirección del campo magnético actual y a la dirección de la componente dipolar del mismo, las más cercanas a estas últimas son las que corresponden al flujo denso de la sección continental superior del perfil (Fig. 1d).

Para interpretar las diferentes dataciones y los datos paleomagnéticos obtenidos, se consideró que en el perfil existen dos discontinuidades estratigráficas sugeridas por: (1) la base erosiva del canal que se encuentra por encima del paleosuelo y los calcretes (Tófalo et al. 2014), y (2) el tope calcretizado de los depósitos marinos que es cubierto por nuevos depósitos continentales aproximadamente a los 6 m de la base del perfil. Isla et al. (2000) consideraron que la datación U/Th de 93,3 ± 3,5 ka está influida por una concentración de U superior a la que corresponde en organismos vivos, por lo que estiman que los depósitos marinos tendrían una edad de 120 ka y habrían sido, entonces, depositados durante el estadío isotópico 5. Dado que el paleosuelo. las limolitas arcillosas y los calcretes se encuentran debajo de al menos una discontinuidad estratigráfica, y que lo más probable es que los niveles marinos correspondan al estadío

1 - IGEBA Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Pabellón II, Ciudad Universitaria, 1428 Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. E-mail: haroldo@gl.fcen.uba.ar2 - IDEAN, Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, UBA, Pabellón II, Ciudad Universitaria, 1428 CABA, Argen-tina3 - INGEIS. Ciudad Universitaria, 1428. CABA, Argentina

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isotópico 5, la datación OSL obtenida en el paleosuelo debe considerarse una edad mínima. De manera que las direcciones paleomagnéticas obtenidas, de polaridad oblicua podrían corresponder al Evento Blake datado en aproximadamente 120 ka, en cuyo caso el hiatus entre dichas unidades sería relativamente pequeño. También podrían ser atribuibles a otros eventos más antiguos del campo geomagnético o bien a la transición de polaridad entre los crones Matuyama y Brunhes.

Figura 1. Comportamientos magnéticos y direcciones de magnetizaciones remanentes características aisladas de los distintos tipos litológicos muestreados en el perfil de Claromecó.

BibliografíaIsla, F.I., Rutter, N., Schnack, E.J. y Zárate, M.A. 2000. La transgresión Belgranense en Buenos Aires. Una revisión a cien

años de su definición. Revista Cuaternario y Ciencias Ambientales, Publicación Especial 4:3-14.Tófalo, M.R., Orgeira, M.J., Azcuy, C. y Vizán, H., 2014. El perfil Faro Claromecó: nuevas dataciones y evidencias

sedimentopedológicas en una sucesión pleistocena. 19° Congreso Geológico Argentino, Actas S13-5. Córdoba.

PALEOAMBIENTES INFERIDOS PARA LA COSTA NORESTE DEL LAGO SAN MARTÍN (PROVINCIA DE SANTA CRUZ) A PARTIR DEL

ANÁLISIS POLÍNICO Y ESTRATIGRÁFICO DURANTE LOS ÚLTIMOS 6650 AÑOS CAL AP

Florencia Paula Bamonte 1, 2, María Virginia Mancini 1 y Claudia Gogorza 2, 3

Los cambios latitudinales y de la intensidad de los vientos del oeste (westerlies), asociados a cambios en la extensión de los glaciares, en la temperatura y en la precipitación desde la última deglaciación, han sido los principales puntos de análisis de numerosas investigaciones en Patagonia (p. ej. Echeverría et al. enviado, Fletcher y Moreno 2012, Kilian y Lamy 2012). La distribución de la vegetación en Patagonia refleja el efecto de sombra de lluvia generado por la cordillera de los andes. De esta forma en la zona Andina las precipitaciones alcanzan 1400 mm anuales, mientras que en la zona extra-andina llegan a ser menores a los 200 mm anuales. El área de estudio comprende la cuenca del lago San Martín (49º S, 72º O; provincia de Santa Cruz) donde el bosque de Nothofagus pumilio se desarrolla hacia el sudoeste de la cuenca, mientras que parches de N. antarctica y mosaicos de estepa graminosa cubren el flanco este de la Península Chacabuco. El área extra-andina que rodea la cuenca está cubierta por una estepa graminosa dominada por Festuca pallescens y Festuca argentina y el arbusto Nardophyllum obtusifolium, en contacto con una estepa arbustiva representada por Berberis heterophylla, Senecio filaginoides, Baccharis patagonica y Mulinum spinosum. El análisis de una secuencia sedimentaria extraída de la costa noreste del lago San Martín a partir de un mallín (mallín Paisano Desconocido -MPD-, Bamonte et al. 2014) localizado en un pequeño cañón a 1 km del bosque, en el actual ecotono entre las estepas graminosas y arbustivas, permitió interpretar la dinámica de la vegetación y sus posibles causas desde los últimos 6650 años cal. AP e inferir el establecimiento de las comunidades de vegetación en el gradiente de precipitación oeste-este en relación a las variaciones del cinturón de los vientos del oeste. A partir de esta secuencia se ha realizado análisis polínico y estratigráfico (contenido de materia orgánica y de carbonatos -LOI- , caracterización litoestratigráfica y susceptibilidad magnética). Entre los 6650 y 4500 años cal. AP lo inferido a partir de MPD demuestra el desarrollo de una estepa con arbustos altamente representados lo que sugiere condiciones de menor disponibilidad de humedad en sectores extra-andinos, mientras que en la cordillera, las condiciones habrían sido más húmedas permitiendo una mayor densidad del bosque. Entre los 4500 y 3000 años cal. AP se desarrolló una estepa graminosa-arbustiva sugiriendo un suave incremento de la humedad, sin embargo las condiciones ambientales continuaron siendo relativamente secas. A partir de los 3000 años cal. AP comienza el desarrollo de la estepa graminosa asociada a un aumento en la disponibilidad de humedad. Los últimos 400 años cal. AP estuvieron caracterizados por un cambio de comunidades graminosas a arbustivas lo que podría estar relacionado con el comienzo de la Pequeña Edad de Hielo (PEH), mientras que el último siglo presenta señales de impacto antrópico. La interpretación paleoambiental a partir de MPD se basa en la relación entre la disponibilidad de humedad con los cambios en los patrones de precipitación originados por variaciones en los vientos del oeste.

1 - Laboratorio de Paleoecología y Palinología. Departamento de Biología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Uni-versidad Nacional de Mar del Plata. IIMYC – CONICET. Mar del Plata, Argentina. E-mail: florbamonte@hotmail.com 2 - CONICET3 - Centro de Investigaciones en Física e Ingeniería del Centro de la Provincia de Buenos Aires, CIFICEN-CONICET.Tandil, Argentina

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BibliografíaBamonte, F., Mancini, M., Sottile, G., Marcos, M. y Gogorza, C. 2014. Vegetation dynamics from Lago San Martín area

(Southwest Patagonia, Argentina) during the last 6500 cal BP”. Vegetation History and Achaeobotany, en prensa. DOI: 10.1007/s00334-014-0473-z.

Echeverría, M., Bamonte, F., Marcos, M., Sottile, G. y Mancini, M. Moisture balance variations and their relationship to Southern Westerlies Winds strength: A brief review from the Pleistocene-Holocene transitions. Enviado al Journal of Hydrology.

Fletcher, M. y Moreno, P. 2012. Have the Southern Westerlies changed in a zonally symmetric manner over the last 14,000 years? A hemisphere-wide take on a controversial problem. Quaternary International, 253:32-46.

Kilian, R. y Lamy, F. 2012 A review of Glacial and Holocene paleoclimate records from southernmost Patagonia (49-55º S). Quaternary Science Reviews, 53:1-23.

ANÁLISIS DE LA RELACIÓN ENTRE ESPECIES DE FORAMINÍFEROS BENTÓNICOS Y EL TIPO DE SEDIMENTO A LO LARGO DE UNA

SECUENCIA HOLOCÉNICA

Emiliana Bernasconi1 y Gabriela Cusminsky2

La amplia distribución geográfica y los específicos requerimientos ambientales de los foraminíferos son atributos que convierten a estos microfósiles en excelentes indicadores paleoecológicos de ambientes marinos. Asimismo son muy utilizados en la determinación de las fluctuaciones del nivel del mar durante el Holoceno. El objetivo fundamental de este análisis es evaluar la relación entre las especies predominantes y el tipo de sedimento a lo largo de una secuencia holocénica. Para tal fin, se analizaron 31 muestras del testigo T1, proveniente de la cuenca del Colorado (40° 30’ S y 60° 59´ 05” O), Argentina. Este testigo fue extraído a 45 m de profundidad con el buque Oceanográfico ARA Puerto Deseado por el Instituto Argentino de Oceanografía en 1984. Los fechados radiocarbónicos convencionales realizados sobre caparazones de foraminíferos fueron 10.027 ± 56 C14 años AP para el nivel 385 cm y 9514 ± 86 C14 años AP para el nivel 80 cm (ver más detalles en Bernasconi y Cusminsky 2007). Dichos autores señalaron la presencia de un predominio de ejemplares de E. discoidale (d’Orbigny) en los niveles inferiores del testigo y de Buccella peruviana (d’Orbigny) f. campsi en los niveles superiores. Estudios posteriores (Calvo Marcilese 2011) reasignaron a E. discoidale como Elphidium aff. poeyanum (d’Orbigny) para ambientes marinos y restringidos de la costa argentina y B. peruviana f. campsi fue considerada un estadio en el desarrollo de Buccella peruviana (d’Orbigny). A partir de la aplicación de métodos estadísticos no paramétricos, se determinó una correlación positiva entre la distribución de los foraminíferos y la fracción de sedimento involucrada en cada sección. En los niveles inferiores la abundancia de E. aff. poeyanum fue significativamente correlacionada con un sustrato fangoso que resultaría más favorable para su crecimiento. Hacia el tope del testigo, se verificó un incremento en los porcentajes de B. peruviana que estuvo en concordancia con el incremento del contenido de arena en el sedimento. Las variaciones percibidas en los parámetros ambientales se traducen en las asociaciones faunísticas por lo que fue posible describir diferentes escenarios (Murray 2006). De este modo, las asociaciones encontradas reflejaron un pasaje gradual desde un ambiente somero de baja energía hacia otro ambiente con condiciones marino-normales de mayor energía reflejando un aumento del nivel del mar durante el Holoceno temprano. Los resultados obtenidos de esta investigación sugirieron una evolución holocénica que se corresponde con la tendencia regional (Schnack et al. 2005).

BibliografíaBernasconi, E. y Cusminsky, G. 2007. Estudio de los foraminíferos bentónicos de un testigo holoceno proveniente de la

cuenca del Colorado. Ameghiniana 44 (2): 271-278.Calvo Marcilese, L. 2011. Sistemática y Paleoecología de los foraminíferos (Protista) del Holoceno el área del estuario de

Bahía Blanca, Argentina. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, (inédita), 253 p., La Plata, Argentina.

Murray, W. 2006. Ecology and Applications of Benthic Foraminifera. Cambridge University Press. The Edinburgh Building, Cambridge CB2 2RU, 426 p., UK.

Schnack, E., Isla, F., De Francesc, F. y Fucks, E. 2005. Estratigrafía del cuaternario marino tardío en la provincia de Buenos Aires. R. E. de Barrio. R. O. Etcheverry, M. F. Caballé y E. Llambías (edit.): Geología y Recursos Minerales de la Provincia de Buenos Aires. Relatorio del 16 Congreso Geológico Argentino (La Plata), 10: 159- 182.

1 - Centro Regional Universitario Bariloche. Universidad Nacional del Comahue-INIBIOMA. E-mail: emibernasconi@yahoo.com.ar2 - Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas. Argentina. Bariloche, Río Negro, Argentina

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COMPOSICIÓN ISOTÓPICA DE AMEGHINOMYA ANTIQUA DEL ÁREA DE BAHÍA BUSTAMANTE (CHUBUT, ARGENTINA)

Gabriella M. Boretto1, Ilaria Consoloni2, Giovanni Zanchetta2 y Sandra Gordillo1

En el transcurso de las últimas décadas el estudio de los cambios paleoclimáticos y ambientales ha sido ampliamente interpretado a través de la geoquímica de los isotópos estables (Hoefs 1997, Allègre 2008), focalizada principalmente en la determinación cuantitativa de las relaciones de abundancia de los isótopos de un elemento químico en diversos compuestos y en el estudio de fenómenos de fraccionamiento isotópico relacionados con la mayor parte de los procesos físicos y químico-físicos (Hoefs 1997, Allègre 2008). Estas técnicas isotópicas se aplican en numerosos archivos naturales como, por ejemplo, testigos de fondo oceánico y de hielo, exoesqueletos de organismos calcáreos, corales, anillos de la corteza de los árboles, depósitos lacustres y espeleotemas (Bradley 1999). En relación a los exoesqueletos o valvas de moluscos, éstos preservan información relevante sobre la biología del individuo y de las condiciones ambientales reinantes durante su crecimiento (Richardson 2001, Goodwin et al. 2001, 2009). La tasa y tiempo de crecimiento de la valva están controlados por numerosos factores, principalmente la temperatura, la salinidad, la edad, el ciclo reproductivo, los ciclos mareales y la disponibilidad de nutrientes ( Jones et al. 1989, Schöne et al. 2003, Goodwin et al. 2009). A través de los análisis de isótopos de oxígeno se pueden estimar las temperaturas del ambiente en el cual se formó la valva, y del análisis de carbono se desprende la relación entre la productividad y salinidad (Schöne et al. 2005).

En este contexto, el bivalvo Ameghinomya antiqua (Veneridae) ha sido seleccionado para efectuar análisis del d18O y d13C, debido a su abundancia y buena preservación en los cordones litorales de la localidad patagónica de bahía Bustamante, extremo norte del golfo San Jorge. Estos depósitos costeros, compuestos por grava, arena y abundantes restos de valvas de moluscos, evidencian los cambios climáticos y variaciones del nivel del mar, producidos a lo largo del Cuaternario (Feruglio 1950, Schellmann y Radtke 2000, 2010). Schellmann y Radke (2000) discriminaron los sistemas de cordones en función de sus características pedoestratigráficas y de las dataciones efectuadas en los distintos afloramientos, correlacionables con los estadios isotópicos marinos EI9, EI7, EI5 y EI1.

La finalidad de este trabajo es interpretar los perfiles de d18O y d13C obtenidos a través del eje de crecimiento de ejemplares de Ameghinomya antiqua que se correspondan con las distintas edades isotópicas, a los fines de comparar su variabilidad en el lapso de tiempo considerado y su correlación con los cambios y evolución ambiental del área de estudio.

Para ello se recolectaron en el campo muestras selectivas fósiles y actuales de A. antiqua. Las valvas fueron seleccionadas considerando su grado de preservación, tal que se pudiera discernir los anillos de crecimiento a ojo desnudo y estimar la edad de cada individuo, escogiendo ejemplares adultos de mayor tamaño promedio. En laboratorio se seleccionaron 4 especímenes que representan al EI7, EI5, Holoceno y Actual.

Los valores isótopicos de la valva correspondiente al EI7 oscilan entre -0,96 0/00 y 1,56 0/00, para el d18O, en tanto que para el d13C los valores extremos se corresponden con -2,46 0/00 y 2,630/00. Los datos obtenidos para la muestra del período EI5 varían respecto a la anterior, siendo el d18O mínimo de -0,98 0/00 y el máximo de 1,97 0/00, mientras que el d13C mínimo es de d13C -3,89 0/00 y el máximo de 2,57 0/00. Los valores extremos para la valva del Holoceno del d18O son de -0,67 0/00 y 1,53 0/00, mientras que para el d13C son de 1 0/00 y 3,16 0/00, ambos positivos. Finalmente el ejemplar actual arrojó los siguientes datos para el d18O, valor mínimo -1,47 0/00 y máximo 1,57 0/00, y para el d13C estos valores son de 0,69 0/00 y 2,35 0/00.

Los análisis isotópicos de d18O indican variabilidad estacional en las 4 valvas analizadas, registrada por picos extremos que coincidirían con los cambios de temperatura entre primavera-verano y otoño-invierno que se sucedieron a lo largo de la vida de cada individuo, coincidiendo estos picos con las líneas

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)/Universidad Nacional de Córdoba (UNC). Córdoba, Argentina. E-mail: gmboretto@yahoo.com.ar 2 - Dipartimento di Scienze della Terra. Pisa, Italy

de crecimiento anuales de las valvas. En tanto, los valores d13C estarían relacionados con cambios en la productividad de la biomasa y en la salinidad, evidenciándose fluctuaciones más contundentes en los ejemplares del EI7 y EI5. En base a estos resultados preliminares es posible establecer cómo ha sido el cambio ambiental en la localidad de bahía Bustamante a lo largo del Cuaternario medio-tardío. Por un lado, se evidencia un comportamiento similar entre las valvas del EI7 y EI5 y por otro lado en los ejemplares del EI1 y la valva actual. Futuros análisis permitirán ampliar la base de datos geoquímicos para obtener patrones isotópicos que caractericen dicho intervalo de tiempo.

BibliografíaAllègre, C.J. 2008. Isotope Geology; translated by Christopher Sutcliffe. Cambridge University Press, 512 p. Cambridge.Bradley, R.S. 1999. Paleoclimatology: reconstructing climates of the Quaternary. Academic Press, 610 p. San Diego.Feruglio, E. 1950. Descripción geológica de la Patagonia. División General de Yacimientos Petrolíferos Fiscales Buenos

Aires, 3: 74-196. Goodwin, D.H., Flessa, K.W., Schöne, B.R., Dettman, D.L. 2001. Cross-calibration of daily growth increments, stable

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Goodwin, D.H., Paul, P., Wissink, C.L. 2009. MoGroFunGen: A numerical model for reconstructing intra-annual growth rates of bivalve molluscs. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 276: 47–55.

Hoefs, J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. Springer Verlag, (4th ed), 201 p., Heidelberg, Berlin. Jones, D.S., Arthur, M.A., Allard, D.J. 1989. Sclerochronological records of temperature and growth from shells of Mercenaria

mercenaria from Narragansett Bay Rhode Island. Marine Biology, 102: 225–234.Richardson, C.A. 2001. Molluscs as archive of environmental change. Oceanogr. Mar. Biol. Annu. Rev., 39: 103–164.Schellmann, G., Radtke, U. 2000. ESR dating of stratigraphically well-constrained marine terraces along the Patagonian

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Schöne, B.R., Tanabe, K., Dettman, D.L., Sato S. 2003. Environmental controls on shell growth rates and d18O of the shallow-marine bivalve mollusk Phacosoma japonicum in Japan. Marine Biology, 142: 473-485.

Schöne, B.R., Fiebig, J., Pfeiffer, M., Gleh, R., Hickson, J., Johnson, A.L.A., Dreyer, W. y Oschmann, W. 2005. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 228: 130-148.

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CUENTAS ORNAMENTALES EN CONTEXTO ARQUEOLÓGICO EN LA PROVINCIA DE CÓRDOBA: ANÁLISIS MICROESTRUCTURAL DE VALVAS DE MOLUSCOS PARA SU IDENTIFICACIÓN TAXONÓMICA

Gabriella M. Boretto1, Andrés Izeta2, Roxana Cattáneo2 y Sandra Gordillo1

Las valvas de moluscos aparentemente habrían estado entre los primeros materiales durables utilizados para adornos personales y herramientas de construcción, según se evidencia en el registro arqueológico (Stiner 1999, Cuenca-Solana 2013, Demarchi et al. 2014). Su presencia y los ornamentos realizados con éstas, encontrados en yacimientos arqueológicos, han ayudado a la comprensión de las interacciones de las poblaciones pasadas con su entorno (Eerkens et al. 2007; Demarchi et al. 2014). Durante el Paleolítico Superior, diferentes especies habrían sido seleccionadas en función de las características de sus valvas como la durabilidad, tamaño, forma, color y/o rareza (Stiner 2014). Tanto las cuentas como otros artefactos obtenidos a partir de valvas de moluscos aparecen con frecuencia muy trabajados y alterados, por lo que la identificación de la especie utilizada resulta dificultosa, siendo una alternativa para su reconocimiento el análisis microestructural del fragmento de la valva (Dimitrijevic y Tripkovic 2006, Debruyne 2014). Las características mineralógicas y microestructurales de los exoesqueletos de moluscos han sido consideradas como rasgos diagnósticos de cada taxón (Carter 1980, Dodd y Staton 1981), además de constituir una herramienta útil en el marco de estudios paleoambientales (Carter 1980, Soldati et al. 2010).

En este contexto, durante el estudio de la distribución espacial de una ocupación particular de un sitio de la provincia de Córdoba (Alero Deodoro Roca-Sector B, Valle de Ongamira), se identificaron varias especies de gasterópodos (Izeta et al. 2014), algunas de las cuales podrían potencialmente haber sido utilizadas en la confección de las cuentas, particularmente aquellas de mayor tamaño. El objetivo de este trabajo es determinar qué taxón o taxones fueron seleccionados con mayor frecuencia para la confección de las cuentas ornamentales a partir del análisis microestructural de sus exoesqueletos calcáreos.

Se obtuvieron fragmentos de exoesqueletos de varias especies de gasterópodos, incluyendo a Plagiodontes daedalus, Spixia alvarezii, Bulimulus apodemetes, Epriphragmora sp., Megalobulimus oblongus y Austroborus cordillerae, todas provenientes del área de estudio, los cuales fueron lavados a través de ultrasonido durante 10 minutos para extraerle todo tipo de sedimento adherido. Luego, en el Laboratorio de Microscopía Electrónica y Análisis por Rayos X (LAMARX), de la Facultad de Matemática, Astronomía y Física de la Universidad Nacional de Córdoba, se procedió a montar los fragmentos en la platina del microscopio láser y proceder así con el análisis de la microestructura. Se utilizaron los aumentos de 100X, 480X, 1000X, para caracterizar las propiedades intrínsecas de cada taxón. Del mismo modo se procedió con las cuentas, las cuales se montaron en la platina para su observación y posterior caracterización.

Al momento se identificaron las microestructuras de las especies Epriphragmora sp. y Megalobulimus oblongus; la primera se caracteriza por desarrollar microestructura laminar entrecruzada principalmente, mientras que la segunda posee un acentuado crecimiento prismático. Por otro lado, en relación a las cuentas se ha observado un desarrollo anisótropo de la microestructura en la cual los cristales de carbonato tienden a seguir una dirección, siendo aún compleja su identificación específica (dado su grado de pulimiento), por lo que es necesario realizar cortes transversales para un análisis más detallado. De todas las especies consideradas, y dado que en la microestructura superficial se vislumbran rasgos prismáticos, se presupone que las mismas corresponden a Megalobulimus oblongus y se descarta al menos que dichas cuentas se correspondan con Epriphragmora sp. Respecto a las otras 4 especies, no analizadas aún en cuanto a su microestructura, se descartan como materia prima a Plagiodontes daedalus, Spixia alvarezii y Bulimulus apodemetes, dado el menor tamaño relativo como especies biológicas respecto al tamaño de las cuentas encontradas, aunque Austroborus cordillerae podría haber sido utilizada, considerando su tamaño y espesor

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)/Universidad Nacional de Córdoba (UNC), Córdoba, Argentina. E-mail: gmboretto@yahoo.com.ar 2 - Instituto de Antropología de Córdoba (IDACOR). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONI-CET), Museo de Antropología, Universidad Nacional de Córdoba (UNC), Córdoba, Argentina

de la valva. Sin embargo, en este caso se trata de una especie sumamente rara y escasa tanto en sitios arqueológicos como en el entorno serrano de la Provincia de Córdoba (Gordillo et al. 2013).

BibliografíaCarter, J.G. 1980. Guide to bivalve shell microstructures. En: Rhoads, D.C., Lutz, R.A., Eds., Skeletal Growth of Aquatic

Organisms. Plenum, 750 p. New York.Cuenca-Solana, D., Gutiérrez-Zugasti, F.I., González-Morales, M.R., Setien-Marquínez, J., Ruiz-Martínez, E. 2013. Shell

Technology, Rock Art, and the Role of Marine Resources during the Upper Paleolithic. Curr Anthropol, 54: 370–380.Debruyne, S. 2014. Stacks and sheets: The microstructure of nacreous shell and its merit in the field of archaeology.

Environmental Archaeology. En prensa.Demarchi, B., O’Connor, S., de Lima Ponzoni, A., de Almeida Rocha Ponzoni, R., Sheridan, A. et al. 2014. An Integrated

Approach to the Taxonomic Identification of Prehistoric Shell Ornaments. PLoS ONE 9. 6, e99839. doi:10.1371/journal.pone.0099839

Dimitrijevic, V., Tripkovic, B. 2006. Spondylus and Glycymeris bracelets: trade reflections at Neolithic Vinca-Belo Brdo. Documenta Praehistorica, 33: 237–252.

Dodd, J.R. y Stanton Jr., R.J. 1981. Palaeoecology, Concepts and Applications. Wiley, 559 p. New York.Eerkens, J.W., Rosenthal, J.S., Spero, H.J., Shiraki, R., Herbert, G.S. 2007. Shell bead sourcing: A comparison of two

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Gordillo, S., Izeta, A., Costa, T., Boretto, G., Cattáneo, G.R. 2013. El borus “enano” de Ongamira: una especie endémica del noroeste de la Provincia de Córdoba en contexto arqueológico de cazadores-recolectores. 1° Congreso Argentino de Malacología, Actas 1: 155. La Plata.

Izeta, A. D., Costa, T., Gordillo, S., Cattáneo, R., Boretto, G., Robledo, A., 2014. Los gasterópodos del sitio Alero Deodoro Roca, Valle de Ongamira (Córdoba, Argentina). Un análisis preliminar. Revista Chilena de Antropología. En prensa.

Soldati, A.L., Jacob, D.E., Bianchi, M.M., Hajduk, A. 2010. Microestructura y polimorfismo en valvas recientes de Diplodon chilensis patagonicus (D’Orbigny 1835). Gayana, 74: 61-69.

Stiner, M.C. 1999. Palaeolithic mollusc exploitation at Riparo Mochi (Balzi Rossi, Italy): food and ornaments from the Aurignacian through Epigravettian. Antiquity, 73: 735–754.

Stiner, M.C. 2014. Finding a common bandwidth: causes of convergence and diversity in paleolithic beads. Biol Theory, 9: 51–64.

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CONDICIONES PALEOAMBIENTALES DURANTE EL LAPSO 11.500-4000 AÑOS AP A PARTIR DEL ANÁLISIS DE DIATOMEAS Y DEL

CONTENIDO DE CARBÓN (%MO Y %CARBONATOS) DEL TESTIGO TC1 DE BARRANCAS, PUNA DE JUJUY

Sabrina Bustos1, Malena Pirola2, Marcelo R. Morales1, 3 y María Luján García1, 3

Hace más de una década que nuestro grupo de investigación viene estudiando la evolución ambiental de la puna Argentina durante los últimos 12.000 años, particularmente en la provincia de Jujuy, mediante el análisis de múltiples proxies en depósitos de distinta cronología. Estos análisis nos han permitido mejorar nuestro conocimiento sobre las principales tendencias y variaciones del ambiente puneño durante el Holoceno en múltiples escalas espacio-temporales. La mayor parte de estos estudios se han enmarcado en investigaciones paleoecológicas más amplias, focalizadas en el análisis de la compleja relación existente entre los grupos humanos y su ambiente en las tierras altas de los Andes. Estos estudios paleoambientales nos han permitido mejorar y precisar múltiples modelos arqueológicos que abordan distintas esferas de la organización de grupos con distintas estrategias de subsistencia, involucrando tanto las economías extractivas como las productivas.

En este poster se presentan los primeros resultados de uno de los archivos ambientales estudiados recientemente que cubre el lapso ca. 11.500-4000 años C14 AP. En este caso se trata de un testigo sedimentario de 270 cm (Testigo Cruces 1 o TC1) perforado en la planicie aluvial del actual Río Barrancas (23°18’08,7” S - 66°05’15,2” W; 3666 m s.n.m.) ubicado en la localidad homónima del departamento de Cochinoca, provincia de Jujuy. Del mencionado testigo se han obtenido 3 dataciones por el método de AMS – 4863 ± 37 años C14 AP (AA103192), 5919 ± 42 años C14 AP (AA103161), 11.650 ± 62 años C14 AP (AA103187), que fueron utilizadas para la confección de un modelo de edad/profundidad.

Por el momento se han analizado, tanto en relación a su contenido de diatomeas como de C (i.e., % de materia orgánica y de carbonatos), un total de 29 muestras correspondientes a la primera prioridad de análisis tomadas a intervalos regulares de 8 cm que permiten realizar estimaciones de las condiciones ambientales imperantes en el área de estudio con una resolución centenaria. Las diatomeas fueron preparadas y analizadas siguiendo los protocolos estándar de Battarbee (1986) y su interpretación ecológica se basó fundamentalmente en la composición taxonómica de los ensambles y en la información ecológica asociada a dichos taxones. Por otra parte, la abundancia de materia orgánica y carbonatos fue medida por el método de pérdida por ignición (Loss On Ignition o LOI) siguiendo la técnica de Dean (1974) con las modificaciones propuestas por Ball (1964), Schumacher (2002) y Heiri et al. (2001).

Los resultados obtenidos a partir de los distintos proxies nos han permitido identificar cuatro momentos ambientalmente diferentes en el testigo. El primero puede ser caracterizado como un lapso regionalmente más seco que en la actualidad, aunque localmente representado por condiciones asimilables a un humedal con una importante cobertura vegetal. Este ambiente palustre finipleistocénico pareciera haber sido reemplazado hacia el Holoceno Temprano por un sistema fluvial que caracteriza al segundo momento ambiental y que resulta compatible con condiciones regionales más húmedas. Hacia ca. 6800 años C14 AP se registra un nuevo cambio en las características de los depósitos -tanto en los aspectos texturales de los sedimentos y los altos de valores de materia orgánica, como en la abundancia y características de los ensambles de diatomeas- que sugieren una nueva instalación de condiciones palustres que caracterizan al tercer y cuarto momento ambiental. Si bien en términos generales todo el lapso comprendido entre ca. 6800 y 4100 años C14 AP es asimilable a condiciones de un humedal relativamente estable del tipo “vega”,

1 - Laboratorio de Diatomeas Continentales, DBBE, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Argentina. E-mail: sabrina.bustos.m@gmail.com2 - Instituto de Arqueología, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad de Buenos Aires;3 - IBBEA, CONICET, Argentina.

el lapso ca. 6800 – 6300 años C14 AP, que constituye el tercer momento ambiental- muestra condiciones más húmedas y la presencia de mayor vegetación que lo evidenciado durante el cuarto momento ambiental.

Estos resultados serán discutidos en este poster en el marco de la información paleoambiental previamente disponible para los Andes Tropicales, fundamentalmente en lo referente al significado y alcance de las señales obtenidas para la historia ambiental de la región.

BibliografíaBall, D. 1964. Loss-on-ignition as an estimate of organic matter and organic carbon in non‐calcareous soils. Journal of Soil

Science, 15 (1): 84-92.Battarbee, R.W. 1986. Diatom analysis. En: Berglund B. E. (Ed.), Handbook of Holocene Paleoecology and Paleohydrology,

J. Willey y sons Ltd.: 527-570, New York.Heiri, O.; Lotter, A. F. y Lemcke, G. 2001. Loss on ignition as a method for estimating organic and carbonate content in

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Risk Assessment Support Center: 1-23.

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RECONSTRUÇÃO PALEOAMBIENTAL NO OESTE DO PARANÁ BASEADA EM ANÁLISES MORFOPEDOLÓGICAS E FITOLÍTICAS:

PRIMEIRA APROXIMAÇÃO

Marcia R. Calegari1, Luciane Marcolin2,, Julio C. Paisani3, Marga E. Ponteli3 y Margarita Osterrieth4

O relevo do SW do Paraná e do NW de Santa Catarina, na região sul do Brasil, apresentam superfícies geomórficas incompletamente aplainadas, organizadas em escadarias, cujas altitudes diminuem na direção de E para W, conforme estudos de Paisani et al. (2008). Considerando que o Sul do Brasil durante o período Quaternário passou por instabilidades paleoclimáticas é possível que muitas das feições do relevo atual sejam resultantes dessas instabilidades, que geraram mudanças nas paisagens. Estudos pedológicos, sedimentológicos e de reconstrução paleoambiental tem sido desenvolvidos para investigar a hipótese da influência paleoclimática na configuração da paisagem atual do SW do Paraná e NW de Santa Catarina. Entretanto, estudos preliminares indicam estas superfícies incompletamente aplainadas podem se estender também para o W do Estado do Paraná, com ocorrências de solos mais desenvolvidos pedológica e mineralógicamentes. Visando testar essa hipótese foi iniciado um estudo em alguns solos da região oeste visando a caracterização físico-quimica de alguns solos e definir a trajetória da (paleo) vegetação da área por meio de análise morfopedológicas e de fitólitos. Neste estudo solo estudado apresenta sequencia vertical de horizonte A, AB, BA, Bw1 e Bw2 e foi descrito e amostrado em uma seção de 200 cm de profundidade sob floresta, no município de Marechal Cândido Rondon. Trata-se de um solo de textura muito argilosa (815 g.kg-1 - 932 g.kg-1), cor vermelho com estrutura primária em blocos subangulares em grumos no horizonte superficial e em blocos subangulares médios que se desfazem em pequenos a muito pequenos (microagregados típicos) no B. A densidade do solo, em geral, é baixa (1,05 g.cm-3) típica de solos sob floresta que não foram submetidos aos efeitos do uso. A porosidade total aumenta linearmente em profundidade, refletindo a estrutura microagregada dos horizontes subsuperficiais. A relação silte/argila foi de 0,6 g cm-³ e o índice Ki entre 1,55 e 1,61, indicando se tratar de um solo evoluído do ponto de vista pedogenético, com alto grau de intemperismo. Os teores de óxidos de ferro indicam se tratar solos férricos, corroborando a relação genética com a rocha basáltica subjacente, que predomina na região. Foi classificado como um Latossolo Vermelho Distroférrico úmbrico de textura argilosa. Os resultados da análise fitolítica indicaram que nos horizontes A e AB o sinal fitolítico representa a vegetação atual, a Floresta Estacional Semidecídual (FES), composta predominantemente de plantas Eudicotiledoneae C3. Nos horizonte BA e Bw (a partir de 100 cm) a vegetação apresentou uma maior contribuição de gramíneas C4 ,indicando uma vegetação mais aberta (menos florestada). Na profundidade de 0-20 cm a assembleia apresenta equilíbrio entre Poaceae com 41,5% e Eudicotiledoneae (40,2%). Os morfotipos de Arecaceae representam 18,3% da assembleia total. Ao desconsiderar a porcentagem de fitólitos sem representação taxonômica, isto é os morfotipos Elongate, Bulliform e Hair, percebe-se que a assembleia indica predominância de árvores e arbustos em sua composição. Variações foram observadas na composição da assembleia a partir 70 cm onde as Eudicotiledoneae passam a representar 15,3 % contra 11, 4% de Poaceae e 9,2% de Arecaceae, indicando ainda a presença de uma vegetação com elementos arbóreos e arbustivos (globulares psilate e rugosas e blocos poliédricos). A partir de 100 cm observou-se uma diminuição dos morfotipos arbóreos e arbustivos, indicando uma abertura na vegetação da área. Os índices fitolíticos (Cobertura Arbórea – D/P 3,2 – 4,0, Climáticos – IC 0,46% e de Aridez- IPh 17,4%-12,0%) calculados indicaram baixa cobertura arbórea e condições ambientais mais secas e frias que as atuais nas amostras correspondentes ao horizonte B. Desta forma interpretou-se, com base nos resultados das análises físicas e químicas do solo e da análise

1 - Universidade Estadual do Oeste do Paraná, Campus Marechal Cândido Rondon; Paraná, Brasil. E-mail: marciareg_calegari@hotmail.com2 - Mestranda -Programa de Pós Graduação em Geografia Campus Francisco Beltrão. Francisco Beltrão, Paraná, Brasil. 3 - Universidade Estadual do Oeste do Paraná, Campus Francisco Beltrão, Paraná, Brasil.4 - Instituto de Geología de Costas y del Cuaternario. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Mar del Plata. IIMyC-CONICET. Mar del Plata, Argentina.

fitolítica, que esse desse solo teria se formado a partir da alteração do basalto e que a sua matéria orgânica teria derivado de uma vegetação mais florestada, desenvolvida sob condições de umidade e temperatura, favorecendo ora uma vegetação mais aberta, ora com mais elementos arbóreos e arbustivos, semelhante a floresta encontrada atualmente (FES). A comparação com resultados morfopedológicos e fitoliticos obtidos nas áreas localizadas mais a SW, em outras superfícies incompletamente aplainadas indica que a princípio este solo parece ser mais intemperizados do que aqueles observados nas superfícies incompletamente aplainadas definidas por Paisani et al. (2008).

Agradecimentos: Ao programa de Pós-Graduação em Geografia – UNIOESTE Campus Francisco Beltrão. A CAPES pela concessão de

bolsa e pelo apoio financeiro por meio do projeto CAPES-PVE 144/2012.

BibliografíaPaisani, J. C., Pontelli, M.E. e Andres, J. 2008a. Superfícies aplainadas em Zona Morfoclimática Subtropical Úmida no

Planalto Basáltico da Bacia do Paraná (SW Paraná/ NW Santa Catarina): Primeira aproximação. In: Geociências (UNESP), V. 27, 4: 541-553. São Paulo.

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PALAEOENVIRONMENTAL CONDITIONS DURING THE HOLOCENE TRANSGRESSIVE-REGRESSIVE EVENT IN THE

BEAGLE CHANNEL, TIERRA DEL FUEGO, SOUTHERN ARGENTINA

Soledad Candel1 and Stephen Louwye2

A palynological analysis of 53 sediment samples from two Holocene outcrops located in the bahía Lapataia area, Beagle channel (Tierra del Fuego, southern Argentina), were carried out for the reconstruction of the palaeoenvironmental conditions during the Holocene transgressive-regressive cycle in the Beagle channel. This channel is a former tectonic valley that was completely covered by ice during the Last Glacial Maximum (ca. 24,000 yr BP). After the ice-melting around 8200 14C yr BP, the valley was occupied by lakes, peat bogs and rivers. During the Holocene transgression, the valley was submerged by the sea and a marine environment was fully established by at least by 7900 14C yr BP (Rabassa et al. 1986). The fossil marine sequences are: Aserradero-Lapataia 2 (54º 51’ 22.7” S, 68º 34’ 22.8” W), and arroyo Baliza (54º 51’ 36” S, 68º 33’ 43.2” W) sites. The sediments consist of dark gray clayey silt with presence of abundant mollusks such as Mulinia edulis, Yoldia sp., Venus antiqua, Aulacomya atra, Mytilus chilensis, among others (Rabassa et al. 2009).

The palynological analysis from Aserradero-Lapataia 2 site (8167 14C yr BP) shows a dominance of arboreal pollen of Nothofagus dombeyi type associated with shrubs and herbs such as Poaceae, Asteraceae, Empetrum rubrum and Gunnera. The aquatic palynomorph assemblages consists of fifteen dinoflagellate cysts taxa (mainly Brigantedinium simplex, Echinidinium granulatum, Selenopemphix quanta, Polykrikos schwartzii, a.o.), acritarchs (Halodinium sp., Palaeostomocystis fritilla and P. subtilitheca), foraminiferal linings, copepod eggs and freshwater to brackish-marine algae (Botryococcus sp., Zygnema sp., Spirogyra sp., Debarya sp., Cymatiosphaera sp., Tasmanites sp.). The terrestrial palynomorph assemblage identified in the arroyo Baliza site (2844 14C yr BP) is dominated by Nothofagus dombeyi type and shrubs and herbs (Misodendrum, Empetrum rubrum, Poaceae, and Asteraceae). The aquatic palynomorphs are represented by eighteen marine dinoflagellate cysts, mainly Brigantedinium simplex, Brigantedinium spp., Polykrikos schwartzii, Echinidinium granulatum, Dubridinium sp., Polykrikos kofoidii, Selenopemphix nephroides, S. quanta and Islandinium cezare. Acritarchs (Halodinium sp., Palaeostomocystis fritilla, P. subtilitheca and P. sp1) are also present together with foraminiferal linings, copepod eggs and freshwater to brackish-marine algae (Zygnema sp., Spirogyra sp., Cymatiosphaera sp., Tasmanites sp.).

The palynological assemblage from Aserradero-Lapataia 2 (8167 14C yr BP) suggests the presence of a closed-canopy Nothofagus forest under cold and highly effective moisture conditions during the Early Holocene transgressive phase. The dinoflagellate cyst species diversity could indicate the development of estuarine environments affected by glacier meltwater discharge resulting in anomalously low salinities. On the other hand, the palynological records of arroyo Baliza site during the Late Holocene, have a similar composition to those observed in the surface samples from the Beagle channel (Candel et al. 2012), with higher diversity of dinoflagellate cyst species suggesting that the environmental conditions during the Mid–Late Holocene are comparable to today.

This study completes the preliminary results documented by Rabassa et al. (2009). The new data will allow the comparison of the palynomorph assemblages from the fuegian archipelago with assemblages from other localities of the Northern and Southern Hemispheres.

1 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC-CONICET, Ushuaia, Argentina. E-mail: scandel@uns.edu.ar2 - Research Unit Palaeontology (RUP), Ghent University, Gent, Belgium

BibliografíaRabassa, J.; Heusser, C.J. y Stuckenrath, R. 1986. New data on Holocene sea transgression in the Beagle Channel: Tierra del

Fuego, Argentina. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula, 4:291-309. Rabassa, J.; Coronato, A.; Gordillo, S.; Candel, M.S. y Martínez, M.A. 2009. Paleoambientes litorales durante el inicio de

la transgresión marina holocena en Bahía Lapataia, Canal Beagle, Parque Nacional Tierra del Fuego. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 65:648-659.

INVERTEBRADOS FÓSILES DE LOS DEPÓSITOS MARINOS DEL PLEISTOCENO TARDÍO Y HOLOCENO DE BAHÍA SAN JULIÁN,

SANTA CRUZ

Mauricio Cerroni1, Nicolás Ramos1, María Florencia Pisano1,2 y Enrique Fucks1

El Cuaternario marino en los alrededores de bahía San Julián, provincia de Santa Cruz (Fig. 1) se encuentra representado fundamentalmente por depósitos de gravas, portadores de malacofauna característica, evidenciando los sucesivos avances y retrocesos de la línea de costa como respuesta a los cambios climáticos. A nivel cronoestratigráfico, estos depósitos representan eventos climáticos más cálidos al actual que se habrían producido hace 120.000 años AP para el Pleistoceno y 7000 años AP, para el Holoceno (Rostami et al. 2000).

En este trabajo se presenta un estudio de los moluscos presentes en estas unidades a partir de materiales recolectados en campañas previas en diferentes puntos del área. Los depósitos pleistocenos son asignables al MIS 5 por su altura (>23 m) y dataciones previas de 134-115 ka AP (Rostami et al. 2000), se componen de gravas matriz sostén, moderadamente cementados, alternando con estratos de arenas, con restos de conchillas. Estos depósitos presentan un gran desarrollo en la península San Julián, observándose en superficie la disposición paralela de los cordones litorales con sus extremos flexionando hacia el continente, indicando el crecimiento hacia el N de la espiga. En el ámbito continental estos depósitos están muy poco representados, acotados prácticamente en el área de estudio a una angosta franja costera. Presentan un suelo escasamente desarrollado con precipitados pulverulentos de carbonato de calcio y cubiertos parcialmente de materiales eólicos.

Los depósitos holocenos se encuentran limitados a una angosta franja costera en la península San Julián, separados de los depósitos pleistocenos por un acantilado de varios metros. Están compuestos de gravas sueltas que constituyen cordones y crestas de playa; en el ámbito continental, su desarrollo es discontinuo, presentándose en el sector de cabo Curioso (al N y S) una serie importante de crestas de playa que formaron una laguna costera.

En función de las unidades reconocidas se colectaron muestras pleistocenas, holocenas y actuales en diferentes localidades de región de San Julián (Tabla 1). En los depósitos se extrajeron muestras de volumen fijo y de cada una, 500 g de material fueron analizados, mientras que las actuales fueron colectadas siguiendo una transecta perpendicular a la línea de costa.

Para el Pleistoceno (MIS 5) se recuperaron 22 ejemplares pertenecientes a 3 géneros de gasterópodos exclusivamente, en el Holoceno 161 divididos en 10 géneros de gasterópodos y 7 de bivalvos y por último en los depósitos actuales fueron reconocidos 14 géneros (8 gasterópodos y 6 bivalvos) y 150 individuos.

Los ensambles de edad Pleistoceno se encontraron dominados por la presencia de Trophon geversianus (68%), seguido de Nacella spp. (27%) y en menores proporciones Epitonium magellanicum y Nacella mytilina; además como fauna asociada se reconoció la presencia de Balanus spp. (Crustacea) y Terebratella spp. (Brachiopoda).

En el Holoceno los ensambles reconocidos están formados tanto por gasterópodos como por bivalvos. En ellos la especie predominante es Mytilus edulis (50%), y en menor medida Buccinanops spp. (18%), T. geversianus (6%), Brachidontes spp. (5%), Nacella magellanica (4%) y como representantes minoritarios (con abundancia porcentuales menores al 2%) se reconocieron Adelomelon ferussaci, Trochita pileus, Odontocymbiola spp., Pareuthria plumbea, E. magellanicum, Ensis macha, Ameguinomya antiqua y Mulinia edulis, junto a restos de Terebratella spp. (Braquiopoda), Polyplacophora indeterminado y Bryozoa indeterminado.

En las muestras actuales se reconoció como especie predominante a Mytilus edulis (56%), en proporciones intermedias a N. magellanica (14%) y ya en medidas muy bajas (menores al 10 %) Brachidontes spp., Sphenia hatcheri, Buccinanops spp., T. geversianus y sólo se han encontrado algunos representantes

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo. Universidad Nacional de La Plata, La Plata, Argentina. E-mail: mauricio.cerroni@gmail.com2 - UNLP-CONICET

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de Aulacomya atra, Acanthina monodon, Crepipatella dilatata, Crepidula unguiformis, Retrotapes exalbidus y Fisurellidae indeterminado.

La mayoría de los taxones del Pleistoceno y Holoceno cuentan con representantes actuales en el mar argentino, a excepción de P. plumbea, T. pileus, Odontocymbiola spp., E. macha, Mulinia edulis y A. antiqua que son exclusivas del depósito holoceno, no encontrándose en las muestras de la playa actual a pesar de que estos taxones presentan distribución en la provincia magallánica. Por lo tanto deben llevarse adelante más muestreos sobre las playas actuales para comprender si la ausencia particular en esta localidad podría deberse a cuestiones tafonómicas como transporte o preservación diferencial, o por ser miembros minoritarios de las comunidades actuales.

Por otro lado se mencionan por primera vez para el área E. magellanicum, N. mytilina, T. pileus y E. macha ya que no han sido registrados en trabajos recientes realizados en zonas cercanas, como el extremo sur del golfo San Jorge (Aguirre 2003, 2009).

En general, el conjunto de la malacofauna registrada en los depósitos cuaternarios es indicativa de ambiente litoral de poca profundidad (intermareal-infralitoral), mayormente de sustratos duros, evidenciado por la abundancia de representantes de la familia Mytilidae, y en menor medida, Muricidae y Nacellidae; y con unos pocos representantes de sustrato blando como las familias Buccinidae y Volutidae. Esto sería indicativo de una costa rocosa, con algunos sectores de arena infralitoral y áreas intermareales.

Estos resultados y nuevas dataciones que se encuentran en curso pretenden ampliar el conocimiento previo de la composición malacológica de la zona y alrededores (Feruglio 1950, Aguirre 2009) así como arribar a nuevas conclusiones sobre las transgresiones de los niveles pleistocenos y holocenos que se desarrollan en marco al Proyecto 11N/701: Ambientes cuaternarios y su relación con los ciclos climáticos (FCNyM, UNLP).

Tabla1: Caracterización de las localidades muestreadas.

Localidad Latitud Longitud Altitud (s.n.m.) Ambientegeomorfológico Edad

SJ1 49º12´47´´S 67º40´04´´O Playa actual

SJ2 49º12´56´´S Actual 5 m Laguna costera MIS 1

SJ3 49º13´18´´S 67º40´31´´O 8 m Cresta de playa MIS 1

SJ4 49º15´56.6´´S 67º41´55.6´´O 8 m Cresta de playa MIS 1

SJ5 49º15´17.7´´S 67º38´18.65´´O Playa actual Actual

SJ6 49º15´19.3´´S 67º38´18.1´´O 23 m Cresta de playa Pleistoceno (MIS5)

Figura 1. Distribución de los diferentes depósitos transgresivos y ubicación de las localidades analizadas.

BibliografíaAguirre, M. 2003. Late Pleistocene and Holocene palaeoenviroments in Golfo San Jorge, Patagonia: molluscan evidence.

Marine Geology, 194:3-30.Aguirre, M., Richiano, S., Álvarez, M. F., Eastoe, C. 2009. Malacofauna cuaternaria del litoral norte de Santa Cruz (Patagonia,

Argentina). Geobios, 42:411–434.Feruglio, E. 1950. Descripción geológica de la Patagonia. Dirección General de Yacimientos Petrolíferos Fiscales (YPF),

Tomo 3, 145-154. Buenos Aires.Rostami, K., Peltier, W.R. y Mangini, A. 2000. Quaternary marine terraces, sea-level changes and uplift history of Patagonia,

Argentina: comparisons with predictions of the ICE-4G (VM2) model of the global process of glacial isostatic adjustment. Quaternary Science Reviews, 19:1495-1525.

ASSEMBLEIAS FITOLÍTICAS MODERNAS DAS COMUNIDADES VEGETAIS DA RESTINGA DE MARICÁ, RJ, BRASIL, COMO

REFERêNCIA PARA ESTUDOS DE RECONSTITUIÇÃO PALEOAMBIENTAL

Heloisa H. G. Coe1,2, Yame B. M. Ramos2, Amanda P. Seixas1 y Cátia P. dos Santos2

O presente trabalho é parte de um projeto de estudo da evolução da planície costeira de Maricá, Rio de Janeiro durante o Quaternário, e tem como objetivo estabelecer coleções de referência moderna para estudos que visam a reconstituição das condições paleobiogeoclimáticas dessa parte do litoral brasileiro. A área de estudo localiza-se a aproximadamente 50 km a leste da cidade do Rio de Janeiro, entre as coordenadas 22°52’ a 22°54’S e 42°48’ a 42°54’W, com uma área total de 8,3 km2 compondo a Área de Proteção Ambiental (APA) de Maricá. Apresenta duas barreiras arenosas (uma datada do Pleistoceno, a outra do Holoceno) separadas por uma depressão onde existe um brejo originado a partir do afloramento do lençol freático (Silva 2014). A vegetação predominante é a “restinga”, formação vegetal desenvolvida sobre um depósito arenoso paralelo à linha da costa, geralmente de forma alongada, produzido por processos de sedimentação, onde podemos encontrar diferentes comunidades de plantas recebendo influência marinha, que também podem ser consideradas comunidades edáficas, uma vez que dependem mais da natureza do substrato do que do clima. Essas comunidades se distribuem em áreas de alta diversidade ecológica que acompanham a topografia local (CONAMA 1996).

Como indicadores foram escolhidos os fitólitos, já que a região não propicia o uso de outros proxies para estudo da vegetação, como o pólen. Entretanto, por ser um estudo pioneiro com esse indicador em áreas de barreiras arenosas, era necessário verificar se os fitólitos fornecem boas informações nesse tipo de ambiente arenoso, sujeito à ação das ondas, dos ventos e da salinidade. Portanto, era preciso investigar: 1) se as plantas das diversas comunidades da restinga produzem fitólitos; 2) se os fitólitos permanecem nesse tipo de sedimentos muito arenosos, onde a alta porosidade, que favorece a percolação, e a insuficiência de matéria orgânica, com a qual os fitólitos formam agregados, podem influenciar a capacidade de retenção dos mesmos.

Fitólitos são partículas sólidas de opala biogênica (sílica amorfa), geralmente encontradas nas frações silte e areia muito fina, formadas como resultado da absorção pelas plantas de ácido silícico [Si(OH4)] da solução do solo (Piperno 1988). Com a decomposição dos restos vegetais são incorporados ao solo, onde são bastante estáveis, podendo tornar-se importantes microfósseis, uma vez que apresentam configurações típicas da vegetação de origem. Geralmente a forma do fitólito recorda como um “molde” a célula em que foi formado. Preservam-se bem sob condições oxidantes dos solos, além de serem excelentes para o estudo de gramíneas (Coe 2009) e permitem a reconstituição paleoambiental, indicando as alterações climáticas e seus efeitos sobre a cobertura vegetal, oferecendo indícios sobre as condições de disponibilidade da água e fatores que possam ter influenciado os processos geomorfológicos. Os fitólitos podem ser de sílica ou cálcio, sendo apenas os primeiros utilizados para estudos paleoambientais, já que, devido a sua maior resistência aos agentes de alteração duraante os processos tafonômicos, se preservam mais em solos ou sedimentos.

Os estudos de fitólitos ainda são muito escassos no Brasil, sobretudo em ambientes costeiros de vegetação de restinga (Medeanic et al. 2008), o que justifica a importância de investigarmos se as plantas de diferentes comunidades de restinga produzem fitólitos, quais são seus morfotipos e se eles são preservados em solos arenosos e sob o efeito da salinidade, a fim de fazer coleções de referência (Assembleias Modernas - AM) para servir como uma ferramenta para a futura interpretação de assembleias fósseis em amostras de solos da planície.

Para a realização deste trabalho, partiu-se, primeiramente, de um levantamento bibliográfico de trabalhos referentes à vegetação de restinga, ambientes costeiros, estudos paleoambientais, biomineralizações

1 - Faculdade de Formação de Professores da UERJ, São Gonçalo, RJ, Brasil. E-mail: heloisacoe@yahoo.com2 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, RJ, Brasil

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em geral e, em especial, silicofitólitos. Posteriormente, foi feito um reconhecimento do local, que permitiu a seleção dos pontos de coleta das amostras e a identificação das comunidades vegetais da restinga de Maricá. As amostras coletadas foram preparadas no laboratório passando pelos processos de: secagem, destorroamento, peneiragem, descarbonatação, eliminação dos óxidos de ferro, eliminação da matéria orgânica, remoção de argilas e separação densimétrica. Após a fase laboratorial, foram produzidas as lâminas para observação em microscópio óptico, onde ocorreu a identificação e contagem dos diferentes morfotipos de fitólitos e o cálculo de índices fitolíticos de cobertura arbórea (D/P) e estresse hídrico (Bi). Por fim, os dados obtidos foram reunidos e correlacionados com outras análises, isotópicas e geomorfológicas.

Desta forma, oito comunidades de plantas da restinga (Araujo y Henriques 1984) foram delimitadas, constituindo assembleias modernas (AM) de fitólitos: Halófila-psamófila (AM 1), adaptada às condições salinas e arenosas, sujeitas à influência das marés e com predomínio de vegetação herbácea; Escrube, vegetação formando matas abertas, uma sobre a barreira holocênica (AM 2) e a outra sobre a barreira pleistocênica (AM 5); Brejo Herbáceo, com predominância de Poaceae e Cyperaceae, uma entre as duas barreiras arenosas (AM 3), a outra na retaguarda da barreira pleistocênica (AM 6); Slack (AM 4), com vegetação reptante, entre o brejo herbáceo e a barreira pleistocênica; Vegetação arbustiva nas margens da lagoa de Maricá (AM 7), área que possui uma incidência maior de espécies invasoras; Floresta seca (AM 8), com uma estrutura arbórea bem desenvolvida, sem espécies dominantes.

Dos resultados obtidos entre as comunidades estudadas, o brejo herbáceo é a que mais produz fitólitos, com predominância dos tipos bulliform cuneiform, elongate e acicular, seguidas pelas comunidades da Floresta seca e Scrub, onde os tipos globular granulate e acicular predominam. Nas comunidades Halófila-psamófila e Slack não foram observadas grandes quantidades de fitólitos (Ramos 2014).

De uma maneira geral, foi possível constatar que o ambiente de restinga não é muito favorável à formação e acumulação de fitólitos. As plantas da restinga não se mostraram grandes produtoras. Foi observado também que a permanência dos fitólitos nos sedimentos é fortemente influenciada por sua granulometria e teor de matéria orgânica. Os maiores estoques de fitólitos foram encontrados nos ambientes de deposição e de dinâmica de baixa energia (brejos), ou onde já ocorre um processo de pedogênese (floresta seca). Entretanto, o grau de conservação dos fitólitos é elevado e os índices fitolíticos apresentaram resultados interessantes, expressando coerentemente o ambiente de cada comunidade analisada, tanto do ponto de vista do tipo de cobertura vegetal quanto das condições de disponibilidade hídrica para as plantas. Os resultados ressaltam a necessidade de se levar em consideração a dinâmica do ambiente (ventos, posição topográfica) e o tipo de sedimento quando da interpretação de assembleias fitolíticas, modernas ou fósseis, em áreas costeiras arenosas.

BibliografíaAraujo, D. S. D. y Henriques, R. P. B. 1984. Análise florística das restingas do estado do Rio de Janeiro. In: Lacerda, L. D.;

Araujo, D. S. D.; Cerqueira, R.; Turcq, B. (eds.). Restingas: Origem, Estrutura e Processos. CEUFF, Niterói: 47-60. Coe, H. H. G. 2009. Fitólitos como indicadores de mudanças na vegetação xeromórfica da região de Búzios/Cabo Frio, RJ,

durante o Quaternário. Tese de Doutorado: UFF, Universidade Federal Fluminense, Niterói, RJ.Medeanic, S., Cordazzo, C.V., Corrêa, I.C.S. y Mirlean, N. 2008. Os Fitólitos em Gramíneas de Dunas do Extremo Sul do

Brasil: Variabilidade Morfológica e Importância nas Reconstruções Paleoambientais Costeiras. Gravel, 6: 1-14.Piperno, D. R. 1988. Phytoliths Analysis: an archaeological and geological perspective. Academic Press, 280 p. San Diego.Ramos, Y. M. B. 2014. Coleções de Referência de Assembleias Fitolíticas Modernas na Restinga da Planície Costeira de

Maricá, RJ, para fins de Reconstituições Paleoambientais. Monografia de conclusão de curso. 160 p. Departamento de Geografia, UERJ/FFP.

Resolução 07 de 23 de julho de 1996 da CONAMA disponível em http://licenciamento.cetesb.sp.gov.br/legislacao/federal/resolucoes/1996_Res_CONAMA_7.pdf. Acesso em 14/11/2012.

Silva, A. L. C., Silva, M. A. M. y Gralato, J. C. A. 2014. Caracterização Geomorfológica e Sedimentar da Planície Costeira de Maricá (Rio de Janeiro). Revista Brasileira de Geomorfologia, 15 (2): 231-249.

CONTRIBUIÇÃO DE ANÁLISES FITÓLITICAS E ISOTÓPICAS PARA A RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DURANTE O QUATERNÁRIO

DA REGIÃO DE GOUVEIA, MINAS GERAIS, BRASIL, ATRAVÉS DE SEDIMENTOS DE UMA VOÇOROCA

Heloisa Helena Gomes Coe1,2, Aline Rocha1, Cristina Augustin3, Karina Ferreira Chueng3 e Kita Macario3

A região de Gouveia, localizada na Serra do Espinhaço Meridional, Minas Gerais, Brasil, é caracterizada pela presença de grandes voçorocas. Segundo Hudson (1985), o processo de formação de uma voçoroca se inicia quando há a quebra do equilíbrio entre processos e formas em um curso d’água, causado por um acréscimo na quantidade do fluxo de escoamento, ou por um decréscimo na capacidade de transporte do canal. As voçorocas constituem hoje parte da paisagem de algumas regiões, sendo encontradas em climas semi-áridos (De Ploey 1974), em rochas sedimentares e neossolos, e em climas equatoriais e tropicais úmidos, como no Brasil (Furlani 1980, Coelho Neo et al. 1988, Augustin et al. 2006), onde as mesmas cobrem extensas áreas em diferentes partes da terra.

Este estudo tem como objetivo reconstituir as condições ambientais da região de Gouveia, através de análises fitolíticas e isotópicas de amostras coletadas em uma voçoroca (Fig. 1b), de modo a inferir as condições climáticas que influenciaram os processos geomorfológicos que operam na região durante o Pleistoceno / Holoceno. Fitólitos são partículas microscópicas (<60-100µm) de opala biogênica que se formam como resultado da absorção pelas raízes das plantas de ácido silícico [Si (OH4)] da solução do solo, polimerizando-se e solidificando-se depois, principalmente pela transpiração do vegetal, nos tecidos epidérmicos e vasculares das plantas (Piperno 1988), sendo bem preservadas em solos e paleossolos. Os fitólitos são considerados importantes microfósseis, uma vez que apresentam configurações típicas da vegetação de origem. A relação dos isótopos estáveis do carbono pode ser utilizada para diferenciar os tipos de ciclos fotossintéticos C3 (principalmente lenhosas) e C4 (gramíneas).

Foram coletadas 13 amostras, com profundidades que variam de 30 cm a 7,30 m. As análises dos tipos de fitólitos não apontaram praticamente nenhuma grande mudança nos tipos de vegetação ao longo da sequência colúvio-aluvial estudada. Em todas as amostras analisadas predominaram fitólitos produzidos por Poaceae, indicando que as gramíneas são a cobertura vegetal predominante na região. Com a profundidade ocorre uma diminuição na quantidade dos tipos de fitólitos produzidos nas short cells e um aumento do tipo bulliform. Estes resultados foram corroborados pela análise de isótopos de carbono, que também indicou a predominância de plantas C4 em toda a sequência. A análise do estoque de fitólitos apresentou grandes variações ao longo da sequência, com o aumento das quantidades em algumas camadas mais profundas, ao contrário do padrão normal de distribuição de fitólitos com a profundidade. Grandes variações foram também observadas no que diz respeito ao teor de matéria orgânica e granulometria do material. As amostras mais empobrecidas em 13C são também as que apresentam maiores quantidades de carbono e de fitólitos. A matéria orgânica do solo (MOS) de 11 amostras foi datada por Carbono 14-AMS e suas idades variam de moderna (a 30 cm de profundidade) a 40.000 anos cal AP, a 5,70 m de profundidade. As variações na granulometria indicam que, na sequência estudada, a origem do material é por vezes coluvional e em outras aluvial. A datação por 14C da MOS permitiu a associação dessas variações a períodos glaciais ou interglaciais (Fig. 1). Os resultados, interpretados do ponto de vista geomorfológico, forneceram observações relevantes que contribuem para a criação de algumas hipóteses sobre a evolução das condições ambientais dessa região (Fig. 1). A análise de fitólitos associada à Geomorfologia se mostra bastante promissora para a compreensão da evolução da paisagem e mudanças ambientais, principalmente se combinado com outros proxies (análise multiproxy), a fim de obter uma inferência mais confiável dessas mudanças.

1 - Faculdade de Formação de Professores da UERJ, São Gonçalo, RJ, Brasil. E-mail:heloisacoe@yahoo.com2 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, RJ, Brasil3 - Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, MG, Brasil

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Figura 1. Resultados das análises fitolíticas, isotópicas, carbono orgânico, granulometria e datações 14C(Fonte: Rocha 2014)

BibliografíaAugustin, C.H.R.R., Aranha, P.R.A. 2006. A Ocorrência de Voçorocas em Gouveia, MG: características e processos

associados. Geonomos, 141(1, 2): 75-86.Coelho Neto. A.L., Fernandes, N.F., Deus, C.E. 1988. Gullying in southeastern Brazilian Plateau, Bananal, SP. Anais,

Proceedings of the Porto Alegre Symposium of Sediments Budgets, 174: 35-42.De Ploey, J. 1974. Mechanical properties of hillslopes and their relation to gullying in Central semi arid Tunesia. Zeitschrift

für Geomorphologie. Suppl-Bd 21: 177-190.Furlani, G.M. 1980. Estudo geomorfológico das boçorocas de Casa Branca - São Paulo. Dissertação de Mestrado. 379p.

Departamento de Geografia, FFLCH - USP, São Paulo.Hudson, N.W. 1985. A world view of the development of soil conservation. Agricultural History, 59: 326-339.Piperno, D.R. 1988. Phytoliths Analysis: an archaeological and geological perspective. Academic Press, San Diego, 280 p.Rocha, A.P. 2014. Reconstituição Paleobiogeoclimática da Depressão de Gouveia, Minas Gerais, durante o Pleistoceno

Superior/Holoceno, através da Análise de Fitólitos e Isótopos de Carbono extraídos de Sedimentos de uma Voçoroca. Monografia de conclusão de curso, 91 p. Departamento de Geografia, UERJ/FFP.

APLICABILIDAD DE OSTRÁCODOS LACUSTRES COMO INDICADORES CLIMÁTICOS Y PALEOCLIMÁTICOS EN PATAGONIA

NORTE

Corina A. Coviaga1 y Gabriela C. Cusminsky1

En regiones áridas y semiáridas existe una relación directa entre el clima y la hidrología de las cuencas. Los cambios hidrológicos afectan la química de los cuerpos de agua, a través de la concentración o dilución de las sales disueltas. Estas fluctuaciones provocan cambios en la biota, la mineralogía y la geoquímica de los ambientes, los cuales quedan históricamente archivados en las secuencias sedimentarias de la cuenca. Es en este contexto que las depresiones endorreicas características de la Patagonia extra-andina resultan ser testigos elocuentes de las fluctuaciones de los niveles lacustres permitiendo inferir cambios climáticos en la región, durante un periodo estudiado (Cartwright et al. 2011, Cusminsky et al. 2011).

Los ostrácodos son importantes componentes de la biota de este tipo de ambientes, por lo que recientemente, y debido a su creciente utilización como bioindicadores paleoecológicos, se han intensificado los estudios acerca de su biodiversidad y ecología en Patagonia.

El objetivo de este trabajo consistió en relevar la diversidad específica de ostrácodos lacustres actuales, fundamentalmente en la provincia de Río Negro y establecer cuáles son los parámetros ambientales (tales como conductividad, pH y concentración de oxígeno disuelto) que favorecen su distribución y abundancia. De esta manera, algunas especies de ostrácodos relevadas pueden ser utilizadas como análogos modernos en reconstrucciones paleoambientales, especialmente del Cuaternario.

Para tal fin, durante los años 2011, 2012 y 2013, se realizó un relevamiento de la fauna de ostrácodos y las características físico-químicas de 40 ambientes acuáticos de Patagonia norte, a lo largo de una transecta Oeste-Este de 670 km de longitud (39°52’– 41°38’S; 66°3’-71°27’O), abarcando cuatro provincias fitogeográficas: Subantártica, Patagónica, del Monte y del Espinal (Cabrera 1976).

En total, se identificaron 26 especies, en asociaciones particulares para cada provincia fitogeográfica. Los ambientes ubicados en la provincia Subantártica, de baja conductividad (<100 µs.cm-1), presentaron una fauna de ostrácodos dominada por las especies Amphicypris nobilis, Bradleystrandesia fuscata, Potamocypris unicaudata y Tonnacypris lutaria. Los sitios de la provincia Patagónica, con una conductividad media de 750 µs.cm-1, presentaron como especies características Amphicypris argentinensis, Cypris pubera, Eucypris fontana, Limnocytehere patagonica, L. rionegroensis y Potamocypris smaragdina. En esta provincia también se observó una amplia distribución de las cosmopolitas especies Eucypris virens y Heterocypris incongruens. La provincia del Monte, ubicada en la diagonal árida (conductividad media de 1600 µs.cm-1), se caracterizó por la presencia de Heterocypris hyalina, hasta el momento sólo registrada en Paraguay, Chlamydoteca incisa y Cypridopsis vidua. Finalmente, los ambientes ubicados en el extremo Este de Río Negro, dentro de la provincia fitogeográfica del Espinal (conductividad media de 11200 µs.cm-1) estuvieron representados por las especies Heterocypris salina y Limnocythere sp.

Observaciones sobre la ecología de especies patagónicas han colaborado con estudios de secuencias cuaternarias de Patagonia (laguna Cari-Laufquen, provincia de Río Negro; lago Cardiel, provincia de Santa Cruz; laguna El Toro, provincia de Neuquén). En la laguna Cari-Laufquen (41°S, 69°O) la predominancia de L. rionegroensis durante el Pleistoceno tardío-Holoceno temprano sugirió un lago salino y turbio, mientras que en el lago Cardiel (49°S, 71°O) cambios en la abundancia y asociación de las especies E. fontana, L. patagonica, L. rionegroensis var. 1 y var. 2, indicaron una disminución en la salinidad desde el Pleistoceno tardío al Holoceno (Cusminsky et al. 2011). En el caso de la laguna El Toro (40°S, 70°O), a partir de cambios en la abundancia de L. rionegroensis y E. fontana se infirieron fluctuaciones en el régimen hidrológico durante último milenio, consecuencia de cambios en el balance precipitación-evaporación

1 - Departamento de Ecología, INIBIOMA, CRUB-Universidad Nacional del Comahue. Bariloche, Río Negro, Argentina. E-mail: corinacoviaga@gmail.com

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(Coviaga et al. 2014). Un mayor conocimiento de la biología y ecología de la fauna viviente de ostrácodos nos brindará herramientas para la interpretación de ambientes pasados.

BibliografíaCabrera, A. L. 1976. Regiones fitogeográficas argentinas . En: Kugler, W. F. (ed.). Enciclopedia argentina de agricultura y

jardinería. ACME. 85 p. Buenos Aires. Cartwright, A.; Quade, J.; Stine, S.; Adams, K.; Broecker, B. y Cheng, H. 2011. Chronostratigraphy and lake-level changes

of laguna Cari-Laufquén, Río Negro, Argentina. Quaternary Research,76: 430-440.Coviaga, C.; Rizzo, A.; Pérez, P.; Daga, R.; Cusminsky, P.; Ribeiro Guevera, S. y Poiré, D. 2014. Reconstrucción de los cambios

limnólogicos ocurridos durante el último milenio en la laguna El Toro (40°19’S - 70°25’O), Patagonia extraandina, Neuquén. XIX Congreso Geológico Argentino, Actas: S17-4.

Cusminsky, G.; Schwalb, A.; Pérez, P.; Pineda, D.; Viehberg, F.; Whatley, R.; Markgraf, V.; Gilli, A.; Ariztegui, A. y Anselmetti. F. 2011. Late quaternary environmental changes in Patagonia as inferred from lacustrine fossil and extant ostracodes. Biological Journal of the Linnean Society. 103: 397-408.

CARACTERIZAÇÃO PALEOAMBIENTAL DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARICÁ (RJ, BRASIL) ATRAVÉS DA ANÁLISE DE ESPÍCULAS DE

ESPONJA E DIATOMÁCEAS

Cátia P. dos Santos1, Heloisa H. G. Coe1,2, André Luiz C. da Silva2, Mauro Parolin3 e Aline P. Rocha2

Este trabalho objetiva identificar mudanças nas condições paleoambientais e contribuir para o entendimento da evolução da planície costeira de Maricá, Estado do Rio de Janeiro, ao longo do Quaternário. Espículas de esponjas extraídas de sedimentos adquiridos por meio de sondagem geológica foram usadas como indicador. A geomorfologia deste litoral é marcada pela presença de duas barreiras arenosas associadas a dois sistemas lagunares, formados no Pleistoceno e no Holoceno (Silva et al. 2014a, 2014b).

Foram realizados três poços de sondagem com o trado mecânico no litoral de Itaipuaçú até a profundidade de 7 m (Fig. 1A). Amostras de sedimentos foram coletadas em intervalos variados, de 10 a 50 cm, dependendo das características dos sedimentos, totalizando cerca de 60 amostras. As análises para a extração e identificação das espículas de esponja foram realizadas no Laboratório de Geociências da FFP-UERJ, no Rio de Janeiro e no Laboratório da FECILCAM, em Campo Mourão, no Paraná. Os procedimentos laboratoriais consistem em eliminação da matéria orgânica com ácido nítrico (HNO3) e peróxido de hidrogênio. Em seguida as amostras são centrifugadas com água destilada até atingir o pH 4. Com o uso de um microscópio faz-se a quantificação e a classificação das espículas.

Os resultados preliminares das análises sugerem algumas considerações: na sondagem S4 (lagoa de São Bento), na profundidade de 3,5 m, a ocorrência de espículas e de frústulas de diatomáceas é rara, o que indica que os sedimentos areno-lamosos aí encontrados estiveram submetidos a um ambiente, possivelmente lagunar, com pouco tempo de residência de água. Na profundidade de 2,0 m notou-se um aumento na ocorrência de fragmentos de espículas e de frústulas de diatomáceas, porém, ainda com indicativo de ambiente com pouco tempo de residência de água. Já na profundidade de 1,5 m, notou-se a mistura de megascleras de Spongilidae, típica de ambiente lagunar lêntico (Parolin et al. 2010), com presença de espículas de esponja do tipo Potamolepidae, comumente encontrada em ambiente continental lótico (Parolin et al. 2010), (Fig. 1B e 1C). Este padrão de distribuição das espículas evidencia um aumento no tempo de residência da água. O aspecto desgastado das mesmas sugere uma exposição à alta energia hidrodinâmica. Porém, na profundidade de 0,5 m novamente foi observada a redução dos fragmentos, sugerindo provável início do processo de colmatação. As sondagens S5 e S6 (litoral oeste de Itaipuaçú) apresentaram semelhanças quanto a ocorrência e distribuição das espículas de esponja, provavelmente devido à localização próxima dos poços. Na profundidade em torno de 6m (em ambos) e de 2,4 e 3 m (pontos 5 e 6, respectivamente) foram encontrados raríssimos fragmentos de espículas de esponja em sedimento lamoso. A presença de diatomáceas é marcante, sobretudo nas profundidades entre 6 m e 3 m. As espículas presentes nas amostras analisadas, apesar de poucas, encontram-se bem fragmentadas, o que pode indicar um retrabalhamento, provavelmente devido ao aumento no grau de energia do ambiente.

A fragmentação das espículas pode ser resultado da agitação das águas em ambientes lagunares, seja pela ação dos ventos e/ou pelas ondas de alta energia, quando estas atingem esses ambientes por meio de canais de maré ou quando ultrapassam a barreira durante a ocorrência de grandes tempestades. O retrabalhamento decorrente da agitação das águas resultou não só na fragmentação, mas também na movimentação das espículas, dificultando a sua fixação, o que pode explicar a presença pouco expressiva dos fragmentos de espículas. A presença de diatomáceas em algumas amostras (S5 e S6) sugere que os sedimentos foram depositados num momento em que este ambiente esteve submetido a maior tempo de residência de água, havendo, assim melhores condições para o seu desenvolvimento.

1 - Departamento de Geologia da Universidade Federal Fluminense, Rio de Janeiro, Brasil. E-mail: catia-ps@hotmail.com2 - Departamento de Geografia da Faculdade de Formação de Professores da UERJ, Rio de Janeiro, Brasil3 - Laboratório de Estudos Paleoambientais da Fecilcam, Paraná, Brasil

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Figura 1. A) Área de estudo e localização dos pontos de sondagem na lagoa colmatada de São Bento e no litoral de Itaipuaçú. B e C) Espículas de esponja.

BibliografíaParolin, M., Volkmer-Ribeiro, C. e Leandrini, J. 2010. Abordagem ambiental interdisciplinar em bacias hidrográficas no

Estado do Paraná. Campo Mourão: Editora Fecilcam, 170 p.Silva, A.L.C. da, Silva, M.A.M., Gralato, J. da C.A. e Silvestre, C.P. 2014a. Caracterização Geomorfológica e Sedimentar da

Planície Costeira de Maricá (Rio de Janeiro). Revista Brasileira de Geomorfologia, 15 (2): 231-249. Silva, A.L.C. da, Silva, M.A.M. da, Souza, R.S. de, e Pinto, M.L.V. 2014b. The role of beachrocks on the evolution of the

Holocene barrier systems in Rio de Janeiro, southeastern Brazil. Journal of Coastal Research, Special Issue. 70:170-175.

PALINOLOGÍA DEL CUATERNARIO TARDÍO EN LA CUENCA INFERIOR DEL RÍO COLORADO, PROVINCIA DE BUENOS AIRES,

ARGENTINA

Ana Laura Fernández1, Silvia Grill2, Gustavo Martínez3 y Gustavo A., Martínez4

La cuenca inferior del Río Colorado, ubicada al sur de la provincia de Buenos Aires (Argentina) es portadora de varios sitios arqueológicos que han sido objeto de numerosas investigaciones sistemáticas (Martínez 2004, Martínez et al. 2005, Stoessel 2007, entre otros). Estos estudios han explorado diferentes aspectos de la organización de los grupos cazadores-recolectores con el propósito de determinar la adaptación y evolución de estas sociedades en la región. La exploración de estas dinámicas poblacionales requiere el aporte de distintas líneas de evidencias (macrofósiles vegetales, restos zoológicos, micromorfología de suelos, química edáfica, antracología, palinología, entre otros) que permitan un mayor grado de confianza sobre aspectos culturales del pasado (Bryant y Holloway 1996, López Sáez et al. 2003). El análisis palinológico constituye una fuente de información ampliamente utilizada en reconstrucciones paleoambientales en sitios arqueológicos (Bryant y Holloway 1983, Renault-Miskovsky 1989, entre otros). El área de estudio perteneciente a la cuenca inferior del Río Colorado constituye una zona ecotonal (Monte-Espinal), de transición pampeano-patagónica, altamente sensible a los cambios climáticos y por ende, de significativa diversidad ambiental para las sociedades cazadoras-recolectoras que la habitaron. El objetivo del presente trabajo consistió en reconstruir las condiciones paleoclimáticas y paleoambientales ocurridas durante el Pleistoceno tardío-Holoceno en este sector de la cuenca a partir de un enfoque “multi-proxy”: microfósiles polínicos y no polínicos (MNPs), características químicas de los sedimentos (pH y COT), sedimentología y geomorfología. El estudio comprendió perfiles estratigráficos, sondeos y excavaciones de tres sitios arqueológicos ubicados en diferentes ambientes y posiciones de la cuenca: al centro del área de estudio y en el nivel de planicie intermedia, el sitio La Salada (39°27’48’’ S - 62°42’49’’ O); al sudeste sobre el nivel deltaico externo, el sitio El Tigre (39°46’49’’S - 62°22’32’’O) y al noroeste, sobre un cordón de dunas, el sitio Loma Ruiz (39°13’11’’S - 62°38’38’’O). En el sitio La Salada se preservó la secuencia más completa (Pleistoceno tardío-Holoceno) con escaso componente arqueológico; mientras que en El Tigre y Loma Ruiz las secuencias abarcan el Holoceno tardío y poseen un amplio registro arqueológico asociado a bases residenciales de actividades múltiples (Martínez et al. 2009, Stoessel 2007, Martínez y Martínez 2011). Con la finalidad de obtener análogos actuales para las secuencias fósiles se evaluó la relación polen-vegetación actual en el área de estudio. Se analizaron un total de 109 muestras de sedimentos, 15 de sedimentos actuales y 94 fósiles que fueron procesadas de acuerdo con las técnicas físico-químicas convencionales (Heusse y Stock 1984). Se construyeron diagramas de frecuencia polínica y concentración polínica absoluta y se aplicaron técnicas de análisis estadístico multivariado (análisis de agrupamiento, análisis de componentes principales “ACP”). A partir del análisis polínico de los sedimentos actuales se obtuvieron 7 comunidades vegetales que se utilizaron como “análogos actuales” para las fósiles, en los tres perfiles fósiles se determinaron quince zonas polínicas y cinco subzonas polínicas. El ACP de las 109 muestras polínicas estudiadas permitió además evaluar en forma objetiva la correlación entre el registro fósil y el actual. El análisis conjunto de las comunidades vegetales inferidas y de las evidencias sedimentológicas, geomorfológicas, arqueológicas, cronología (fechados radiocarbónicos y dataciones OCR) y análisis químicos de los perfiles permitió inferir las fluctuaciones paleoclimáticas y paleoambientales ocurridas durante el lapso geológico estudiado. Durante el Pleistoceno tardío-Holoceno temprano las condiciones paleoclimáticas en la cuenca inferior del Río Colorado (árido y semiárido) son coincidentes con el esquema planteado para el sector noriental de Patagonia (Schäbitz 2003) con un pulso localmente más húmedo ca. 12.400 y ca. 12.000 años AP evidenciado por el desarrollo de pastizal psamófilo. Posteriormente, el establecimiento del bosque xerófilo

1 - Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mail: ana.fernandez@uns.edu.ar2 - INGEOSUR-CONICET, Bahía Blanca. Argentina3 - CONICET-INCUAPA, FACSO-Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires, Olavarría.4 - Centro de Geología de Costas, Universidad Nacional de Mar del Plata.

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en el área de estudio durante el Holoceno temprano evidencia la reducción del “flanco este de la Diagonal Árida (DA)”, ulterior a la transición Pleistoceno – Holoceno ya mencionada por otros autores (Mancini et al. 2005). La expansión del límite oriental de la DA durante el Holoceno medio se ve reflejado en la cuenca por comunidades de estepa halófita con influencia de los componentes del ecotono Monte-Espinal (LS3). En torno a ca. 3000 años AP se produce la regionalización de los patrones actuales de vegetación en la región. No obstante, los registros polínicos al sudeste de la cuenca (sitio El Tigre) evidencian un pulso más húmedo (MNPs indicadores de desarrollo de cuerpos de agua, humedad de suelo y procesos pedogenéticos) y relativamente más cálido (presencia de fauna de estirpe brasílica) asignable al evento climático de escala global Optimo Climático Medieval y posteriormente el desmejoramiento relativo del clima que podría estar reflejando la Pequeña Edad de Hielo. Asimismo, el análisis del polen y de los microfósiles no polínicos, en los sitios arqueológicos permitió determinar la relación entre la presencia humana y el ambiente. En el sitio La Salada, la influencia antrópica fue escasa a nula (escaso componente arqueológico), los microfósiles polínicos reflejaron a lo largo de toda la secuencia la vegetación natural del área. La presencia del taxa Harpagomyces en el sitio Tigre, permitió relacionar el uso del sitio con los requerimientos ecológicos. En el sitio Loma Ruiz los disturbios producto de la actividad humana son claramente reflejados por el desarrollo de especies conspicuas fuertemente vinculadas a asentamientos humanos y abandono de sitios (Brassicaceas, 80%) donde la sobrerepresentación fue una evidencia notable del disturbio ambiental. En síntesis, este trabajo reune los primeros datos en el estudio de microfósiles polínicos y no polínicos en sedimentos actuales y fósiles para el curso inferior del Río Colorado y aporta el primer hallazgo en el registro fósil a nivel mundial del taxón fúngico de afinidad incierta Harpagomyces sp. y la primera contribución documentada sobre sus características taxonómicas y ecológicas.

BibliografíaBryant, V.M. Jr. y Holloway, R.G. 1996. New frontiers in palynology: Archaeological palynology. En: Palynology: principles

and applications, vol. 3. New Directions, Other Applications, and Floral History, J. Jansonius y D. C. McGregor, (eds.) 913-917. American Association of Stratigraphic Palynologist Foundation, Dallas.

Heusser, L. y Stock, C. 1984. Preparation techniques for concentrating pollen from marine sediments and other sediments with low pollen density. Palynology, 8 : 225-227.

López Sáez, J.A.; López García, P. y Burjachs, F. 2003. Arqueopalinología: síntesis crítica. Polen, 12:5-35.Mancini, M.V.; Páez, M.M.; Prieto, A.R., Stutz, S., Tonello, M. y Vilanova, I. 2005. Mid-Holocene climatic variability

reconstruction from pollen records (32-52° S, Argentina). Quaternary International, 132: 47-59.Martínez, G. 2004. Resultados preliminares de la investigaciones arqueológicas realizadas en el curso inferior del Río

Colorado (Partidos de Villarino y Patagones; Provincia de Buenos Aires). En: Martínez, G. Gutiérrez, M., Curtoni, R., Berón, M. y Madrid, P. (eds.) Aproximaciones Arqueológicas Pampeanas: Teorías, Métodos y Casos de Aplicación Contemporáneos, FACSO-UNCPBA: 275-292.

Martínez, G. y Martínez, G.A. 2011. Late Holocene environmental dynamics in fluvial and aeolian depositional settings: Archaeological record variability at the lower basin of the Colorado river (Argentina), Quaternary International, 10: 1-14.

Martínez, G..; Zangrando, F. y L. Stoessel. 2005. Sitio el Tigre (Partido de Patagones; Provincia de Buenos Aires, Argentina): evidencias sobre la explotación de peces en el curso inferior del Río Colorado e implicaciones para los sistemas de subsistencia. Magallania 33 (2): 127-142.

Martínez, G., Stoessel, L. y Armentano, G. 2009. Cronología, procesos de formación y ocupaciones humanas en el Sitio El Tigre (curso inferior del Río Colorado, Partido de Patagones, Provincia de Buenos Aires). Relaciones de la Sociedad Argentina de Antropología, 34: 177-199.

Schäbitz, F. 2003. Estudios polínicos del Cuaternario en las regiones áridas del sur de Argentina. Revista del Museo de Ciencias Naturales Bernardino Rivadavia Nueva Serie, 5 (2): 291-300.

Stoessel, L. 2007. Análisis arqueofaunísticos de los sitios Loma Ruiz 1 y El Tigre (partidos de Villarino y Patagones, provincia de Buenos Aires). Aportes para el conocimiento de la subsistencia en el valle inferior del Río Colorado durante el Holoceno tardío. Intersecciones en Antropología, 8: 235-251.

ESTUDIO PALEOAMBIENTAL BASADO EN DIATOMEAS EN LAGUNAS DE LA ESTEPA FUEGUINA

Marilén Fernández1, Nora I. Maidana2, Mónica Salemme1,3, Cecilia Laprida4, Juan Federico Ponce1, Jimena Oría1 y Andrea Coronato1,3

La estepa fueguina es una unidad de vegetación que ocupa el norte de Tierra del Fuego y es equivalente a la estepa magallánica húmeda en su porción continental. En esta área se localizan muchas lagunas de tamaños variables, algunas de ellas de carácter temporario. La importancia de realizar un análisis paleoambiental a partir de diversos proxies en estos cuerpos de agua radica en que en el pasado diversas lagunas fueron lugares estratégicos para el asentamiento de grupos de cazadores recolectores dada la potencial concentración de animales (guanacos y aves), así como fuentes de materia prima lítica (Oría 2012).

En este trabajo se presentan las metodologías aplicadas al análisis de diatomeas (bioindicadores de condiciones paleoambientales) y los resultados alcanzados en el estudio de muestras arqueológicas procedentes de distintas lagunas, para vincular la presencia de diatomeas con las distintas fases de ocupación humana en la estepa fueguina, principalmente durante el Holoceno medio y tardío. Con este objetivo se estudiaron los ensambles de diatomeas en las lagunas Carmen (53º 41´ 02´´ S; 68º 18´56´´ O) y Arturo (53º 43´ 03´´ S; 68º 18´ 56´´ O) (Fig. 1) para determinar cambios en el balance hídrico. En ambos casos, se obtuvieron testigos mediante un muestreador Livingston. El sub-muestreo para el estudio de diatomeas se realizó cada 1,25 cm.

De laguna Carmen se obtuvieron dos testigos de 115 cm (LCTF 1 y LCTF 2). El testigo LCTF 1 presenta escasa cantidad de valvas, con mala preservación y con sectores estériles. Las especies más abundantes son Diploneis elliptica, Diploneis sp. y Surirella tuberosa. Sobre el testigo analizado también se realizaron estudios de paleomagnetismo y de ostrácodos (Gogorza et al. 2013).

En laguna Arturo el muestreo se realizó cuando la laguna estaba completamente seca, obteniéndose una sección compuesta de 166 cm de sedimento (LATF). En general, este testigo presenta una mayor diversidad de diatomeas, con una mejor preservación de las valvas y, al igual que en laguna Carmen, con sectores estériles. Las especies dominantes fueron Diploneis elliptica, Surirella tuberosa, Epithemia adnata, Staurosirella pinnata, Pseudostaurosira brevistriata, Staurosira aff. venter, y Cyclotella meneghiniana. Los ensambles diatomológicos presentes en los diferentes sectores del testigo indican momentos de estabilidad climática. Particularmente, es en ese momento donde se desarrollaron los paleosuelos en la duna formada al borde de la laguna, sepultados por períodos de erosión y acumulación eólica (Coronato et al. 2011). Los ostrácodos muestran ciclos de variación de la salinidad que son consistentes con fluctuaciones cíclicas del balance hidrometeorológico. Esto se correspondería con ciclos húmedos y secos registrados en determinados sectores de Patagonia sur a lo largo del Holoceno tardío.

La comparación de los resultados obtenidos en ambos testigos en cuanto a los ensambles de diatomeas y su interpretación, junto a la descripción geomorfológica y a la información provista por otros proxies analizados en ambas lagunas, permitirán reconstruir la evolución paleoambiental a nivel local. En este sentido, el aporte de estos estudios permitirá evaluar las condiciones ambientales para la ocupación de determinados espacios en la estepa por parte de las sociedades humanas pre-europeas. El registro arqueológico en ambas lagunas presenta diferencias respecto a su ubicación y densidad de hallazgos. En la laguna Arturo los hallazgos aislados presentan mayor frecuencia y se han registrado sitios como Arturo 1 (Coronato et al.

1 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC-CONICET, Ushuaia, Argentina E-mail: shanamain@gmail.com2 - Laboratorio de Diatomeas continentales, Departamento de Biodiversidad y Biología Experimental, Fac. Cs. Exactas y Naturales, UBA. IBBEA (UBA-CONICET), Buenos Aires, Argentina.3 - Universidad Nacional de Tierra del Fuego, Ushuaia, Argentina.4 - Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales de Bs. As. (IGEBA-CONICET), Fac. Cs. Exactas y Natura-les, UBA, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina.

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2011, Oría 2012) y Arturo 2; estas evidencias se han recuperado a partir de la exploración de la costa actual de la laguna. En el caso de Carmen se han recuperado muy pocos hallazgos aislados pero se registró al menos una concentración de materiales emplazados en un sector erosionado a aproximadamente 120 m de la costa. Estas diferencias podrían reflejar un uso diferencial de las dos lagunas o distintas condiciones para la preservación y/o visibilidad del registro arqueológico. Un mayor conocimiento paleoambiental de ambas localidades permitirá avanzar en la comprensión de estos contextos.

BibliografíaCoronato, A., Fanning, T., Salemme, M., Oría, J., Pickard, J., Ponce, J.F. 2011. Aeolian sequence and the archaeological record

in the fuegian steppe, Argentina. Quaternary International, 245: 122-135.Oría, J. 2012. Patrones de movilidad pre-europeos en el norte de Tierra del Fuego. Una aproximación geoarqueológica. Tesis

Doctoral, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, (inédita), 540 p., La Plata, Argentina.

Gogorza, C.S., Orgeira, M.J., Ponce, J.F., Fernández, M., Laprida, C., Coronato, A. 2013. Rock magnetic properties of Laguna Carmen (Tierra del Fuego, Argentina): implications for paleomagnetic reconstruction. AGU Meeting of the Americas (México). Meeting of the Americas, AGU 2013, Libro de Resúmenes, 1:50.

Figura 1. Localización de las lagunas estudiadas en este trabajo, zona norte de Tierra del Fuego.

ESPÍCULAS DE ESPONJAS COMO INDICADORAS DE MUDANÇAS PALEOAMBIENTAIS NA APA DE GUAPIMIRIM, RJ, BRASIL

Jenifer Garcia Gomes1, Heloisa Helena Gomes Coe¹,2, Alberto Garcia de Figueiredo Junior¹, Emily Gomes², Raphaella Rodrigues Dias² y Sarah Domingues Fricks Ricardo²

A APA de Guapimirim está localizada no leste da Baía de Guanabara, no estado do Rio de Janeiro, Brasil, e abrange os municípios de Guapimirim, Magé, Itaboraí e São Gonçalo. Tem grande importância para o ecossistema local, é praticamente a última região de manguezais na Baía de Guanabara, e constitui um berçário da vida marinha. São ecossistemas de transição entre ambientes marinhos e terrestres típicos de ambientes tropicais e subtropicais (30º N - 30ºS), localizados na zona inter-marés e sujeitos às inundações periódicas decorrentes do regime de marés (Schaefer-Noveli, 1995). Para estudar a evolução do manguezal na região recorremos ao proxy espículas de esponjas. As esponjas, ou poríferos, são de acordo com Cândido (2000), os organismos mais simples do Reino Animal por não apresentarem estrutura tecidual e serem desprovidos de órgãos e de tecidos celulares, tendo sido uma das primeiras formas de vida pluricelulares, e são exclusivamente aquáticos (Ruppert et al. 2005). Sua estrutura é formada por um esqueleto interno que funciona como suporte para a parte mole do animal, e pode ser de origem calcária, silicosa ou espongina e este fator o torna com grande potencial para os estudos paleoambientais (Silva 2010; Parolin et al. 2009, Guerreiro et al. 2010). A estrutura esqueletal da esponja tem como função sustentar as distintas agrupações de células, sua estrutura delicada é constituída por espículas silicosas. Essas espículas são divididas em megascleras, microscleras e gemoscleras. Megascleras são espículas que integram toda a rede esqueletal e de forma geral são as maiores espículas presentes, podem até permitir a identificação de espécies em alguns casos. As microscleras são espículas menores e com a superfície com espinhos, além de possuírem valor taxonômico na caracterização de gêneros e espécies. Gemoscleras são espículas que recobrem as gêmulas das esponjas e que possuem o caráter morfológico mais importante para a caracterização de famílias, gêneros e espécies (Volkmer-Ribeiro y Pauls, 2000). Os estudos paleoambientais através das espículas de esponjas são realizados no Brasil desde 1960. As análises foram feitas a cada 10 cm em um testemunho de 6 m de comprimento coletado em 22°43’28,38” S e 43° 0’55,51” O. Os resultados indicaram a inexistência ou a presença insignificante de espículas de origem continental e marinha em diversas profundidades do testemunho, mas, conforme a granulometria se modificava com maior teor de silte e areia fina, as espículas foram aparecendo em maior quantidade e bom estado de conservação. As espículas marinhas do tipo tilóstilo (Fig. 1) foram encontradas nas profundidades de 115 cm, 175 cm, 220 cm, 270 cm, 325 cm, 405 cm, 505 cm, 605 cm e 615 cm e, apesar de não termos observado nenhuma gemosclera nas análises já realizadas, encontramos megascleras em ótimo estado de conservação. As espículas de águas continentais foram encontradas nas profundidades de 40 cm, 80 cm, 250 cm, 260 cm e 450 cm. E a ausência se espículas de esponjas e de diatomáceas foram observadas nas profundidades de 135 cm, 145 cm e 180 cm.

Esses resultados preliminares nos indicam uma significativa variação paleoambiental no manguezal de Guapimirim, já que em algumas profundidades foram observadas características exclusivas de ambientes marinhos, inclusive com conchas de ostracodes marinhos no sedimento (550 cm; 595 cm) que estão sendo datadas por C14, das quais esperamos obter valores maiores que 4000 cal. AP com base nas datações já realizadas na APA (Vilela 2005, São Thiago 2005), e características continentais, como a ausência completa de espículas de esponja e diatomáceas, indicando que não havia presença de água no sedimento (Guerreiro et al. 2010). O estudo se mostra de grande importância e promissor, por possibilitar entender as mudanças ambientais do manguezal ao longo do tempo.

1 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, Brasil. E-mail: jenifergg16@hotmail.com2 - Universidade do Estado do Rio de Janeiro, São Gonçalo, Brasil

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BibliografíaCândido, J. L.; Volkmer-Ribeiro, C.; Simões Filho, F. L.; Turcq, B. J.; Chauvel, A. 2000. Microsclere Variations Dosilia

pydanieli (Porífera, Spongillidae) in Caracaranã Lake (Roraima - Brazil). Palaeoenvironmental Implication. Biociências, 8(2): 77-92.

Guerreiro, R.L.; Parolin, M.; ASSINE, M.L.; Stevaux, J.C. Dados proxy indicam melhoria climática na região de Querência do Norte a 7.540 anos AP.. In: Anais do II Simpósio Paranaense de Estudos Climáticos e XIX Semana de Geografia, 2010. Maringá, 320-333.

Parolin, M.;  Volkmer-Ribeiro, C.;  Stevaux, J.C. 2009. Use of spongofacies as a proxy for river-lake paleohydrology in Quaternary deposits of Central-Western Brazil. Revista Brasileira de Paleontologia, 11: 187-198.

Ruppert, E.E.; Fox, R.S.; Barnes, R.D. 2005. Porífera e Placozoa. In: Zoologia dos Invertebrados, 7. Ed. São Paulo: Roca, 89-112.

São Thiago, L.E.U. Análise palinológicas no manguezal da Área de Proteção Ambiental (APA) de Guapimirim, Rio de Janeiro, Brasil. Anu. Inst. Geocienc., 2005. 28 (2): 211-212. ISSN 0101-9759

Schaeffer-Novelli, Y. (coord.) 1995. Manguezal: Ecossistema entre a Terra e o Mar. São Paulo: Caribbean Ecological Research, São Paulo, p. 64.

Silva, K..C.; Parolin, M.; Bissa, W.M. 2010. Espículas de Esponja e Fitólitos como Indicadores de Mudanças Ambientais no Holoceno Médio no baixo curso do rio Ribeira de Iguape (SP). In: Anais do XIII Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário – ABEQUA. Búzios, 1153-1157.

Vilela, C.G. 2005. A resposta da microfauna às variáveis ambientais e aos níveis de poluição na Baía de Guanabara. In: Anais do X Congresso da ABEQUA, Guarapari, 1-6.Volkmer-Ribeiro, C.; Pauls, S. M. 2000. Esponjas de água Dulce (Porífera: Demospongiae) de Venezuela. Acta Biológica

Venezuelana, 20 (1)1 -28.

Figura 1. Espículas marinhas do tipo tilóstilo (Fotos: Gomes, 2014)

INTERPRETACIÓN PALEOAMBIENTAL MULTIPROXY EN DIATOMITAS HOLOCENAS DEL VALLE DEL CONDORHUASI

(SALTA, ARGENTINA)

Beatríz M. Gutiérrez Téllez1, Liliana I. Luna1 y Marcelo A. Martínez1, 2

En el valle de Condorhuasi, Salta, Argentina (24º18´27´´ S, 66º12´56´´ W 3940 m s.n.m.), se hallaron varios niveles con diatomitas alternantes con turba correspondientes al Holoceno temprano (Fig. 1). El sector estudiado se ubica 15 km al SE de San Antonio de los Cobres, en la quebrada del río Condorhuasi, provincia de Salta. La zona estudiada se halla sobre los faldeos noroccidentales del Nevado de Acay, adopta una orientación de sur a norte, con una extensión de aproximadamente 2 km y comprendida por 8 perfiles (P1 a P8). Entre las diatomitas se presentan 3 niveles de turba, los que han sido datados por C14. Se analizaron las muestras CH11 (entre 8880 ± 50 y 7730 ± 50 años AP) correspondiente al Perfil 6, CH5 y CH6 (más jóvenes que 7370 ± 50 años AP) del Perfil 4. Se presentan los resultados preliminares del estudio multiproxy de estos niveles: diatomeas, materia orgánica palinológica (palinofacies) y geoquímica (elementos mayoritarios y tierras raras). Las muestras presentan diatomeas, asociadas con gasterópodos, ostrácodos, cistos de crisófitas, espículas de esponjas silíceas, restos carbonizados de hojas y materia orgánica palinológica. De manera subordinada, sedimentos clásticos representados por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita, anfíboles y piroxenos principalmente, olivino, circones y opacos en menor cantidad. Los fragmentos líticos corresponden a rocas volcánicas, metamórficas y escasas plutónicas. Se han identificado 48 especies distintas de diatomeas, siendo en su mayoría formas de agua salobre a dulce, destacándose las de hábito bentónico sobre las planctónicas. La muestra CH11 presenta un ensamble diatomológico caracterizado por Cymbella sp., Epithemia adnata y Rhopalodia gibba, sugiriendo la presencia de un cuerpo de agua somero, salobre. Los palinomorfos están dominados por poáceas, asteráceas y escasas chenopodiáceas, mientras que en la asociación microplanctónica se reconocen algas de agua dulce como Pediastrum boryanum, Spirogyra sp. y escasos Botryococcus braunii. Los restantes constituyentes orgánicos están dominados por materia orgánica amorfa membranosa y finamente dividida de color amarillo claro. Este nivel sugiere una cobertura vegetal de hierbas y arbustos, con predominio de Poaceae en el entorno del cuerpo de agua, bajo condiciones climáticas templadas y relativamente más húmedas que en la muestra siguiente (CH5). Se sugiere un cuerpo de agua estable dado el alto balance precipitación:evaporación, eutrófico a mesotrófico y ligeramente alcalino, con predominio de condiciones reductoras dada la abundancia de materia orgánica amorfa y presencia de escasas colonias de Botryococcus amorfizadas. La relación Pediastrum/Botrycoccus es muy alta, lo que evidencia un período con predominio de precipitación sobre evaporación y aumento del nivel de agua. En CH5 y CH6, Epithemia sorex, Rhopalodia gibba y Rhopalodia gibberula son las diatomeas más representativas, con pulsos de la planctónica Cyclotella meneghiniana. La muestra CH5 presenta abundantes esporas de algas dulceacuícolas correspondientes a zygnematáceas (Spirogyra spp.) y escasos esporomorfos: poáceas y asteráceas. Los restantes constituyentes están caracterizados por predominio de fitoclastos translúcidos bioestructurados, de color amarillo claro, lo que sugiere una rápida depositación y relativamente escasa oxidación del material, abundantes hifas y esporas de hongos (Glomus sp.) y subordinada materia orgánica amorfa. La abundante presencia de zygnemátaceas en CH5, sugiere un hábitat de carácter estacional o temporario, durante el cual el cuerpo de agua dulce, mesotrófico, somero y probablemente estancado, con pH cercano a la neutralidad, estuvo sometido estacionalmente a intensa evaporación, bajo condiciones climáticas cálidas, alcanzando incluso temperaturas por encima de los 20 ºC (dado el predominio de Spirogyra), la abundancia de Glomus sp. como indicador de aridez y ambientes estresados (Limaye et al. 2007), confirma la presencia de condiciones cálidas y áridas con predominio de intensa evaporación estacional del cuerpo de agua somero y estancado. La muestra CH6 presenta una asociación palinológica escasa, con esporomorfos de Chenopodiáceas y

1 - Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, Argentina. E-mail: bgutierr@uns.edu.ar 2 - INGEOSUR, CONICET

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Asteráceas y microplancton dominado por Zygnematáceas y Botryococcus braunii. Predominan los fitoclastos translúcidos muy oxidados con coloraciones castaño oscuro a negro hasta amarillo medio. Esto evidencia un mayor tiempo y/o distancia de transporte de los fitoclastos desde su fuente de origen situación que favoreció la oxidación del material. El predominio de Zygnematáceas y Botrycoccus sugiere un cuerpo de agua dulce sometido a evaporación, esto es un balance precipitación:evaporación bajo, con predominio de evaporación bajo condiciones climáticas más áridas. La presencia de restos fúngicos como Glomus sp. asociada a chenopodiáceas, es indicativa de aridez. Se infieren para la muestra CH6 condiciones climáticas áridas, con intensa evaporación del cuerpo de agua con un balance precipitación:evaporación bajo y predominio de condiciones oxidantes de la materia orgánica. En este nivel se observa una disminución relativa de la diatomea planctónica Cyclotella meneghiniana, lo que sugiere un descenso del nivel del cuerpo de agua con respecto a CH5. La geoquímica indica el comportamiento de los elementos clásticos que acompañan a los biológicos. Los porcentajes de SiO2 son de 35,44; 84,53 y 52,61 % respectivamente, siendo el opal C-T correspondiente a las diatomeas y cuarzo subordinado (determinado por difractometría de rayos X). Los óxidos de aluminio, hierro total, titanio, sodio, potasio y fósforo presentan una conducta similar representando a los sedimentos clásticos. El calcio se correlaciona negativamente con la sílice y de forma positiva con el manganeso y magnesio. Se analizó el comportamiento de las tierras raras cuyos diagramas son muy similares en las muestras estudiadas indicando una proveniencia similar de los sedimentos, donde predominan las tierras raras livianas sobre las medianas y pesadas con relaciones (Yb/La)n entre 0,12 y 0,08, (Eu/La)n entre 0,20 y 0,14 y anomalías de europio (*Eu) negativas de -0,11 para las muestras CH 5 y 11, y -0,18 para la muestra CH 6. Se pude concluir que en el valle de Condorhuasi la sílice producida por la actividad volcánica cercana y condiciones de aguas quietas permitió la proliferación y depositación de diatomitas intercaladas con turba en un ambiente de pequeños lagos, formados por los movimientos tectónicos andinos. Las condiciones variaron desde cálidas y relativamente húmedas (con incremento del cuerpo de agua, bajo pH alcalino) a cálidas y de aridez creciente, bajo pH ácido. La geoquímica indica un aporte de sedimentos sostenido en el tiempo y un ambiente de depositación ligeramente oxidante en los niveles CH 5 y 11, y un poco más oxidante en el nivel CH 6.

Figura 1. Mapa de ubicación del área de estudio.

BibliografíaLimaye, R., Kumaran, K., Nair, K. y Padmalal, D. 2007. Non-pollen palynomorphs as potential palaeoenvironmental

indicators in the Late Quaternary sediments of the west coast of India. Current Science, 92 (10):1370-1382.

VEGETACIÓN, CLIMA Y DEGLACIACIÓN EN PATAGONIA CENTRO OESTE A PARTIR DE LOS ÚLTIMOS ~20 KA

William I. Henríquez González1, Patricio I. Moreno1y Rodrigo Villa-Martínez2

Presentamos un estudio polínico de alta resolución temporal a partir de 19 testigos de sedimentos obtenidos en lago Edita (47°8’S, 72°25’O, 570 m s.n.m.), un pequeño lago de cuenca cerrada ubicado en Valle Chacabuco, para analizar la historia de la vegetación y deglaciación sobre la vertiente oriental de Cordillera de los Andes de Patagonia Centro oeste desde el Último Máximo Glacial.

El registro estratigráfico de lago Edita tiene una longitud de 1726 cm y su base consta de arcillas laminadas de origen glaciolacustre dando cuenta de inundación local por un lago proglacial represado por hielo. Esta unidad cambia a los 817 cm a barro orgánico lacustre indicando el cese de la inundación glaciolacustre local a raíz del retroceso glacial justo antes de ~20 ka (ka= 1000 años cal. AP). El registro polínico muestra entre los ~11-20 ka, la presencia de vegetación herbácea desde el inicio de la sedimentación orgánica en la cuenca de lago Edita, con dominancia de Poaceae, Caryophyllaceae, Asteraceae, Gunnera, Acaena y Phacelia, arbustos criófilos Ericaceae+Empetrum, junto a las pteridófitas Lycopodium magallanicum, Blechnum y Cystopteris, a la par con escasa pero importante representación de coníferas criófilas/higrófilas Fitzroya/Pilgerodendron y Podocarpus nubigena. Entre los 7,6-11 ka se observa un incremento abrupto en Nothofagus a expensas de la disminución de todos los otros elementos arbóreos, herbáceos y helechos. Estos cambios en la estructura y composición de la vegetación local los interpretamos como un ambiente de bajas temperaturas y de alta precipitación entre 11-20 ka, seguido por una rápida transición hacia condiciones más cálidas y disminución de la precipitación entre 7,6-11 ka. Dado que actualmente el sector de Patagonia Centro oeste muestra una fuerte correlación positiva entre la velocidad del viento zonal de origen oeste y la precipitación media anual registrada localmente (Moy et al. 2009), interpretamos estos resultados como fluctuaciones a escalas de tiempo multimilenial en la intensidad del cinturón de los vientos del oeste. La evidencia estratigráfica y cronológica obtenida desde el registro de lago Edita sugiere que Valle Chacabuco estuvo libre de hielo a los ~20 ka, de manera prácticamente simultánea y consistente con el abandono de las morrenas río Blanco más internas, ubicadas al este de lago Cochrane (Lago Pueyrredón en Argentina), entre los 19,7-22 ka (Hein et al. 2010) Además, interpretamos el hallazgo de coníferas en el registro polínico inmediatamente después del abandono local del hielo, como presencia local de poblaciones de árboles higrófilos/criófilos siempreverdes en baja densidad, en las proximidades del margen glacial a lo largo de la vertiente este de los Andes de Patagonia Centro oeste durante el Último Máximo Glacial y la Última Terminación Glacial. Esto último es consistente con las inferencias biogeográficas realizadas a partir de los registros de la diversidad genética inter-poblacional encontrada en poblaciones modernas de Fitzroya cupressoides y Pilgerodendron uviferum (Premoli et al. 2000; Premoli et al. 2001; Premoli et al. 2002; Allnutt et al. 2003).

BibliografíaAllnutt, T. R.; Newton, A. C.; Premoli, A. y Lara, A. 2003. Genetic variation in the threatened South American conifer

Pilgerodendron uviferum (Cupressaceae), detected using RAPD markers. Biological Conservation, 114: 245-253. Blaauw, M.; Christen, A. 2011. Flexible Paleoclimate Age-Depth Models Using an Autoregressive Gamma Process, Bayesian

Analysis, 6: 457-474.Hein, A. S.; Hulton, N. R. J.; Dunai, T. j.; Sugden, D. E.; Kaplan, M. R. y Xu, S. 2010. The chronology of the Last Glacial

Máximum and deglacial events in central Argentine Patagonia. Quaternary Science Reviews, 29: 1212-1227.

1 - Instituto de Ecología y Biodiversidad y Departamento de Ciencias Ecológicas, Universidad de Chile, Santiago, Chile. E-mail: willybgo@ug.uchile.cl2 - Universidad de Magallanes, Punta Arenas, Chile

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Moy, C. M.; Moreno, P. I.; Dunbar, R. B.; Kaplan, M. R.; Francois, J. P. y Villalba, H. T. 2009. Climate Change in Southern South America During the Last Two Millennia. Past Climate Variability in South America and Surrounding Regions Developments in Paleoenvironmental Research, 4: 353-393.

Premoli, A. C.; Kitzberger, T. y Veblen, T. T. 2000. Isozyme variation and recent biogeographical history of the long-lived conifer Fitzroya cupressoides. Journal of Biogeography, 27: 251-260.

Premoli, A. C.; Souto, C. P.; Allnutt, T. R. y Newton, A. C. 2001. Effects of population disjunction on isozyma variation in the widespread Pilgerodendron uviferum. Heredity, 87:337-343.

Premoli, A. C.; Souto, C. P.; Rovere, A. E.; Allnut, T. R. y Newton, A. C. 2002. Patterns of isozyme variation as indicators of biogeographic history in Pilgerodendron uviferum (D. Don) Florín. Diversity and Distributions, 8: 57-66.

ASPECTOS TAFONÓMICOS EN EL MOLUSCO BIVALVO MACTRA SP. DEL MIEMBRO CANAL 15 DE LA FORMACIÓN CANALDE

LAS ESCOBAS, EN LA LLANURA LITORAL DE LA BAHÍA SAMBOROMBÓN, PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Mariel Luengo1,4, Enrique Fucks2, Isabel Vilanova3,4, Mauricio Cerroni1 y Graciela Ojeda1

Al este de los cordones litorales en la bahía Samborombón (Mb. Cerro de la Gloria de la Fm. Canal de Las Escobas) con edades de 6-4 ka, se reconoce el Mb. Canal 15 de la misma formación (Fucks et al. 2010) representado por facies fangosas, con gran cantidad de materia orgánica parcialmente descompuesta y óxidos de hierro. Un afloramiento, ubicado a los 35°58’14.86”S/57°24’49.72”O de 1,90 m de espesor, está representado desde la base por un sedimento arcillo limoso, estratificación horizontalcon restos de conchillas, de color gris oscuro a verde, gradando hacia arriba a sedimentos homogéneos de colores verde grisáceos, donde se desarrolla un suelo de 30 cm de espesor muy estructurado en prismas, cubierto por materiales de destape y de desbordes del canal. El material es muy plástico y adhesivo, presentando un nivel de conchillas de pocos centímetros de espesor cerca de la base del perfil. Esta unidad representa geomorfológicamente un ambiente intermareal que ha gradado a marismas asociado a una costa en retroceso, con posterioridad al máximo transgresivo. Evolutivamente se puede reconocer, de base a techo, sedimentos submareales, intermareales y de marismas. Debido a que las partes duras de los organismos pueden ser destruidas por procesos biológicos y/o físicos, el análisis del grado de destrucción física de las conchillas permite inferir los procesos mecánicos actuantes. En el presente trabajo se analizan en detalle los rasgos tafonómicos en valvas del molusco bivalvo; Mactraisabelleana (d`Orbigny 1846), especie dominante de la asociación en estudio, provenientes de un nivel de conchillas de unos 4 cm de espesor, situado en la porción inferior del perfil (Fig.1), con el fin de reconocer los procesos bioestratinómicos que dieron origen a la acumulación y reconstruir parámetros como: energía, tiempo de exposición a los procesos tafonómicos que afectaron a la entidad taxonómica. Previo al muestreo del perfil se procedió a observar y registrar in situ la disposición espacial, orientación, estado de preservación de las valvas y su relación con la superficie de depositación. Los principales rasgos que fueron analizados son aquellos que resultan de la acción de procesos tafonómicos destructivos: desarticulación, fragmentación, abrasión, bioerosión, corrosión o ataque químico, los que en acción conjunta y prolongada, provocan la completa destrucción del material. Se pudo observar que todos los ejemplares estaban desarticulados, las valvas mostraron un bajo grado de fragmentación (en su margen ventral, siguiendo las líneas de crecimiento o de manera irregular). Además, presentaron poca abrasión o desgaste mecánico.Se separaron ejemplares con perforaciones de tipo circular del icnogénero: Oichnus (Bromley 1981) con las icnoespecies: simplex y paraboloides, producto de la acción de depredadores. Los restos esqueletales presentaron pérdida de color, brillo y lustre naturales, dando una superficie cretosa, (mate, pulverulenta) hoyuelos de corrosión y aterrazamiento a escala micro y macroscópica, debido a la alta actividad corrosiva y a la disolución selectiva de las capas pero que no llegó a atravesar la pared de las valvas (Fernández-López, S.R. 1999, Fernández-López, S.R. 2000, Aguirre et al. 2011). Los ejemplares de Mactraisabelleana evidenciaron cierto grado de transporte y un importante grado de corrosión. Hasta el momento estos análisis sugieren un ambiente de depositación de baja energía en donde hubo un retransporte de los restos, pero no lo suficientemente importante como para producir un desgaste mecánico (fragmentación y pulido) de los mismos. Estas concentraciones han sido movilizadas y depositadas a lo largo de una línea de costa estable en un ambiente de baja energía durante el Holoceno Tardío. Se seguirán realizando análisis tafonómicos para otras localidades de la zona y de otras unidades

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, Argentina E-mail: msamluengo@gmail.com2 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo y Cs. Agrarias y Forestales, Universidad Nacional de La Plata, Argentina.3 - Museo Argentino de Ciencias Naturales “Bernardino Rivadavia”, Buenos Aires, Argentina.4 - CONICET, Argentina.

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Moy, C. M.; Moreno, P. I.; Dunbar, R. B.; Kaplan, M. R.; Francois, J. P. y Villalba, H. T. 2009. Climate Change in Southern South America During the Last Two Millennia. Past Climate Variability in South America and Surrounding Regions Developments in Paleoenvironmental Research, 4: 353-393.

Premoli, A. C.; Kitzberger, T. y Veblen, T. T. 2000. Isozyme variation and recent biogeographical history of the long-lived conifer Fitzroya cupressoides. Journal of Biogeography, 27: 251-260.

Premoli, A. C.; Souto, C. P.; Allnutt, T. R. y Newton, A. C. 2001. Effects of population disjunction on isozyma variation in the widespread Pilgerodendron uviferum. Heredity, 87:337-343.

Premoli, A. C.; Souto, C. P.; Rovere, A. E.; Allnut, T. R. y Newton, A. C. 2002. Patterns of isozyme variation as indicators of biogeographic history in Pilgerodendron uviferum (D. Don) Florín. Diversity and Distributions, 8: 57-66.

ASPECTOS TAFONÓMICOS EN EL MOLUSCO BIVALVO MACTRA SP. DEL MIEMBRO CANAL 15 DE LA FORMACIÓN CANALDE

LAS ESCOBAS, EN LA LLANURA LITORAL DE LA BAHÍA SAMBOROMBÓN, PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Mariel Luengo1,4, Enrique Fucks2, Isabel Vilanova3,4, Mauricio Cerroni1 y Graciela Ojeda1

Al este de los cordones litorales en la bahía Samborombón (Mb. Cerro de la Gloria de la Fm. Canal de Las Escobas) con edades de 6-4 ka, se reconoce el Mb. Canal 15 de la misma formación (Fucks et al. 2010) representado por facies fangosas, con gran cantidad de materia orgánica parcialmente descompuesta y óxidos de hierro. Un afloramiento, ubicado a los 35°58’14.86”S/57°24’49.72”O de 1,90 m de espesor, está representado desde la base por un sedimento arcillo limoso, estratificación horizontalcon restos de conchillas, de color gris oscuro a verde, gradando hacia arriba a sedimentos homogéneos de colores verde grisáceos, donde se desarrolla un suelo de 30 cm de espesor muy estructurado en prismas, cubierto por materiales de destape y de desbordes del canal. El material es muy plástico y adhesivo, presentando un nivel de conchillas de pocos centímetros de espesor cerca de la base del perfil. Esta unidad representa geomorfológicamente un ambiente intermareal que ha gradado a marismas asociado a una costa en retroceso, con posterioridad al máximo transgresivo. Evolutivamente se puede reconocer, de base a techo, sedimentos submareales, intermareales y de marismas. Debido a que las partes duras de los organismos pueden ser destruidas por procesos biológicos y/o físicos, el análisis del grado de destrucción física de las conchillas permite inferir los procesos mecánicos actuantes. En el presente trabajo se analizan en detalle los rasgos tafonómicos en valvas del molusco bivalvo; Mactraisabelleana (d`Orbigny 1846), especie dominante de la asociación en estudio, provenientes de un nivel de conchillas de unos 4 cm de espesor, situado en la porción inferior del perfil (Fig.1), con el fin de reconocer los procesos bioestratinómicos que dieron origen a la acumulación y reconstruir parámetros como: energía, tiempo de exposición a los procesos tafonómicos que afectaron a la entidad taxonómica. Previo al muestreo del perfil se procedió a observar y registrar in situ la disposición espacial, orientación, estado de preservación de las valvas y su relación con la superficie de depositación. Los principales rasgos que fueron analizados son aquellos que resultan de la acción de procesos tafonómicos destructivos: desarticulación, fragmentación, abrasión, bioerosión, corrosión o ataque químico, los que en acción conjunta y prolongada, provocan la completa destrucción del material. Se pudo observar que todos los ejemplares estaban desarticulados, las valvas mostraron un bajo grado de fragmentación (en su margen ventral, siguiendo las líneas de crecimiento o de manera irregular). Además, presentaron poca abrasión o desgaste mecánico.Se separaron ejemplares con perforaciones de tipo circular del icnogénero: Oichnus (Bromley 1981) con las icnoespecies: simplex y paraboloides, producto de la acción de depredadores. Los restos esqueletales presentaron pérdida de color, brillo y lustre naturales, dando una superficie cretosa, (mate, pulverulenta) hoyuelos de corrosión y aterrazamiento a escala micro y macroscópica, debido a la alta actividad corrosiva y a la disolución selectiva de las capas pero que no llegó a atravesar la pared de las valvas (Fernández-López, S.R. 1999, Fernández-López, S.R. 2000, Aguirre et al. 2011). Los ejemplares de Mactraisabelleana evidenciaron cierto grado de transporte y un importante grado de corrosión. Hasta el momento estos análisis sugieren un ambiente de depositación de baja energía en donde hubo un retransporte de los restos, pero no lo suficientemente importante como para producir un desgaste mecánico (fragmentación y pulido) de los mismos. Estas concentraciones han sido movilizadas y depositadas a lo largo de una línea de costa estable en un ambiente de baja energía durante el Holoceno Tardío. Se seguirán realizando análisis tafonómicos para otras localidades de la zona y de otras unidades

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, Argentina E-mail: msamluengo@gmail.com2 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo y Cs. Agrarias y Forestales, Universidad Nacional de La Plata, Argentina.3 - Museo Argentino de Ciencias Naturales “Bernardino Rivadavia”, Buenos Aires, Argentina.4 - CONICET, Argentina.

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BIOEROSIÓN EN MICROMOLUSCOS HOLOCENOS DE LA LLANURA COSTERA DE LA BAHÍA SAMBOROMBÓN, PROVINCIA DE BUENOS

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Mariel Luengo1, Graciela Ojeda2, Enrique Fucks3 y Isabel Vilanova4

La bioerosión es un mecanismo de alteración tafonómica debido a la acción erosiva de un gran número de organismos que pueden perforar, penetrar, roer, raspar o grabar sobre la superficie de sustratos duros como las rocas, cantos rodados, o material esquelético. El trabajo de estos organismos produce trazas fósiles en todas las escalas, desde microscópicas hasta de grandes dimensiones. Estas marcas evidencian interacciones bióticas principalmente la actividad de ciertos depredadores, permitiendo realizar reconstrucciones paleoecológicas (Farinati et al. 2006). Los micromoluscos (gasterópodos y bivalvos) de tamaño inferior a los 5 mm son los que muestran, en este estudio, la mayor cantidad de perforaciones. El objetivo del presente trabajo es realizar una descripción cualitativa y cuantitativa de las perforaciones en las conchillas de micromoluscos tanto gasterópodos como bivalvos halladas en depósitos holocenos de la bahía Samborombón, establecer las relaciones inter-intraespecíficas y, a partir de tales relaciones, reconstruir la dinámica de la unidad ecológica en estudio. Posteriormente, realizar una estimación de los parámetros ambientales asociados. Se tomaron muestras representativas de un nivel fosilífero de un perfil aflorante (35°58’14.86” S; 57°24’49.72” O) sobre la margen izquierda del Canal 15, bahía Samborombón. La secuencia sedimentaria fue descripta como Miembro Canal 15 de la Formación Las Escobas, representada desde la base por un sedimento arcillo limoso, estratificación horizontal con restos de conchillas, de color gris oscuro a verde, gradando hacia arriba a sedimentos homogéneos de colores verde grisáceos (Fucks et al. 2010). Las muestras de sedimento fueron tamizadas y luego se separaron conchillas de moluscos gasterópodos y bivalvos con estructuras bioerosivas. Sólo se tuvieron en cuenta aquellas valvas no fragmentadas o muy poco afectadas por otros procesos tafonómicos destructivos además de la bioerosión. Hasta el momento se observó una baja diversidad taxonómica, reconociéndose ejemplares de Mactra sp., Erodona sp., Natica sp., Littoridina sp., (siendo esta última especie la de mayor abundancia), aunque resulta dificultoso su determinación debido a la pérdida de ornamentación externa y el desgaste de las conchillas. El único icnogénero observado y descripto hasta el momento es Oichnus (predichnia) de forma circular a subcircular, de tamaños variables, con las especies O. simplex Bromley y O. paraboloides Bromley, tanto en gasterópodos como en bivalvos. Se reconocieron perforaciones completas, incompletas y múltiples perforaciones, estas últimas en gasterópodos. En bivalvos la mayoría de las perforaciones ocupan una posición central, muy pocas de posición ventral, demostrando probablemente una preferencia en el lugar de ataque por parte del depredador. En conchillas de gasterópodos, los orificios son completos, y uno de los ejemplares presenta dos perforaciones, una en zona de sutura e incompleta. Varios autores reconocen como depredador a gasterópodos de la familia Naticidae, que habitan fondos blandos, arenosos o limosos (Pastorino e Ivanov 1996). Los primeros resultados obtenidos aportan evidencias directas e indirectas sobre las relaciones bióticas y ambientales presentes en el Holoceno tardío para la región de bahía Samborombón. Se describe sólo un icnogénero, pero es importante tener en cuenta que los procesos tafonómicos producen sesgos en la preservación, por lo que la intensa actividad corrosiva observada podría estar dificultando el reconocimiento de otros icnogéneros.

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP-CONICET, La Plata, Argentina. E-mail:msamluengo@gmail.com2 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP, La Plata, Argentina3 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo y Cs. Agrarias y Forestales, UNLP, La Plata, Argentina4 - Museo Argentino de Ciencias Naturales “Bernardino Rivadavia”- CONICET. Buenos Aires, Argentina.

taxonómicas para ampliar el conocimiento y caracterización de los distintos paleoambientes para el área de la bahía Samborombón durante el Holoceno.

Figura 1. Nivel de conchillas en el perfil sobre el Canal 15.

BibliografíaAguirre, M.L.,Richiano, S.,Farinati, E. y Fucks, E. 2011.Taphonomic comparison between two bivalves(Mactra

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Fernández-López, S.R. 1999. Taxonomía y fosilización. En: Tratado de Paleontología, tomo I (Ed. B. Meléndez, 1998). Consejo Superior deInvestigaciones Científicas, Madrid: 51-107, 438-441.

Fucks, E, E.J. Schnack y M.L. Aguirre. 2010. Nuevo ordenamiento estratigráfico de las secuencias marinas del sector continental de la bahía Samborombón, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina 67 (1): 27 – 39.

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BibliografíaFarinati, E.A., J.O. Spagnuolo y Aliotta, S. 2006. Bioerosión en micromoluscos del estuario de Bahía Blanca, Argentina.

Ameghiniana, 43 (1): 1-10. Fucks, E, E.J. Schnack y Aguirre, M.L. 2010. Nuevo ordenamiento estratigráfico de las secuencias marinas del sector

continental de la bahía Samborombón, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 67 (1): 27 – 39.

Pastorino, G. e Ivanov, V.1996. Marcas de prelación en bivalvos del Cuaternario marino de la costa de la provincia de Buenos Aires, Argentina. Iberus, 14(1): 93-101.

EPIBIOSIS E INCRUSTACIONES EN BRAQUIÓPODOS DE LA PATAGONIA ARGENTINA (40°-55° S): PRESERVACIÓN,

COMPOSICIÓN Y VARIACIÓN ESPACIAL

Gisela A. Morán1, Sandra Gordillo1 y Sol M. Bayer1

La colonización de epibiontes y organismos incrustantes, constituye una de las interacciones bióticas mejor preservadas en el registro fósil (Kaplan 2002). Uno de los substratos duros con mayor potencial de preservación son las valvas calcíticas de braquiópodos, que a su vez proveen un muy buen registro fósil de sus comunidades de epibiontes e incrustantes asociadas. De esta manera, es posible comprender no sólo el estilo de vida de estos organismos, sino también la paleocomunidad asociada y su paleoambiente, dando además una perspectiva esencial para comprender la complejidad de las comunidades a través del tiempo geológico (Kaplan 2002). En el registro fósil, la incrustación en braquiópodos ha sido bien documentada, con especial énfasis en el Paleozoico (Lescinsky 1997, Zhan y Vihn 2007, Zaton y Borszcz 2012, entre otros), pero los incrustantes en braquiópodos del Cuaternario, por estar estos últimos menos representados, han recibido menor atención (Rodland et al. 2004, 2014). En Argentina pueden encontrarse actualmente 3 especies de braquiópodos en Patagonia (Roux y Bremec 1996), 2 de las cuales han sido descriptas para depósitos del Holoceno en canal Beagle (Gordillo 1990). Los objetivos del presente trabajo fueron caracterizar los epibiontes en braquiópodos del Cuaternario, provenientes de diferentes localidades de Patagonia (40°- 55° S) y evaluar posibles variaciones latitudinales y batimétricas en su composición, y considerar además los componentes preservables y no preservables, lo que resulta de interés paleontológico.

Se analizaron muestras representativas de braquiópodos previamente colectadas en distintas localidades a lo largo de la costa argentina entre Río Negro y Tierra del Fuego. Las muestras incluyeron material viviente/reciente (4 localidades; entre 20 y 75 metros de profundidad; muestras de profundidad), reciente (13 localidades; playa actual; muestras costeras) y paleontológico (2 localidades de canal Beagle; depósitos marinos Holocenos; muestras paleontológicas). Para su análisis, las muestras vivientes/recientes fueron agrupadas en “bandas” latitudinales para caracterizar organismos de “latitud alta” (55° aprox.) y “latitud media” (40° aprox.), y en muestras “de profundidad” y “costeras”, de acuerdo a la localización batimétrica de donde fueron muestreadas. Para la valva dorsal y ventral de cada ejemplar se analizó la presencia/ausencia de epibiontes, con lo que se calculó el porcentaje de ocurrencia de cada grupo incrustante y epibionte para cada zona y valva.

Las especies de braquiópodos encontradas en los muestreos realizados fueron Magellania venosa y Terebratella dorsata, con 110 y 32 ejemplares, respectivamente. Al analizar la epibiosis sobre las valvas de estas especies, se observó que el 51% de los ejemplares de Magellania venosa presentó epibiontes, y el 46,9%, para el caso de Terebratella dorsata. Para la totalidad de los braquiópodos vivientes/recientes, el 30% de las muestras no presentaron epibiontes, mientras que para los ejemplares holocenos no se observó epibiosis en ningún caso. De todos los ejemplares con epibiontes, el 64% los presentaron en las valvas ventrales, mientras que el 36% lo hicieron en las valvas dorsales, lo que se interpreta en relación a la posición de vida de estos hospedadores.

Los principales epibiontes encontrados en las muestras fueron briozoos y algas, seguidos de poliquetos (p.ej. sabélidos, Spirorbis sp. y otros serpúlidos), balánidos, braquiópodos y moluscos. Resultados preliminares indican un mayor porcentaje general de ocurrencia de epibiontes en las muestras de profundidad de altas latitudes, en comparación con el resto. Esta diferencia estaría determinada por los briozoos que poseen el mayor porcentaje de ocurrencia general y tienen predominancia en dichos ambientes, lo que podría atribuirse a la mayor riqueza de especies y abundancia de briozoos registradas para estas latitudes en ambientes bentónicos en el océano Atlántico, en comparación con ambientes costeros y de latitudes medias (Gappa 2000). Las algas epibiontes fueron encontradas en mayor cantidad en las muestras costeras

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)/Universidad Nacional de Córdoba (UNC). Córdoba, Argentina. E-mail: gisela.amoran@gmail.com

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de latitudes medias, probablemente por la mayor disponibilidad de insolación en dichos ambientes. Los poliquetos sabélidos sólo fueron encontrados en muestras de profundidad, y en ningún caso se observaron en muestras costeras, resultado que se atribuye a las pocas chances de preservación que poseen, teniendo en cuenta que poseen una estructura no calcificada (es decir, una aglutinación de sedimento con mucus proteico), sumado a que los ambientes costeros tienen un alto grado de agentes erosivos. Por el contrario, otros grupos de epibiontes como Spirorbis sp., u otros poliquetos serpúlidos, balánidos y briozoos (Waugh et al. 2004), tienen mayores probabilidades de preservación debido a sus estructuras calcificadas, haciendo factible que sean encontrados en muestras paleontológicas. La ausencia de epibiontes sobre las valvas holocenas del presente trabajo se atribuye a que gran parte de estos ejemplares son juveniles y de tamaño pequeño, por lo que es posible que no haya habido tiempo suficiente de exposición para la colonización. Sin embargo, la existencia de sesgos preservacionales, como la abrasión o degradación de organismos epibiontes por interacción con el sedimento, especialmente en aquellos organismos de cuerpos no calcificados (p. ej. algas, poliquetos sabélidos) o poco calcificados, pueden también considerarse causante de la inexistencia de epibiontes o incrustantes en dichas muestras (Waugh et al. 2004). A partir de este trabajo preliminar, se pretende continuar, y profundizar los análisis para evaluar posibles patrones ecológicos y contribuir al conocimiento de las comunidades epibiontes e incrustantes de braquiópodos del Cuaternario de Patagonia.

BibliografíaGappa, J.L. 2000. Species richness of marine Bryozoa in the continental shelf and slope off Argentina (south‐west Atlantic).

Diversity and Distributions, 6(1), 15-27.Gordillo, S. 1990. Braquiópodos del Holoceno Medio del Canal Beagle, Tierra del Fuego, Argentina. XI Congreso Geológico

Argentino, Actas 2: 215-218.Kaplan, P. 2002. Epibiosis as a paleoecological tool: a putative example from the Virgin Limestone (Lower Triassic, Utah).

En: Geological Society of America annual meeting Abstract with Programs (p. 34).Lescinsky, H.L. 1997. Epibiont communities: recruitment and competition on North American Carboniferous brachiopods.

Journal of Paleontology, 71: 34–53.Rodland, D.L., Kowalewski, M., Simoes, M.G. and Carroll, M. 2004. Colonization of a ‘‘Lost World’’: encrustation patterns

in modern subtropical brachiopod assemblages, Palaios, 19: 381–395.Rodland, D. L., Simoes, M. G., Krause, R. A. and Kowalewski, M. 2014. Stowing away on ships that pass in the night:

sclerobiont assemblages on individually dated bivalve and brachiopod shells from a subtropical shelf. Palaios, 29(4):170-183.

Roux, A., and Bremec, C. 1996. Brachiopoda collected in the Western South Atlantic by R/V Shinkai Maru cruises (1978-1979). Revista de Investigación y Desarrollo Pesquero, 10: 109-114.

Waugh, D., Feldmann, R., Crawford, R., Jakobsen, S. and Thomas, K. 2004. Epibiont preservational and observational bias in fossil marine decapods. Journal Information, 78 (5): 961-972.

Zatoń, M. and Borszcz, T. 2013. Encrustation patterns on post-extinction early Famennian (Late Devonian) brachiopods from Russia. Historical Biology, 25(1): 1-12.

Zhan, R. and Vihn, O. 2007. Cornulitid epibionts on brachiopod shells from the Late Ordovician (middle Ashgill) of East China. Estonian Journal of Earth Science 56:101–108.

CENTENNIAL- AND MILLENNIAL-SCALE CHANGES OF THE SOUTHERN WESTERLY WINDS SINCE 15 KA IN SOUTHWESTERN

PATAGONIA

Patricio Iván Moreno1,2, Isabel Vilanova3, Rodrigo Villa-Martínez2,4 and Ricardo De Pol-Holz 2,5

We present a paleovegetation and paleofire record from lago Cipreses (51° S), southwestern Patagonia, to explore millennial and centennial-scale hydroclimate changes over the last 15,000 years. Local and regional precipitation exhibits a positive correlation with the southern westerly wind (SWW) intensity (Moreno et al. 2014), supporting rainforests and icefields along the Patagonian Andes. Recent studies along western Patagonia detected an association between tree-ring-dated paleofires and negative anomalies in precipitation/positive anomalies in temperature associated with positive phases of the Southern Annular Mode (SAM) (Holz and Veblen, 2012). Hence, hydrologic inferences based on paleovegetation, past lake-level changes and paleofire-regime shifts from southwestern Patagonia constitute a valuable source of information for reconstructing past variations of the SWW and SAM.

Lago Cipreses records a virtually treeless, open landscape dominated by cold-resistant herbs and shrubs commonly found in high Andean environments and humid sectors of the Pacific slopes, suggesting cold and hyperhumid conditions during the Antarctic Cold Reversal (ACR, ~12.8-15 ka, ka= 1000 calendar years before present). Nothofagus then increased rapidly leading to the establishment of Magellanic forests in response to warming under hyperhumid conditions during the Younger Dryas chron (YDC, ~11-12.8 ka). Closed-canopy forests dominated between 9.3-11 and 6-7.5 ka, indicating cool/wet phases, alternating with open forest intervals between 10.1-10.5 and 7.5-9.3 ka during the warm/dry early Holocene. This was followed by a highly variable phase since 6 ka, within which we detect centennial-scale variations in forest cover, paleofires, and lake-level change that we collectively interpret as secular changes in temperature and precipitation akin to the modern functioning of SAM.

Because precipitation in the study area is positively correlated to zonal wind speeds and this relationship extends over a broad swath of the southern mid-latitudes, we can infer the past behavior of the SWW at a zonal scale based on precipitation-sensitive stratigraphic records from southwestern Patagonia. Our results and interpretations are consistent with a previous study from the Última Esperanza sector (51° S), which detected a lake transgressive phase in Pantano Dumestre between ~11.5-14.7 ka, i.e. the ACR and YDC, implying strong SWW influence during those intervals (Moreno et al. 2012). Glacier lobes originating from an expanded South Patagonian Icefield achieved their maxima in the nearby Torres del Paine (Garcia et al. 2012, Moreno et al. 2009) and lago Argentino areas (Strelin et al. 2011) during the ACR and underwent recession during the YDC, contemporaneous with a regressive glaciolacustrine phase recorded in the lago Eberhard site in the Última Esperanza sector (Moreno et al. 2012, Sagredo et al. 2011).

We detect a conspicuous warm/dry multi-millennial phase between 9.3-7.5 ka, implying reduced SWW influence at 51°S. This phase was heralded by a precursor event between 10.1-10.5 ka which caused a brief, rapid decline in arboreal vegetation. We observe stronger SWW influence starting at 7.5 ka and the onset of SAM-like variability at centennial timescales at 6 ka. Radiocarbon- and cosmogenic nuclide-dated moraines from the lago Argentino area (Strelin et al. 2014) constrain the timing and extent of neoglacial advances in the SW Patagonian region. Comparison of this chronology with the timing of our hydroclimate anomalies since 10 ka suggests that neoglacial events were initiated by negative SAM-like states, and their termination driven by positive SAM-like states. We note that the onset of SAM-like

1 - Department of Ecological Sciences and Millennium Institute of Ecology and Biodiversity, Universidad de Chile, Santia-go, Chile. E-mail: pimoreno@uchile.cl2 - Millennium Nucleus on Paleoclimate of the Southern Hemisphere and Center for Climate Research and Resilience, Santiago, Chile3 - CONICET-Museo Argentino de Ciencias Naturales, Buenos Aires, Argentina4 - Universidad de Magallanes, Punta Arenas, Chile5 - Department of Oceanography, Universidad de Concepción, Concepción, Chile

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variability in southwestern Patagonia was nearly contemporaneous with the beginning of neoglaciations in Patagonia, the commencement of ENSO-like variability in the tropics and subtropics (Moy et al. 2002), and a rising trend in the atmospheric CO2 concentrations, suggesting that stronger (Fletcher and Moreno 2011, Moreno et al. 2010) and more variable SWW might drive enhanced degassing of the Southern Ocean and influence the intensity of Hadley and Walker circulation over the Pacific Ocean.

BibliografíaFletcher, M.S. and Moreno, P.I. 2011. Zonally symmetric changes in the strength and position of the Southern Westerlies

drove atmospheric CO2 variations over the past 14 k.y. Geology, 39:419-422.Garcia, J.L., Kaplan, M.R., Hall, B.L., Schaefer, J.M., Vega, R.M., Schwartz, R. and Finkel, R. 2012. Glacier expansion in

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atmospheric CO2 during the Holocene. Geology, 39:727-730.Moreno, P.I., Kaplan, M.R., Francois, J.P., Villa-Martinez, R., Moy, C.M., Stern, C.R. and Kubik, P.W. 2009. Renewed

glacial activity during the Antarctic cold reversal and persistence of cold conditions until 11.5 ka in southwestern Patagonia. Geology, 37:375-378.

Moreno, P.I., Vilanova, I., Villa-Martínez, R., Garreaud, R.D., Rojas, M. and De Pol-Holz, R. 2014. Southern Annular Mode-like changes in southwestern Patagonia at centennial timescales over the last three millennia. Nature Communications, 5:4375, doi:10.1038/ncomms5375.

Moreno, P.I., Villa-Martinez, R., Cardenas, M.L. and Sagredo, E.A. 2012. Deglacial changes of the southern margin of the southern westerly winds revealed by terrestrial records from SW Patagonia (52°S). Quaternary Science Reviews, 41:1-21.

Moy, C.M., Seltzer, G.O., Rodbell, D.T. and Anderson, D.M. 2002. Variability of El Niño/Southern Oscillation activity at millennial timescales during the Holocene epoch. Nature, 420: 162-165.

Sagredo, E.A., Moreno, P.I., Villa-Martinez, R., Kaplan, M.R., Kubik, P.W. and Stern, C.R. 2011. Fluctuations of the Ultima Esperanza ice lobe (52°S), Chilean Patagonia, during the last glacial maximum and termination 1. Geomorphology, 125:92-108.

Strelin, J.A., Denton, G.H., Vandergoes, M.J., Ninnemann, U.S. and Putnam, A.E. 2011. Radiocarbon chronology of the late-glacial Puerto Bandera moraines, Southern Patagonian Icefield, Argentina. Quaternary Science Reviews, 30:2551-2569.

Strelin, J.A., Kaplan, M.R., Vandergoes, M.J., Denton, G.H. and Schaefer, J.M. 2014. Holocene glacier history of the Lago Argentino basin, Southern Patagonian Icefield. Quaternary Science Reviews, 101:124-145.

EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL EN EL ÁREA DEL LAGO FAGNANO (TIERRA DEL FUEGO) DURANTE EL PLEISTOCENO

TARDÍO-HOLOCENO EN BASE AL ANÁLISIS DE TAXA POLÍNICOS Y FÚNGICOS

Lorena Laura Musotto1, Ana María Borromei1, María Virginia Bianchinotti2 y Andrea Coronato3

El objetivo de este trabajo fue reconstruir las condiciones paleoambientales y paleoclimáticas que prevalecieron durante el Pleistoceno tardío-Holoceno en el sector central de la Isla Grande de Tierra del Fuego a partir del análisis de los principales taxones polínicos y fúngicos registrados en dos turberas: – La Correntina (54º 33’ 15.8” S; 66º 59’ 54.6” O; 206 m s.n.m.), y – Terra Australis (54º 36’ 59.1” S; 67º 46’ 21.5” O; 120 m s.n.m.) ubicadas en el sector E y S del lago Fagnano, respectivamente. Los testigos se extrajeron con una sonda rusa, con sacatestigo de 5 cm de diámetro y tramos acoplables de 50 cm cada uno. Posteriormente, los mismos fueron submuestreados cada 1 cm. Para el análisis palinológico se procedió al estudio de las muestras a intervalos de 4 cm desde la superficie actual hasta alcanzar la base de ambas turberas. Las dataciones radiocarbónicas se efectuaron sobre materia orgánica por AMS (AMS Laboratory, University of Arizona, Estados Unidos). La base de la turbera La Correntina fue datada en 12.775 ± 64 años C14 AP (15.168 años cal. AP) y la de la turbera Terra Australis arrojó una edad de 12.397 ± 62 años C14

AP (14.387 años cal. AP). Para la elaboración de los modelos de edad-profundidad se utilizó el programa Bacon (Blaauw y Christen 2011). Las muestras palinológicas fueron procesadas de acuerdo con las técnicas de Faegri e Iversen (1989). Los diagramas de porcentajes y concentración de esporomorfos y restos fúngicos, y el análisis de agrupamiento se realizaron con el programa Tilia 2.0.b.4 y TGView 2.0.2 (Grimm 1991, 2004). Si bien no hay datos cronológicos precisos del inicio de la deglaciación en el área del lago Fagnano, las edades basales de las turberas La Correntina y San Pablo 1, ubicadas en cercanías a la posición más oriental del paleoglaciar, indican un rango de edad mínima para el retroceso del hielo entre los 15.400 y los 13.765 años cal. AP (Coronato et al. 2009, Musotto 2013). El registro polínico de la turbera La Correntina señala, a partir de los ca. 15.400 años cal. AP, el desarrollo de murtillares de Empetrum rubrum acompañados por gramíneas y hierbas pioneras (Acaena). En Terra Australis, con posterioridad a los ca. 14.300 años cal. AP se observa el desarrollo de comunidades arbustivas (Asteraceae subf. Asteroideae), graminosas y herbáceas (Caryophyllaceae). Ambas secuencias registran valores mínimos en la concentración polínica total durante este período, indicando una escasa cobertura vegetal, probablemente asociada con condiciones ambientales más secas que las actuales. Si bien ambas asociaciones representan comunidades propias de la estepa, la asociación vegetal de Terra Australis, con menor participación de brezales de Empetrum rubrum y mayor proporción de arbustos de Asteraceae subf. Asteroideae, sugiere condiciones locales de mayor humedad que la de La Correntina. La abundancia de ciperáceas revela la existencia de ambientes minerotróficos en los estadíos iniciales de la formación de las turberas. En cuanto a la vegetación arbórea, los bajos valores de concentración de Nothofagus sugieren la presencia de pequeños grupos de árboles en áreas de refugio libres de hielo durante el período glacial. En Terra Australis, el registro de polen de Misodendrum y de restos de cuerpos reproductivos de Microthyriaceae asignados a cf. Microthyrium fagi durante el Tardiglacial confirmarían la presencia local de árboles de Nothofagus en el entorno de la turbera. A partir de los ca. 11.700 años cal. AP se inicia la expansión del bosque en el área de Terra Australis, y hacia los 11.200 años cal. AP el paisaje muestra la fisonomía de un ecotono bosque-estepa con áreas abiertas de pastizales y arbustos. El incremento en los valores de frecuencia y concentración de Misodendrum señala el establecimiento local del bosque. Mientras, en La Correntina, con posterioridad a los ca. 11.500 años cal. AP, se observa aún la presencia de comunidades graminosas y herbáceas, acompañadas por arbustos, con escasos árboles de

1 - Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, INGEOSUR-CONICET, Bahía Blanca, Argentina. E-mail: loremusotto@criba.edu.ar 2 - Laboratorio de Estudios Básicos y Biotecnológicos en Algas y Hongos (LEBBAH), UNS-CERZOS-CONICET, Bahía Blanca, Argentina3 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC-CONICET, Ushuaia, Argentina

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Nothofagus, y a partir de los 9400 años cal. AP el ecotono bosque-estepa prevalece en el área. Entre los 8600 y 5000 años cal. AP, se registra en La Correntina la retracción del bosque y la expansión de gramíneas y hierbas, asociado probablemente a una disminución en los niveles de humedad efectiva y depositación de un nivel de ceniza (H1) correspondiente a la erupción de Holoceno medio del volcán Hudson. Durante este intervalo, las condiciones paleoecológicas en la turbera también cambian hacia condiciones minerotróficas con desarrollo de ciperáceas. A los 6500 años cal. AP, se establece el bosque cerrado de Nothofagus en Terra Australis, y a partir de los 5000 años cal. AP en La Correntina. Con posterioridad a los 3000 años cal. AP, el reemplazo del bosque cerrado de Nothofagus por comunidades más abiertas del bosque indica un cambio hacia condiciones de menor humedad en el área de La Correntina. En Terra Australis, si bien se mantienen las comunidades del bosque cerrado, a partir de los ca. 1000 años cal. AP la disminución en la concentración polínica total sugiere una cobertura vegetal más abierta. Mientras, en La Correntina, se registra una disminución del bosque de Nothofagus a partir de los ca. 800 años cal. AP, alcanzando un mínimo a los 400 años cal. AP. Con posterioridad, se observa la recuperación del bosque y durante los últimos 40 años, la presencia de vegetación introducida (Rumex) asociada a disturbios ambientales tales como tala, fuego y actividades de pastoreo. Respecto a los microfósiles fúngicos, la aparición de esporas de Glomus sp. en ambas secuencias está asociada principalmente a condiciones ambientales más secas en relación con el desarrollo de las comunidades graminosas. Estas esporas se han identificado en los niveles correspondientes a la estepa, ecotono bosque-estepa y bosque abierto de Nothofagus. El registro de esporas pirófilo-carbonícolas de Gelasinospora sp. durante el Holoceno temprano se asocia a restos vegetales carbonizados, que sugiere la existencia de incendios bajo condiciones relativamente secas. La presencia de cuerpos reproductivos de Microthyriaceae está relacionada con el desarrollo de las comunidades boscosas y condiciones de mayor humedad efectiva. En Terra Australis, su mayor abundancia indica que el bosque se habría desarrollado bajo condiciones más húmedas que en La Correntina. La asincronía en el establecimiento de las distintas paleocomunidades vegetales en las localidades estudiadas estaría relacionada con las condiciones de emplazamiento de ambas turberas; mientras que Terra Australis está ubicada en la margen S del lago Fagnano, entre colinas morénicas, al pie de los valles transversales de los Andes Fueguinos y, con mayor disponibilidad de humedad atmosférica, la turbera La Correntina se sitúa en el fondo de un amplio valle orientado en dirección a los vientos dominantes del oeste, que podrían promover cambios diurnos y estacionales en la temperatura.

BibliografíaBlaauw, M. y Christen, J.A. 2011. Flexible paleoclimate age-depth models using an autoregressive gamma process. Bayesian

Analysis, 6:457-474.Coronato, A., Seppälä, M., Ponce, J.F. y Rabassa, J. 2009. Glacial geomorphology of the Pleistocene Lake Fagnano ice lobe,

Tierra del Fuego, southern South America. Geomorphology, 112:67-81.Faegri, K. y Iversen, J. 1989. Textbook of pollen analysis, Fourth ed. John Willey and Sons, 328 p. Copenhague.Grimm, E. 1991. Tilia software. Illinois State Museum. Research & Collection Center. Springfield, Illinois.Grimm, E. 2004. Tilia y TGView 2.0.2. Software. Illinois State Museum. Research and Collection Center, Springfield, USA.Musotto, L.L. 2013. Paleoambientes y paleoclimas del Cuaternario tardío en turberas del centro de la Isla Grande de Tierra

del Fuego en base al análisis palinológico. Tesis doctoral, Universidad Nacional del Sur, 220 p., Bahía Blanca, Argentina.

SILICOFITOLITOS: SU ROL EN LOS PROCESOS DE DEGRADACIÓN DE SUELOS DEL CENOZOICO TARDÍO EN LA LLANURA

PAMPEANA

Margarita Osterrieth1,2, Natalia Borrelli 1,2,3, M. Laura Benvenuto 1,2, M. Fernanda Álvarez1,2,3 y Mariana Fernández Honaine 1,2,3

Las praderas de gramíneas instaladas en la llanura pampeana han aportado biomineralizaciones de sílice amorfa hidratada, de origen vegetal (silicofitolitos), al sistema planta-suelo-ambiente a lo largo del Cuaternario. Los tamaños de estas biomineralizaciones son predominantemente limos y arenas muy finas; tamaño textural que constituye gran parte de la fracción esqueletal del suelo, y favorece la persistencia de propiedades físicas positivas (porosidad, densidad, compactación, infiltración, etc.) de las secuencias pedosedimentarias estudiadas. Además, con estos aportes de origen vegetal, se contrarresta la pérdida de los minerales de esta fracción textural, provocada por la erosión hídrica y eólica en la zona, durante gran parte del Cenozoico tardío. Asimismo, los procesos de disolución de los silicofitolitos aportan a la generación de matrices enriquecidas en sílice amorfa, incrementando la resistencia a los distintos procesos erosivos. El objetivo de este trabajo fue evaluar el contenido y estado de los silicofitolitos presentes en las secuencias pedosedimentarias típicas del SE de la llanura pampeana. Se trabajó en distintos ambientes: serrano, interserrano, llanura periserrana, y costeros del SE bonaerense. Mediante técnicas de rutina (Álvarez et al. 2008) se evaluaron cuantitativa y cualitativamente los silicofitolitos (morfotipos, estado y tipos de alteración), como parte de la mineralogía total de suelos y sedimentos naturales y antropizados. Los silicofitolitos constituyen hasta un 6 % de media de los materiales parentales (Horizontes C) y el 60 % de media de la fracción en los epipedones mólicos (Horizontes A), que descienden sustancialmente hacia los horizontes subsuperficiales (Horizontes B o AC con medias del 8 %); y los valores del stock de los silicofitolitos oscila entre 50 y 80x103 Kg/ha, según tipo de suelos y horizontes considerados. Los estudios realizados en suelos actuales prístinos y en agroecosistemas muestran que el uso y manejo agropecuario durante los últimos 200 años, generaron una sustancial pérdida de las fracciones pelíticas y psamíticas finas, que se compensan con la incorporación de silicofitolitos de los cultivos predominantes en la zona como trigo, maíz y pasturas. Asimismo, estudios tafonómicos, biogeoquímicos y mineraloquímicos de las matrices y de las soluciones del suelo muestran que están enriquecidas en sílice amorfo proveniente de la degradación química de los silicofitolitos mayoritariamente, siendo mayores los contenidos en las matrices de suelos de los agroecosistemas, respecto de los suelos naturales. Por lo tanto, los silicofitolitos provistos por las praderas naturales primero, y reinsertados al sistema por los cultivos mayoritarios actualmente, compensan las pérdidas de limos y arenas muy finas generadas por erosión eólica e hídrica. Además, por la alteración química de los mismos y precipitación de geles de sílice amorfa se fortalecen las matrices de los agregados de suelos y sedimentos. Por lo expuesto, se demuestra la importancia de los silicofitolitos en la preservación de las propiedades físicas y químicas de las secuencias pedosedimentarias y en particular de los suelos actuales altamente productivos del SE de la llanura pampeana.

Agradecimientos. Este trabajo se realizó mediante el aporte de subsidios: FONCYT-PICT 2036 y UNMDP-EXA 511-13.

BibliografíaÁlvarez, M.F., N. Borrelli y M. Osterrieth. 2008. Extracción de biominerales silíceos en distintos sedimentos utilizando dos

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1 - Instituto de Geología de Costas y del Cuaternario. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Mar del Plata, Mar del Plata, Argentina. E-mail: mosterri@yahoo.com.ar2 - Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras (IIMyC, CONICET-UNMdP), Mar del Plata, Argentina3 - CONICET

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BIOMINERALIZACIONES DE CALCIO ASOCIADAS A DEPÓSITOS BIOCLÁSTICOS Y PALEOSUPERFICIES CALCRETIZADAS EN

SECUENCIAS PEDOESTRATIGRÁFICAS DE LA LLANURA PAMPEANA

Margarita Osterrieth1,2, Natalia Borrelli1,2, Marga Pontelli3, Julio Paisani3, Sani López3 y Marcia Calegari3

Las biomineralizaciones de calcio se hallan en microrganismos, plantas y animales, siendo los oxalatos y carbonatos de calcio los minerales mayormente distribuidos. Según su composición se distinguen dos especies de biomineralizaciones, de oxalato de calcio: whewellita (dihidratada, CaC2O4.2H2O) y weddellita (polihidratada, CaC2O4.(2+x)H2O). Los carbonatos de calcio, como biomineralizaciones generadas por acción microbiológica (bacterias, algas, hongos, actinomicetes), han sido ampliamente mencionados durante los últimos 25 años en distintas secuencias sedimentarias; así como en la génesis y degradación de calcretas. En este trabajo se caracterizan distintos tipos de biomineralizaciones cálcicas asociadas a secuencias pedosedimentarias bioclásticas, loéssicas y fluvioeólicas típicas de ambientes costeros y continentales del SE bonaerense. Se trabajó mediante técnicas sedimentarias de rutina y análisis mineraloquímico a distinas escalas de análisis: lupa, microscopía petrográfica y electrónica de barrido con análisis microdispersivos (EDAX). En ambientes costeros, los bioclastos y/o sus restos, son disueltos por acción de los microorganismos (hongos y algas) generando bioerosión; posteriormente la microflora reprecipita oxalatos y carbonatos de calcio secundarios (biomineralización), que se incorporan a la matriz de suelos y sedimentos. Estas biomineralizaciones de aspecto fibroso presentan variadas morfologías cristalinas como filamentos y tubos calcificados, bastones, rodillos, acículas cortas y largas con extremos aguzados o rectos, entre otras; presentando tamaños variables desde 0,3 μm a más de 100 μm. En ambientes continentales, el rol microbiológico en la génesis y transformaciones de calcretas, generan fábricas crísticas, calcitanes, hipo y neocalcitanes, además de matrices masivas, micríticas o de aspecto filiforme en caras, poros, cámaras y cavidades. Los estudios de los cristales realizados mediante EDAX, confirman la presencia de calcio y variables contenidos de carbono según se trate de cristales de oxalatos de calcio como núcleos primarios (cristales en etapas iniciales de desarrollo, en estrecha asociación con las paredes de las hifas), o de cristales más desarrollados y definidos como rosetas o drusas. Los bastones son muy comunes y están compuestos por haces aguzados asociados a los micelios que se generan por procesos de quitinolisis y celulolisis durante la degradación del sustrato orgánico; resultando en una subestructura alveolar o por diagénesis posterior se disponen al azar, evidenciando una secuencia temporal considerable. La interacción rizósfera-hongos-bacterias, común en una amplia variedad de suelos actuales y fósiles, donde interaccionan geles, materia orgánica y/o bacterias cocoides y bacilomorfas, se presentan en los micro, mesoporos y matriz de los peds como bacterias calcificadas aisladas y en rosario. Estas bacterias se encuentran unidas por un filamento calcificado de 0,1 μm de diámetro y contenidos de calcio superior al 85 %; y en todos los casos están asociadas a filamentos dicotòmicos, tubos calcificados, de aspecto hialino y tamaño medio de 0,2 a 10 μm. La composición química de las estructuras calcificadas muestran calcio como elemento dominante, además de oxígeno y carbono, definiéndose una clara relación entre mayor contenido de carbono y oxígeno en relación directa con el sustrato fúngico, enriqueciéndose en calcio hacia los niveles más antiguos en concordancia con la transformación de whewellita a bastones y tubos de calcita. En general, las secuencias biogeoquímicas y mineraloquímicas se inician como oxalato de calcio y permanecen como calcita, forma estable y definitiva. También ha sido recurrente la presencia de estructuras peletiformes calcificadas de 30 μm de diámetro medio, que podrían vincularse a la acción de la mesofauna fungívora, ya que siempre están inmersos en matas de tubos, bastones y acículas calcificados. Cada vez son mayores las evidencias

1 - Instituto de Geología de Costas y del Cuaternario. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Mar del Plata, Mar del Plata, Argentina. E-mail: mosterri@yahoo.com.ar2 - IIMyC, CONICET-UNMdP, Mar del Plata, Argentina3 - Universidade Estadual do Oeste do Paraná, Campus Francisco Beltrão, Paraná, Brasil

de la influencia microbiológica en la génesis de calcretas y otros depósitos cálcicos, lo cual ha permitido reinterpretar las condiciones paleoambientales de secuencias pedoestratigráficas del Cuaternario tardío-Holoceno, en los ambientes estudiados. Además, estas biomineralizaciones constituyen un reservorio importante de calcio en suelos y sedimentos y juegan un rol preponderante en el ciclo biogeoquímico del mismo.

Agradecimientos. Este trabajo se realizó mediante al aporte de subsidios: FONCYT-PICT 2036 y UNMDP-EXA 511-13.

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EVIDENCIAS PALINOLÓGICAS DE LA PEQUEÑA EDAD DE HIELO EN ISLA DE LOS ESTADOS, ARGENTINA

Juan Federico Ponce1, Ana María Borromei2, Jorge Rabassa1,3 y Brian Menounos4

Durante los últimos dos milenios dos anomalías climáticas opuestas tuvieron lugar a nivel global, los eventos denominados Anomalía Climática Medieval (ACM, 950-750 cal. años AP) y la Pequeña Edad de Hielo (PEH). En particular, la PEH (500 a 60 años cal. AP), el último de los eventos Neoglaciales, comprendió tres estadios fríos principales, el primero comenzando aproximadamente a los 300 años cal. AP (1650 AD), el segundo hacia los ~180 años cal. AP (1770 AD), y el tercero a los ~100 años cal. AP (1850 AD) (Compagnucci 2011). En Patagonia el período de avances glaciales de la PEH tuvo lugar entre 600 a 50 años cal. AP. Durante este período, varios glaciares alcanzaron su máxima extensión alrededor de los 550 a 400 años cal. AP.

Isla de los Estados, debido a su posición geográfica estratégica, conforma un área única y sensitiva para estudios paleoecológicos y paleoambientales del Cuaternario, brindando información de las condiciones atmosféricas y ambientales en altas latitudes frías-templadas del Hemisferio Sur. Su clima está altamente influenciado por las corrientes marinas frías que la rodean. Se encuentra bajo la influencia del brazo O de la corriente de las Malvinas, que lleva aguas frías subantárticas. Con el objetivo de identificar el evento de la PEH en isla de los Estados a partir de cambios en las paleocomunidades vegetales se realizó el estudio de un perfil polínico (IDE-2) obtenido de una turbera localizada en bahía Franklin (54o 50’ 38,7” S; 64o 38’ 48,1” O; 27 m a.s.l.) extremo oeste de isla de los Estados. El testigo tiene 75 cm de longitud y su fechado basal es de 4000 años cal. AP. Los resultados palinológicos obtenidos fueron comparados con dos estudios palinológicos previos realizados en isla de los Estados: perfil IDE-1 (Ponce et al. 2011) y perfil GMR (Björck et al. 2012). Estos registros son correlacionados con diferentes proxies paleoambientales, tales como paleotemperatura del agua de mar, índice de humedad, paleoprecipitaciones, dendrocronología y avances glaciarios, provenientes de estudios previos llevados a cabo en isla de los Estados e isla Grande de Tierra del Fuego, principalmente.

Durante los avances glaciarios de la PEH reconocidos en Patagonia, los registros polínicos de isla de los Estados muestran una notable disminución en la densidad del bosque de Nothofagus con valores mínimos después de los ~600 y antes de los ~50 (IDE-2), hacia los ~500 (IDE-1), y después de ~500 y antes de ~50 (GMR) años cal. AP. En Tierra del Fuego un evento frío similar fue reportado en las turberas Las Cotorras (LC) y valle de Andorra (VA), localizadas en el área de canal Beagle. Esta disminución en los valores de polen de Nothofagus coincide con los valores de temperatura del agua de mar mas bajos registrados durante los últimos 4000 años en canal Beagle (Obelic et al. 1998) y con los últimos dos avances glaciarios reconocidos en el valle del Glaciar Ema (Strelin et al. 2008) a los ~620 años cal. AP y entre los ~390 y 60 años cal. AP. Esta disminución en los valores polínicos también es coincidente con una disminución en el índice de humedad calculado a partir del perfil polínico GMR en isla de los Estados (Björck et al. 2012). Esta curva muestra valores bajos durante los últimos 900 años, con valores mínimos durante los últimos 500 años.

Del análisis y comparación de nuestros resultados con los diferentes proxies analizados podemos concluir que la disminución en la densidad del bosque en isla de los Estados registrada entre los 700 y 50 años cal. AP podría ser una respuesta a condiciones mas frías y secas asociadas al evento de la PEH en el S de Tierra del Fuego.

Este trabajo fue financiado por el PICT 2011-2280.

1 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario (CADIC-CONICET), Ushuaia, Argentina. E-mail: jfedeponce@gmail.com2 - Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur (INGEOSUR-CONICET), Bahía Blanca, Argentina3 - ICPA-UNTDF, Ushuaia, Argentina4 - Geography Program, University of Northern British Columbia, Prince George, British Columbia, Canada

BibliografíaBjörck, S., Rundgren, M., Ljung, K., Unkel, I. y Wallin, A. 2012. Multy-proxy analysis of a peat bog on Isla de los Estados,

easternmost Tierra del Fuego: a unique record of the variable Southern Hemisphere Westerlies since the last deglaciation. Quaternary Science Reviews, 42:1-14.

Compagnucci, R.H. 2011. Atmospheric circulation over Patagonia from the Jurassic to present: a review through proxy data and climatic modelling scenarios. Biological Journal of the Linnean Society, 103:229-249.

Obelic, B., Álvarez, A., Argullós, J. y Piana, E. 1998. Determination of water paleotemperature in the Beagle Channel (Argentina) during the last 6000 yr through stable isotope composition of Mytilus edulis shells. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula, 11:47-71.

Ponce, J.F., Borromei, A.M., Rabassa, J. y Martínez, O. 2011a. Late Quaternary palaeoenvironmental change in western Staaten Island (54.5°S, 64°W), Fuegian Archipelago. Quaternary International, 233:89-100.

Strelin, J., Casassa G., Rosqvist, G., Holmlund, P. 2008. Holocene glaciations in the Ema Glacier valley, Monte Sarmiento Massif, Tierra del Fuego. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 260:299-314.

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VARIACIONES FENOTÍPICAS DE DOS ESPECIES DE OSTRÁCODOS EN AMBIENTES RECIENTES DE PATAGONIA: SU APLICACIÓN A

ESTUDIOS PALEOAMBIENTALES

Lorena Ramos1, Marta Alperin2 y Gabriela Cusminsky1

Los ostrácodos (clase Ostracoda) son pequeños crustáceos acuáticos caracterizados por poseer un caparazón bivalvo quitino-calcáreo. Debido a la alta capacidad de fosilización de las valvas, su extenso registro fósil y la estrecha relación de estos organismos con el ambiente, son muy utilizados en reconstrucciones paleoambientales, paleoclimáticas y paleoecológicas (De Deckker y Forester 1988, Boomer et al. 2003). La forma y la ornamentación de sus valvas, junto con elementos estructurales (lamela calcificada interna, impresiones musculares y selvage, entre otras) tienen gran importancia en este tipo de reconstrucciones ya que son casi las únicas características disponibles cuando se trabaja con fósiles o con partes duras de organismos recientes. Los ostrácodos son sensibles a las fluctuaciones del medio en el que viven e incluso, la variabilidad morfológica intraespecífica del caparazón puede depender de las condiciones físico-químicas de las aguas hospedadoras (Alcorlo et al. 1999, Van der Meeren et al. 2010). Los métodos de morfometría geométrica ofrecen una valiosa herramienta para su estudio ya que permiten realizar una descripción cuantitativa, con el consiguiente análisis e interpretación de estas variaciones morfológicas (Rohlf 1990, Baltanás et al. 2003).

Se presentan los resultados de estudios de los cambios fenotípicos (forma, tamaño y ornamentación) del caparazón de Eucypris fontana (Graf ) y Limnocythere rionegroensis Cusminsky & Whatley recuperados de nueve cuerpos de agua de Patagonia (41º 10’ - 48° 56’ S y 68° 36’ - 71° 22’ O) utilizando técnicas de morfometría geométrica y estadística multivariada. Las variaciones morfológicas de individuos adultos de E. fontana fueron cuantificadas mediante una serie de puntos morfométricos (método de landmarks) ubicados en el contorno, lamela interna e impresiones del músculo aductor, mientras que para L. rionegroensis, los cambios de tamaño y forma se capturaron a partir de las coordenadas x-y de una secuencia de puntos que definen el borde de sus valvas (método de contornos). Además, con el objetivo de relacionar la morfología del caparazón con el ambiente, en cada cuerpo de agua se registró la temperatura, el pH, la conductividad y la concentración iónica de K+, Na+, Ca2+ y Mg2+ del agua.

Para E. fontana se distinguieron dos morfotipos (Fig. 1 A y B) en los extremos de un gradiente morfológico (Análisis de Componentes Principales); en un extremo se encuentran valvas globosas, de mayor tamaño, mientras que en el extremo opuesto se ubican valvas elongadas, de menor tamaño. Los morfotipos se asocian con las características físico-químicas de las aguas hospedadoras, las valvas de globosas se hallan en ambientes con elevada concentración de Ca2+, Mg2+ y bajo pH mientras que las valvas elongadas se encuentran en el extremo ambiental opuesto (Regresiones Simples y de Mínimos Cuadrados Parciales en Dos Bloques).

Por otro lado, si bien las valvas de L. rionegroensis presentan diferencias de tamaño y variaciones en el margen dorsal, se observa unan gran variabilidad morfológica intra-poblacional (Escalamiento Multidimensional No Métrico). No obstante, la conspicua ornamentación que presenta el caparazón podría estar relacionada con un gradiente de salinidad de los cuerpos de agua. En lagos permanentes y salinos (conductividad 1.234-9.944 μScm-1) se encuentran valvas que presentan un patrón reticulado con fosetas redondeadas a poligonales rodeadas por muri o bordes bien marcados y elevados (Fig. 1 C-E), mientras que en ambientes efímeros, con salinidad más elevada (conductividad 18.288-51.693 μScm-1), se hallan valvas con patrón débilmente reticulado formado por fosetas poligonales y poco profundas rodeadas de delicados muri (Fig. 1 F-H).

Eucypris fontana y Limnocythere rionegroensis son abundantes tanto en ambientes actuales como

1 - Departamento de Ecología, INIBIOMA – CRUB, Universidad Nacional del Comahue. San Carlos de Bariloche, Río Negro, Argentina. E-mail: lorenayramos@gmail.com2 - Cátedra de Estadística, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de la Plata. La Plata, Buenos Aires, Argentina

en secuencias cuaternarias de Patagonia (Cusminsky et al. 2005, 2011, Ramón-Mercau et al. 2012), la variabilidad morfológica y la ornamentación de sus caparazones guardan relación con el ambiente donde habitan, confirmando la utilidad de este tipo de análisis en estudios paleoclimáticos y paleoambientales de Patagonia. Ejemplo de esto, se observa en el testigo del Lago Cardiel (CAR 99-7P) en cuyos niveles inferiores se registró la presencia de valvas de L. rionegroensis con ornamentación débil (var. 1) y en los niveles superiores valvas con ornamentación más marcada (var. 2) coincidiendo con los periodos de mayor y menor evaporación del Pleistoceno superior-Holoceno inferior y medio (Cusminsky et al. 2011).

Figura 1. Fotos MEB de valvas izquierda de Eucypris fontana y de Limnocythere rionegroensis. A-B Eucypris fontana (Graf ), (A) valva globosa, (B) valva elongada; C-H Limnocythere rionegroensis Cusminsky y Whatley, (C–E) valvas

con patrón notorio de reticulado de fosetas poligonales y muri marcados y elevados, (F-H) valvas con patrón débilmente reticulado con fosetas poligonales poco profundas rodeadas de delicados muri.

BibliografíaAlcorlo, P., Baltanás, Á. y Arqueros, L. 1999. Intra-clonal shape variability in the non-marine ostracod Heterocypris barbara

(Crustacea, Ostracoda). Geosound –Yerbilimleri, 35: 1-11.Baltanás, Á., Brauneis, W., Danielopol, D.L. y Linhart, J. 2003. Morphometric methods for applied ostracodology, tools for

outline analysis of nonmarine ostracodes. En: Park, L.E. y Smith, A.J. (eds.), Bridging the gap, trends in the ostracod biological and geological sciences, The Paleontological Society Papers: 101-118, New Haven.

Boomer, I., Horne, D.J. y Slipper, I.J. 2003. The use of ostracods in Palaeoenvironmental studies, or what can you do with an ostracod shell? En: Park, L.E. y Smith, A.J. (eds.), Bridging the gap, trends in the ostracod biological and geological sciences, The Paleontological Society Papers: 153-180, New Haven.

Cusminsky, G.C., Pérez, P.A., Schwalb, A. y Whatley, R., 2005. Recent lacustrine ostracods from Patagonia, Argentina. Revista Española de Micropaleontología, 37(3): 431-450.

Cusminsky, G.C., Schwalb, A., Pérez, P.A., Pineda, D., Viehberg, F., Whatley, R. y Anselmetti, F.S. 2011. Late quaternary environmental changes in Patagonia as inferred from lacustrine fossil and extant ostracods. Biological Journal of Linnean Society, 103(2): 397-408.

De Deckker, P., y Forester, R. M. 1988. The use of ostracods to reconstruct continental palaeoenvironmental records. En: De Deckker, P; Colin, J. P. y Peypouquet, J. P. (eds.), Ostracoda in the Earth Sciences, Elsevier: 175-199, Amsterdam.

Ramón-Mercau, J., Laprida, C., Massaferro, J., Rogora, M., Tartari, G. y Mainada, N., 2012. Patagonian ostracods as indicators of climate related hydrological variables, implications for paleoenvironmental reconstructions in Southern South America. Hydrobiologia, 694(1): 235-251.

Rohlf, F.J., 1990. Morphometrics. Annual Review of Ecology and Systematics, 21: 299-316.Van der Meeren, T., Verschuren, D., Ito, E. y Martens, K., 2010. Morphometric techniques allow environmental reconstructions

from low-diversity continental ostracode assemblages. Journal of Paleolimnology, 44: 903-911.

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COMPOSICIÓN MALACOLÓGICA EN DEPÓSITOS LITORALES DEL NE DE TIERRA DEL FUEGO (RÍO GRANDE Y ESTANCIA MARÍA

LUISA)

Nicolás Ramos1, Mauricio Cerroni1, Melisa Charó2, María Florencia Pisano1,2 y Enrique Fucks1

El sector costero del NE de la provincia de Tierra del Fuego, en las inmediaciones de la ciudad de río Grande, entre cabo Domingo al N y cabo Peña al S (Fig. 1A) se caracteriza por el desarrollo de secuencias sedimentarias de dos eventos transgresivos atribuidos al MIS 5e y MIS 1. Entre estos dos accidentes geográficos compuestos por rocas pre-cuaternarias, donde desemboca el río Grande, se presentan depósitos de gravas formado una cuña hacia el continente (Fig. 1B).

Los depósitos más internos corresponden al Pleistoceno tardío (Fm. La Sara), suprayacen en discordancia sobre rocas precuaternarias, desarrollados entre los 13 y 17 m s.n.m. Están compuestos por gravas finas y arenas, de colores castaños, friables, finamente estratificadas con suave pendiente hacia el E (Fig. 1C), en su parte superior presentan abundantes moldes de cuñas de hielo asociadas con la última glaciación (Coronato et al. 2004, Perez-Alberti et al. 2008) y un importante suelo orgánico de unos 30-40 cm de espesor. Hacia el E, separado por el paleoacantilado holoceno de unos 2 m de altura se presentan los depósitos transgresivos del MIS 1 (Fm. San Sebastián) representados principalmente por crestas de playa dispuestas de forma paralela a la costa actual y llanuras de mareas, ubicados a cotas de 6-8 m s.n.m. compuestos mayormente de gravas sueltas, con estratificación de bajo ángulo hacia el E, de colores grises y castaños, con un incipiente desarrollo pedogenético.

Los estudios realizados sobre la malacofauna de Tierra del Fuego se han concentrado en la región del canal de Beagle y estrecho de Magallanes y en menor medida en la costa atlántica. Estos ensambles han sido abordados desde distintos enfoques: sistemáticos, tafonómicos, paleoecológicos y paleoambientales (Gordillo 2009, Gordillo et al. 2010, Gordillo y Isla 2011 y bibliografía allí citada).

Este trabajo se llevó adelante en dos localidades: Río Grande y Estancia María Luisa (Fig. 1), en el marco del  proyecto: 11N/701. Ambientes cuaternarios y su relación con los ciclos  climáticos. FCNyM-UNLP y Conflictos  ambientales de la urbanización en Río Grande (Tierra del Fuego), (PIIT-AP) UNLP, donde fueron muestreado 2 depósitos pleistocenos y 3 holocenos, de los cuales se colectaron muestras volumétricas (1 dm3) y 2 en la playa actual (Tabla 1) donde el material fue recogido a lo largo de una transecta perpendicular a la línea de la costa.

Los resultados preliminares obtenidos muestran que para el Pleistoceno se identificaron cinco especies de gasterópodos: Nacella magellanica, Photinula indet., Trophon geversianus y Pareuthria plumbea y Pachycymbiola ferussacii; también se reconocieron restos de Mytilus edulis y Perumytilus purpuratus, y una especie de Poliplacophora (Plaxiphora). Para los depósitos holocenos N. magellanica, Odontocymbiola magellanica, P. plumbea, T. geversianus y P. ferussaci, junto a los bivalvos Perumytilus purpuratus, Aulacomya atra y M. edulis fueron identificados. En los depósitos actuales a las especies anteriores se suman Acanthina monodon, Margarella violacea y Mulinia edulis presentando una riqueza total de 12 especies (8 gasterópodos y 4 de bivalvos).

En general la preservación de los restos ha sido regular. Tanto en las muestras pleistocenas como holocenas los bivalvos exhiben desgaste en las charnelas y pérdida de ornamentación; los gasterópodos presentan en general aspecto tizoso, los ápices se encuentran mayormente ausentes y la última vuelta fracturada, a excepción de N. magellanica que mantiene la coloración y ornamentación.

Todas las especies encontradas en los depósitos cuaternarios en el área de estudio, se encuentran viviendo en la actualidad en la región, tal como se observa en el sector S de la provincia según Gordillo et al. (2005, 2009 y 2010)

La composición de los ensambles muestreados no muestran diferencias entre los taxones presentes

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, La Plata, Argentina. E-mail: nicoramos_8@hotmail.com 2 - CONICET

en el Pleistoceno y el Holoceno con respecto a los actuales, donde dominan los gasterópodos de sustrato duro, con más riqueza de especies carnívoras que especies fitófagas. En cuanto a los bivalvos se trata de especies suspensívoras, mayoritariamente epibisadas de sustrato duro. Todas las especies recuperadas son de ambiente mesolitoral a sublitoral. El grado de preservación de las muestras estaría ligado al tamaño de grano del sedimento, observándose psefitas donde la preservación es menor, y pelitas a psamitas donde la preservación no dista de las características de los depósitos actuales.

Estos primeros análisis realizados sobre depósitos generados por los eventos transgresivos atribuidos al MIS 5e y MIS 1 en las localidades bajo estudio muestran que la riqueza específica de moluscos pleistocenos y holocenos es semejante a la actual. Estos ensambles además serían mucho menos diversos que los encontrados en el canal de Beagle.

Figura 1. Área de estudio y ubicación de los sitios de muestreo, detalle de RG4.

Tabla 1. Coordenadas, altitud, edad y ambiente de las localidades muestreadas.

Localidad Latitud Longitud Altitud (m s.n.m.) Ambientegeomorfológico Edad

Rg1 53º48´58,76´´S 67º37´11,21´´O Playa actual ActualRg2 53º49´08,19´´S 67º37´04,46´´O 6 m Cresta de playa MIS 1Rg3 53º49´40,39´´S 67º35´54,82´´O 7 m Cresta de playa MIS 1Rg4 53º49´46,30´´S 67º41´45,01´´O 17 m Cresta de playa Pleistoceno (MIS 5)Rg5 53º46´11,61´´S 67º45´51,72´´O 13 m Pleistoceno (MIS 5)

EML1 54º28´48,48´´S 66º26´23,58´´O ActualEML2 54º28´49,72´´S 66º26´23,89´´O 7 m Cresta de playa MIS 1

BibliografíaCoronato, A., Bujalesky, G., Pérez Alberti, A. y Rabassa, J., 2004.  Evidencias criogénicas fósiles en depósitos marinos

interglaciarios de  Tierra del Fuego, Argentina. X Reunión Argentina de Sedimentología. Acta 1:48-49. San Luis, Argentina.

Gordillo, S. 2009. Quaternary marine mollusks in Tierra del Fuego: Insights from integrated taphonomic and paleontologic analysis of shell assemblages in raised deposits. Anales Instituto Patagonia (Chile), 37 (2):5-16. Chile.

Gordillo, S., Bayer, M. y Martinelli, J. 2010. Moluscos recientes del Canal Beagle, Tierra del Fuego: Un análisis cualitativo y cuantitativo de los ensambles de valvas fósiles y actuales. Anales Instituto Patagonia (Chile), 38 (2): 95-106. Chile.

Gordillo, S., Coronato, A. y Rabassa, J. 2005. Quaternary molluscan faunas from the island of Tierra del Fuego after the Last Glacial Maximum. Scientia Marina, 69 (suppl 2): 337-348.

Gordillo, S. y Isla, F. 2011. Faunistic changes between the Middle/Late Pleistocene and the Holocene on the Atlantic coast of Tierra del Fuego: molluscan evidence. Quaternary International, 233: 101-112.

Perez-Alberti, A., Valcarcel Díaz, M., Coronato, A., Rabassa, J. y Costa Casais, M., 2008. Wedge structuresin southernmost Argentina (Río Grande, Tierra del Fuego). Ninth International Conference on Permafrost, Fairbanks, University of Alaska, 1381-1385. Alaska.

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AVANCES Y RETROCESOS DE LAS COMUNIDADES DE BOSQUE DE LA PENÍNSULA AVELLANEDA VINCULADO A LA DINÁMICA

GLACIAL Y OTROS DISTURBIOS DESDE LA TRANSICIÓN PLEISTOCENO-HOLOCENO

Gonzalo Sottile1,2 y María Virginia Mancini1,2

Los bosques de Nothofagus han cubierto gran parte de los Andes Patagónicos en general por debajo de los 1100 m s.n.m (50° S). Sin embargo, la variabilidad climática, glaciaria y de disturbios han afectado de manera diferencial a las especies boscosas desde la transición Pleistoceno-Holoceno. Con el objetivo de reconstruir la historia paleoambiental del área del lago Argentino se analizó el contenido de polen y de partículas de carbón en una secuencia de turbera ubicada en la margen oriental de la península Avellaneda (Santa Cruz, Argentina), a 460 m s.n.m con una datación basal C14 de 10.260±53 años AP (12.000 años cal. AP) a 337-338 cm. Los resultados se interpretarán a partir de modelos ecológicos de la vegetación del área, un modelo polínico moderno propuesto por Sottile (2014) y los cambios en el régimen de incendios a escala centenal y milenial. Se evaluará la posible interacción vegetación-fuego con posibles variaciones en las condiciones climáticas en el pasado. El comienzo de formación de estos depósitos se corresponde con el retroceso de los glaciares a partir de 13.000 años cal. AP que siguió al enfriamiento ocurrido previamente durante el Antarctic Cold Reversal (ACR) (Strelin et al. 2011).

Previo a ca. 12.000 años cal. AP (durante el ACR), predominaban arbustos en cojín que hoy se desarrollan en el límite altitudinal de la vegetación con dominio de especies alto-andinas. Mientras tanto el análisis de morenas del área del lago Argentino sugiere el avance de grandes masas glaciares desde el oeste rodeando la península Avellaneda ca. 13.000 años cal. AP (Strelin et al. 2011). Sin embargo, con posterioridad al retroceso glacial ca. 10.000 años cal. AP, se produce un gran aumento de los indicadores de bosque que sugieren un rápido reemplazo de la estepa de altura por bosques siempreverdes con baja riqueza de sotobosque hasta ca. 3500 años cal. AP. La ausencia de incendios durante gran parte del Holoceno temprano y medio, evidencia el alto grado de resiliencia de este tipo de comunidades frente a la ocurrencia de disturbios y altos niveles de precipitación en el área. Durante el Holoceno tardío las comunidades boscosas presentan mayor dinamismo que podría vincularse a una mayor variabilidad climática, ocurrencia de incendios e impacto antrópico.

Durante los períodos caracterizados por una intensificación de los westerlies se incrementan los niveles de disponibilidad hídrica en la cordillera favoreciendo el desarrollo de bosques cerrados que inhiben la propagación de incendios, mientras que en la estepa graminosa la escasa continuidad de combustible horizontal inhibe la propagación de incendios. Este escenario es compatible con los registros paleoambientales estudiados para el Holoceno medio. Por otro lado, en los períodos caracterizados por un debilitamiento de westerlies, el desarrollo de un mosaico de parches de bosque abierto y comunidades arbustivas en el área cordillerana favorece la propagación de incendios, al igual que el aumento de biomasa vegetal favorece la continuidad del combustible en la estepa graminosa. Este modo de circulación habría dominado desde 3500 años cal. AP, habiéndose interrumpido por períodos breves de mayor influencia de los westerlies (especialmente ca. 1000 años AP).

La comparación de secuencias de polen y carbón de bosque y estepa permitieron identificar patrones antifásicos de cambios en la vegetación y cambios sincrónicos en el régimen de incendios. Estos patrones coinciden con lo que explican Garreaud et al. (2009) en relación a que un debilitamiento de los westerlies genera un cambio en el grado de subsidencia de los vientos del océano Pacífico al atravesar la Cordillera de los Andes, llevando humedad a las estepas extra-andinas o permitiendo el ingreso de masas de aire húmeda del Atlántico.

1 - Laboratorio de Paleoecología y Palinología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Mar del Plata, Argentina. E-mail: gonzalo_sottile@yahoo.com.ar2 - Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras (IIMyC). CONICET

BibliografíaGarreaud, R. D., Vuille, M., Compagnucci, R. y Marengo, J. 2009. Present-day South American Climate. PALAEO 3 Special

Issue (LOTRED South America), 281 (3-4): 180-195.Sottile, G.D. 2014. Historia de la vegetación vinculada a disturbios de incendios durante el Holoceno en el ecotono Bosque-

Estepa de Santa Cruz, Argentina. Tesis doctoral. Universidad Nacional de Mar del Plata, (inédita), 145 p., Buenos Aires, Argentina.

Strelin, J.A., Denton, G.H., Vandergoes, M.J., Ninnemann, U.S. y Putnam, A.E. 2011. Radiocarbon chronology of the late-glacial Puerto Banderas moraines, Southern Patagonia Icefield, Argentina. Quaternary Science Review, 30: 2551-2569.

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EVOLUCIÓN DE LA VEGETACIÓN Y LOS AMBIENTES DE MARISMA EN LAS LLANURAS COSTERAS DE LA BAHÍA SAMBOROMBÓN

(35,5º S) DURANTE EL HOLOCENO

Isabel Vilanova1, 2, B. Lynn Ingram3, Aldo R. Prieto1, 4, Maximiliano Cledón1, 4, Mariel Luengo1, 5 y Enrique Fucks5

La bahía Samborombón, la porción costera de la Depresión del Salado, constituye un típico ambiente de costa baja donde las transgresiones cuaternarias fueron responsables primarias de su evolución. Durante el Estadío Isotópico de Oxígeno 1 (EIO 1), producto del avance y retroceso de la línea de costa, se formaron una gran variedad de ambientes geomorfológicos, dentro de los que se destacan llanuras de mareas, cordones litorales y marismas (Violante et al. 2001, Fucks et al. 2010, Richiano et al. 2012). En la actualidad, la región afectada durante el EIO 1 representa un extenso humedal, caracterizado por la escasez de escurrimientos hídricos superficiales, a excepción de las cercanías de los canales artificiales. En la franja costera a la bahía, las tormentas transgreden varios cientos de m el continente, dejando inundada la marisma por importantes periodos de tiempo. Considerando la vulnerabilidad de los humedales y la sensibilidad de la vegetación a las inundaciones y a las variaciones de salinidad, la reconstrucción de la historia de la vegetación y de la dinámica de las marismas en relación con las variaciones del nivel del mar durante el Holoceno, constituye una herramienta de gran utilidad para realizar estimaciones de posibles respuestas futuras de estos ambientes al aumento del nivel del mar. Con el objetivo de realizar una reconstrucción precisa y en detalle, se realizó el análisis integrado de δ13C, δ15N y C/N de la fracción orgánica de sedimentos, de δ13C y δ18O de carbonatos biogénicos de moluscos, ostrácodos y foraminíferos y del registro palinológico (Vilanova y Prieto 2012). Las muestras y su contenido fosilífero provienen de dos secuencias sedimentarias fósiles y de sedimentos superficiales. Una de las secuencias es un perfil estratigráfico expuesto sobre la margen izquierda del río Salado, a 30 km de la costa actual de la bahía Samborombón (35° 55.48333 S; 57° 43.98333 O), próxima al límite que alcanzó la transgresión holocena y corresponde a un paleoambiente de llanuras de mareas. La otra secuencia es un testigo extraído a 2 km de la costa de la bahía sobre la margen izquierda del Canal 15 (35° 58.31667 S; 57° 23.65 O) y corresponde a un paleoambiente de llanuras de mareas que grada a una marisma. Los sedimentos superficiales se obtuvieron de diferentes zonas de una marisma actual en las inmediaciones de la desembocadura del río Salado. Los datos provenientes de las muestras de estos sedimentos superficiales se utilizaron como análogos para la interpretación de los registros fósiles. Por lo tanto, a partir de los resultados fósiles, se pudo inferir el desarrollo de un estuario a ca. 30 km de la costa actual y una vegetación halófita de una marisma media-alta entre ~8800 y 7800 años cal. AP. A continuación, esta vegetación fue reemplazada por pastizales salobres de marisma baja entre ~7800 y 6200 años cal. AP, en un estuario de mayor desarrollo y con mayor influencia marina que se relaciona con el máximo transgresivo del nivel del mar. A partir de ~5050 años cal. AP las condiciones estuáricas se redujeron progresivamente debido al descenso del nivel del mar y la progradación de los cordones litorales, lo que originó una transición hacia una zona de marisma alta con mayor aporte fluvial hasta ~3100 años cal. AP. Posteriormente, se desarrolló una comunidad halófita sobre la planicie de inundación del río circundada por pastizales en un ambiente aislado de la influencia marina directa hasta ~1100 años cal. AP. Por otra parte, en la zona costera actual, se desarrollaba una marisma baja con influencia variable de mareas desde ~1500 años cal. AP; la cual fue reemplazada posteriormente por una marisma media-alta. Esta marisma alcanzó su máximo desarrollo y estabilidad a partir de ~115 años cal. AP en relación con procesos de sucesión vegetal y de acreción que podrían relacionarse con la construcción del Canal 15 y/o con un descenso del nivel del

1 - CONICET. E-mail: isabelvillanovatorre2012@gmail.com2 - Museo Argentino de Ciencias Naturales “Bernardino Rivadavia”, Buenos Aires, Argentina.3 - Laboratory for Environmental and Sedimentary Isotope Geochemistry (LESIG). Department of Earth and Planetary Science. University of California, Berkeley. USA.4 - Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras. Universidad Nacional de Mar del Plata, Argentina.5 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo. Universidad Nacional de La Plata.

mar. La comparación de estos resultados con los obtenidos al sur de la bahía Samborombón y en la llanura costera Mar Chiquita mostró respuestas semejantes de la vegetación en relación con los cambios del nivel del mar y diferencias que obedecen a la diferente evolución geomorfológica de cada sector.

AgradecimientosCONICET- PIP 112-200801-01265 y PIP 114-2011010-0233.

BibliografíaFucks, E.E., Schnack, E.J. y Aguirre, M.L. 2010. Nuevo ordenamiento estratigráfico de las secuencias marinas del sector

continental de la Bahía Samborombón, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 67 (1): 27-39.

Richiano, S., Varela, A.N., D’Elia, L., Bilmes, A. y Aguirre, M. 2012. Evolución paleoambiental de cordones litorales holocenos durante una caída del nivel del mar en la Bahía Samborombón, Buenos Aires, Argentina. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis, 19 (2): 105-124.

Vilanova, I. y Prieto, A.R. 2012 Historia de la vegetación de las llanuras costeras de la Bahía Samborombón (~35,5° S), Argentina, desde 7800 14C Años AP. Ameghiniana, 49 (3):303-318.

Violante, R.A., Parker, G. y Cavallotto, J.L. 2001. Evolución de las llanuras costeras del este bonaerense entre la bahía Samborombón y la laguna Mar Chiquita durante el Holoceno. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 56: 51-66.

GEOMORFOLOGÍA

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VISUALIZACIÓN Y ANÁLISIS DE FORMAS DEL TERRENO POR MEDIO DE LA DELIMITACION DE FENOTIPOS

GEOMORFOLÓGICO (GEOMORPHONS): SIERRAS DE CÓRDOBA, ARGENTINA

Marcela A. Cioccale1

Geomorphon es un nuevo concepto de visualización y análisis de las formas del terreno. Utiliza el principio de reconocimiento de patrones, en lugar de la geometría diferencial que habitualmente se aplica en el análisis digital de modelos de elevación (p. ej. pendientes, orientación de laderas, curvaturas, etc.). El núcleo del método es el concepto de fenotipos geomorfológicos (geomorphons), el cual se basa en un patrón ternario simple que sirve como un arquetipo de una morfología del terreno particular ( Jasiewicz y Stepinski 2013, 2011). El operador ternario facilita la programación, especialmente en la rapidez para hacer comparaciones y realizar la toma de decisiones al momento de asignar un valor determinado. El patrón se elabora sobre un modelo digital de elevación (MDE) y surge de una comparación de un píxel de enfoque (visibilidad) con sus ocho vecinos, se inicia en el píxel situado al este y continúa en sentido antihorario. Es importante destacar que los vecinos de visibilidad no son necesariamente un vecino inmediato del píxel en la cuadrícula de enfoque: los píxeles se determinan a partir del principio de la línea de visión a lo largo de las ocho direcciones principales. Un número finito de 498 geomorphons constituye un conjunto completo y exhaustivo de todos los posibles tipos de morfologías de terreno incluyendo elementos estándar del paisaje, así como las formas no familiares, es decir aquellas que rara vez se encuentran en la superficie terrestre.

Una sola exploración de un MDE asigna un geomorphon apropiado para cada celda en el modelo raster utilizando un procedimiento de autoadaptación para identificar la escala espacial más adecuada en cada ubicación. Como resultado, el método clasifica los elementos de forma de relieve en una gama de escalas espaciales diferentes con eficiencia computacional sin precedentes.

A fin de demostrar una aplicación práctica de este método, se aplica la delimitación de geomorphons sobre un MDE (GMTED 2010 - http://topotools.cr.usgs.gov/gmted_viewer/) correspondiente a las sierras pampeanas de Córdoba. Para ello se utilizó la aplicación de dominio público Geomorphons Apps (http://sil.uc.edu/geom/app. Universidad de Cincinnati, U.S.A.).

Para realizar el mapa de geomorphons se deben tener en cuenta tres parámetros: 1) Radio de búsqueda (celdas): es la escala de longitud máxima sobre la cual un elemento de relieve puede ser reconocido; 2) Grado de horizontalidad (grados): determina las desviaciones máximas permitidas de horizontalidad ideales para que un terreno sea considerado “plano”; 3) Salto (celdas): éste es un parámetro opcional que permite la exclusión de una región cercana al punto de enfoque a influir en la determinación del tipo de elemento de relieve.

La figura1 muestra el mapa de geomorphons de la zona de estudio realizado con radio de búsqueda de 25 celdas y horizontalidad del grado. En él puede observarse la delimitación de unidades del terreno por medio de 10 formas elementales. Las unidades dominantes corresponden a tres formas básicas: laderas, crestas y valles. De su arreglo se pone en manifiesto el control estructural de las sierras (escarpes de falla) y el dominio de las laderas menos empinadas en los sectores cumbrales.

Finalmente, es importante destacar que los mapas obtenidos aplicando esta metodología también son útiles para la cartografía de las superficies extraterrestres, que se caracterizan por una menor cantidad de autocorrelación y pueden poseer formas que no se encuentran en la Tierra, pero que pueden representarse por un nuevo conjunto de geomorphons. Pueden ser útiles en búsquedas de geoformas poco habituales del relieve, tales como cráteres de impacto, hundimientos, etc. y también pueden identificar automáticamente artefactos de origen antrópico. El método puede detectar formas de relieve específicas que tienen diferentes tamaños y patrones a diferentes escalas.

1 - Departamento de Geología aplicada. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. UNC, Córdoba. Argentina. E-mail: mcioccale@hotmail.com

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Figura 1. Geomorphons de las sierras pampeanas de Córdoba. FL: Plano. FS: Pie de pendiente. VL: Valle. SH: Saliente o Resalto. SL: Ladera. SP: Convexidad (silla de montar). RI: Cresta. PK: Cerro. PT: Depresión. HL:

Concavidad. http://grass.osgeo.org/grass70/manuals/addons/r.geomorphon.html

BibliografíaJasiewicz, J. y Stepinski, T.F. 2011. Geomorphons - a new approach to classification of landforms- http://geomorphometry.

org/StepinskiJasiewicz2011Jasiewicz, J.y Stepinski, T.F. 2013. Geomorphons - a pattern recognition approach to classification and mapping of landforms.

Geomorphology 18:147-156.

EVOLUCIÓN DEL PAISAJE APLICANDO UNA ECUACIÓN DE DIFUSIÓN MODIFICADA SOBRE UN MODELO DIGITAL DE

ELEVACIÓN: SIERRA DE CURA MALAL, PROVINCIA DE BUENOS AIRES, ARGENTINA

Marcela A. Cioccale1 y Ricardo T. Ferreyra2

Una de las principales metas de la geomorfología es la comprensión de cómo los procesos endógenos y exógenos modifican el relieve durante períodos de tiempo prolongados. En las últimas décadas la geomorfología está viviendo un momento de importantes avances respecto a la manera de explicar la diversidad, génesis y dinámica de los procesos que ocurren en la superficie de la Tierra y de otros planetas. En tal sentido los Modelos de Evolución del Paisaje (MEP) juegan un rol fundamental a la hora de poder desarrollar teorías acerca las variaciones topográficas que sufren los paisajes a lo largo del tiempo geológico. Los modelos numéricos de evolución del paisaje (MNEP), desarrollados e implementados mediante códigos computacionales, permiten la visualización de la evolución del paisaje. Estos modelos brindan la posibilidad de vincular los procesos tectónicos de transferencia de masa y los procesos geomorfológicos de superficie (Bishop 2007, Tucker y Hancock 2010). Los MNEP se han hecho cuantitativamente posibles, gracias a la llegada de las computadoras de alta velocidad que permiten el análisis de múltiples procesos que se integran en características topográficas de superficies complejas abarcando períodos de tiempo cada vez mayores, como así también la posibilidad de disponer de modelos digitales de elevación (MDE), obtenidos por medio de sensores remotos (SRTM y ASTER-DEM).

Para la selección del sitio de estudio se consideraron condiciones geológicas que permitan asegurar o por lo menos estimar, que se trata de una región con escasa o nula actividad tectónica reciente, litología relativamente homogénea integrada por rocas muy resistentes a la erosión, distribución del regolito uniforme, tiempo de exposición a los agentes exógenos del orden de decenas de millones de años, ausencia de procesos glaciares en el período solicitado y predominancia de clima templado a cálido con variaciones en las precipitaciones. Con estas premisas se limitó un área de prueba (Fig. 1). Este sector corresponde a las Sierras Australes de la Provincia de Buenos Aires, pertenecientes al borde del margen pasivo del sur de la placa sudamericana. La litología se compone casi en su totalidad de cuarcitas silúricas del Grupo Curamalal (Sellés Martínez 2001). Se trata de sierras que han permanecido con relieve positivo desde hace por lo menos 65 Ma y que prácticamente no han sufrido ascenso por causas tectónicas. La roca que las conforman son relativamente homogéneas y altamente resistentes a los procesos exógenos y no presentan actualmente cubierta regolítica, los mencionados autores estiman tasas de denudación entre 2-6 m/Ma (Demoulin et al. 2005).

Como modelo evolutivo de este proceso, la ecuación de difusión ha desempeñado un papel especialmente importante en el estudio de la edad de formas terrestres tales como escarpes costeros y conos volcánicos en los cuales la topografía inicial puede estar relativamente bien limitada en un momento conocido en el pasado. La ecuación de difusión obtenida desde una ley de transporte lineal es ampliamente utilizada en la literatura: ( )

tk

∂∂

−=∇−∇φφ.. ,

donde φ es la altura en cada punto sobre la superficie, t

es el tiempo y .k es la constante de difusión. Se

prueba la aplicación de este modelo de difusión a partir de una configuración inicial del paisaje localmente seleccionado (Sierra de Cura Malal) y definido por bordes que necesariamente cambian poco pero en forma apreciable con el tiempo en kilo-años (fronteras t-dependientes o condiciones iniciales) en oposición a fronteras naturales permanentes o bordes eternos aun en escalas de tiempo geológico que a los fines prácticos sólo dependen de variables espaciales como condiciones de contorno. En el escenario de frontera temporal que se presenta y bajo la restricción de adoptar sólo rangos de valores del coeficiente de difusión que posean significado geológico, el modelo clásico de difusión no

1 - Departamento de Geología aplicada. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdo-ba. Argentina. E-mail: mcioccale@hotmail.com2 - Departamento de Matemáticas. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdoba. Argentina.

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representa a la dinámica geomorfológica esperada ya que se verifica que las tasas de cambio de alturas son mayores a las reales históricas esperadas. En consecuencia, para superar esta dificultad, se presenta un MNEP de simulación de evolución a largo plazo del paisaje aplicando una ecuación del tipo reacción difusión: ( ) φφφ c

tk +

∂∂

−=∇−∇ .. , donde c es una constante dimensional que es proporcional a la recíproca de la altura promedio del MDE actual,

mientras que el término φc se podría interpretar como similar o, en parte de su formulación, análogo a la convección de tipo Benard. Se trata de una propuesta preliminar que permite visualizar nuevos paisajes luego de procesar un modelo digital de elevación tanto hacia el pasado como hacia el futuro con resultados más realistas o confiables. Es decir, se generan MDE temporales sobre los cuales se pueden generar los análisis espaciales standard en forma retrospectiva y prospectiva.

La metodología consistió en la aplicación de la ecuación de reacción-difusión a la grilla de prueba seleccionada (MDE: Shuttle Radar Topography Mission - SRTM) utilizando diferentes constantes de difusión .k para diferentes períodos de tiempo tanto hacia el pasado (-T) como hacia el futuro (+T).

Los resultados de cada proceso se visualizaron por medio del software Global Mapper. El incremento de la constante de difusión .k significa que los procesos de erosión-acumulación son más rápidos (tasa de denudación de las laderas y acumulación en las zonas bajas), se consideraron valores de .k = 10-1, 10-2, 10-3. Para tiempos t: 10, 102, 103 (futuro) y -10, -102, -10, -102 (pasado). La Fig. 1 muestra la evolución del paisaje con un valor .k =0,0001 y T= -1000k a, actual (MDE) y t=1000k a. Se concluye que la utilización de MNEP aplicando la ecuación de difusión modificada permite visualizar escenarios con diferentes tasas de denudación consideradas en distintos intervalos de tiempo hacia el pasado y hacia el futuro. Considerando las tasas de denudación estimadas para la región el modelo puede ser ajustado. De esta manera los MDE constituyen una base numérica que puede ser manipulada para establecer nuevos MDE-T- .k con el fin modelar paisajes a través del tiempo geológico.

Figura 1. Los modelos de elevación muestran (arriba) el escenario t= - 1000k, el modelo de elevación actual (centro) y el modelo de elevación para t=1000k (abajo). A la derecha se presenta la sección a-b (perfil topográfico).

BibliografíaBishop, A. 2007. Long-term landscape evolution: linking tectonics and surface processes. Earth Surface Processes and

Landforms, 32: 329-365.Demoulin, A., Rabassa, J. y Zárate, M. 2005. Long-term landscape development: a perspective from the southern Buenos

Aires ranges of east central Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 19:193-204.Sellés-Martínez, J. 2001. Geología de la Ventania (Provincia de Buenos Aires, Argentina). Journal of Iberian Geology, 27:43-

69.Tucker, G.E. y Hancock, G.R. 2010. Modeling landscape evolution. Earth Surface Processes and Landforms, 35:28-50.

ABORDAJE INTERDISCIPLINAR DE LA DINÁMICA DEL PAISAJE FLUVIAL: SECTORES FUNCIONALES EN LA PLANICIE ALUVIAL

DEL PARANÁ

Zuleica Y. Marchetti1, Carlos G. Ramonell1, Federico Brumnich1 y Ramiro Alberdi1

Como en otros grandes sistemas fluviales del mundo, la complejidad y heterogeneidad espacio-temporal son elementos distintivos en el sistema del río Paraná (Ashworth y Lewin 2012; Marchetti et al. 2013). En ellos, la abstracción de sus principales características es de singular utilidad en la interpretación de la dinámica integral del paisaje y de los patrones ecológicos asociados. Es por esto que, al servicio de la misma, el “fluvial hydrosystem approach”(Petts y Amoros 1996) propone analizar los sistemas fluviales como jerarquías anidadas de subsistemas, los cuales son controlados por diferentes tasas y/o tipos de procesos. Así, los sectores funcionales corresponden, en este esquema conceptual, a un subsistema asociado, por ejemplo, a cambios en el gradiente u otros parámetros geomorfológicos de las planicies aluviales, o a la variabilidad dada por tributarios con diferencias de carga de sedimentosu otras características físico-químicas del agua.

Basados en el esquema conceptual precedente, el objetivo del presente trabajo consistió en identificar sectores funcionales en un tramo de la planicie aluvial del río Paraná, asociados a diferencias en su estructura y dinámica. Se utilizaron 250 imágenes (período 2000-2010) de NDVI (Normalized Difference Vegetation Index)-MODIS (http://glovis.usgs.gov/), de 250 m de resolución espacial, las cuales informan el valor máximo de NDVI que cada pixel de 250 m presenta cada 16 días. Estas escenas fueron resumidas en otras 12 imágenes de medias mensuales (cobertura más frecuente durante el período mencionado) y 12 de desvíos estándar (variabilidad en el tipo de cobertura). Así, las 24 imágenes fueron clasificadas en forma no supervisada a través del algoritmo k-means con 25 clases, 25 iteraciones y 2% de umbral como parámetros de clasificación. Las clases obtenidas fueron interpretadas a partir de la integración de la siguiente información: (1) comportamiento de su NDVI (Fig. 1a; valores medios y desvíos estándar); (2) distribución espacial de las clases (Fig. 1B); (3) topografía general del área (obtenida del modelo digital de elevación, SRTM 90 m(http://glovis.usgs.gov/), Fig. 1C); (4) mapa de unidades geomorfológicas (definido a partir del análisis de fotos aéreas, imágenes de satélite y trabajos de campo, límites de unidades reproducidos enFig. 1B); (5) mapa de dinámica hídrica (obtenido como resultado de la integración de los productos anteriores y de imágenes de satélite para diferentes condiciones hidrométricas; Fig. 1C) y (6) principales fisonomías de vegetación (reconocimiento en campo y antecedentes previos). La integración de esa información permitió identificar y sustentar 5 sectores funcionales (SF de aquí en más) en el área de estudio (Fig. 1B). El SF1 representa las superficies cubiertas por agua permanente y libre de vegetación. Son los sectores topográficamente más bajos incluidos en la unidad geomorfológica de islas del cauce principal. Presenta los valores más bajos de NDVI y altos desvíos. El SF2 involucra cauces menores, lagunas temporarias y terrenos frecuentemente anegables, asociados o no atales cauces. Se distribuye en forma aislada en diferentes unidades geomorfológicas y, en forma más concentrada, en 2 unidades caracterizadas por presentar drenajes anastomosados. Corresponde al sector de menor elevación después del anterior. Este sector sigue la traza de escurrimiento definida para los flujos encauzados de bajo caudaldurante situaciones de aguas bajas, sin inundación fluvial. La presencia estacional de vegetación acuático-palustre incrementa el valor del NDVI respecto del sector anterior, y el cambio de cobertura de suelo, entre agua y vegetación, aporta la mayor variabilidad entre los sectores funcionales. El SF 3 acompaña los sitios bajos aledaños a cauces menores activos o inactivos. Ocupa importantes superficies en las 2 unidades geomorfológicas de planicies multi-lagunares y la topografía confirma una altura del terreno intermedia entre los 2 sectores anteriores y los 2 siguientes. La vegetación es predominantemente herbáceo-arbustiva con hábitos palustres. Este sector se asocia a los primeros flujos no encauzados mayores, y en menor medida, de caudales intermedios durante las inundaciones. A diferencia del anterior, SF 4 ocupa gran parte de la unidad geomorfológica de islas y espiras

1 - Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas, Universidad Nacional del Litoral (FICH-UNL), Santa Fe, Argentina. E-mail: zuleicayael@hotmail.com

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de meandro disipadas, en el borde O de la planicie. La topografía muestra un incremento en relación a los sectores anteriores y la vegetación predominante corresponde a una fisonomía de arbustal, con elementos de porte arbóreo.Ello determina un incremento del valor medio de NDVI respecto del sector anterior; no obstante ello, la variabilidad interanual aún mantiene sus valore saltos. Ocupa áreas de flujos no encauzados menores durante las inundaciones del río.

Finalmente, el SF5 es una faja asociada al cauce principal del río Paraná. Corresponde a los sectores topográficos más altos con pajonales y diferentes tipos de bosques que contribuyen con los valores más altos de NDVI y los desvíos más bajos. Este sector se asocia a los flujos encauzados mayores y moderados del cauce principal y sus brazos secundarios, como a zonas de flujo no encauzado menor.

Los 5 SFs se organizan en fajas longitudinales paralelas, la mayoría de ellas continuas a lo largo de toda el área de estudio. Esta organización sugiere que la dinámica general del paisaje estaría condicionada por características y procesos que actúan principalmente en la dirección mencionada. En tal sentido, la dinámica del tramo analizado, evaluada a través de los sectores funcionales, refleja el relieve general del terreno en el sentido de controlar la frecuencia y duración de los anegamientos, y presenta asociaciones diferenciales con las unidades geomorfológicas y sus sedimentos. Estos aspectos condicionan la dinámica hídrica general de la zona, seleccionando las fisonomías de vegetación dominantes que, en conjunto, definirían los sectores funcionalmente diferentes en la planicie de inundación del río Paraná.

Figura 1. Medias anuales y desvíos estándar del NDVI de las clases identificadas (A), sectores funcionales y límites de unidades geomorfológicas (B) y dinámica hídrica y topografía general del terreno (C).

BibliografíaAshworth, P. y Lewin J. 2012. How do big rivers come to be different? Earth-Sci. Reviews 114:84-107.Marchetti, Z.Y., E. Latrubesse, M.S. Pereira y C.G. Ramonell. 2013. Seasonal dynamics of the vegetation and relationships

with geomorphic units in the floodplain of the Paraná River, Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 46: 122-136.

Petts, G. E y Amoros, C. 1996. Fluvial Hydrosystems. Chapman & Hall, London, UK.322 p.

UNIDADES DE PAISAJES EN LA PATAGONIA AUSTRAL EXTRACORDILLERANA

Elizabeth Mazzoni1

El término paisaje tiene varias acepciones y su significado ha variado a través del tiempo. En su conceptualización más general, el paisaje refiere a una visión sintética del territorio y se define como un espacio geográfico concreto, con características propias, las que son el resultado de la interrelación de procesos naturales y antrópicos a lo largo del tiempo (Bolòs 1992, Mateo Rodríguez et al. 2007).

En la configuración de los paisajes patagónicos, los componentes naturales tienen un peso significativo, ya que las actividades humanas no los han modificado sustancialmente, con excepción de los paisajes urbanos u otras áreas puntuales del territorio, donde se desarrollan actividades altamente impactantes como la minería a cielo abierto.

En el ambiente extracordillerano de Patagonia, caracterizado por condiciones de clima árido y semiárido, los componentes estructurales tienen un peso significativo en la caracterización de los paisajes: su configuración depende prioritariamente de las condiciones del relieve, siendo la vegetación un componente de orden menor, salvo en el caso de la presencia de ecosistemas azonales.

En la provincia de Santa Cruz se llevaron a cabo experiencias de delimitación de unidades de paisaje a escala 1:250.000, basadas en el análisis y correlación de cada componente del paisaje, jerarquizados según los siguientes criterios: 1) litológico–geomorfológico–topográfico; 2) hidrológico; 3) ecológico (suelos y biota) y 4) uso del suelo. En este proceso, la utilización de imágenes satelitales proveniente de sensores ópticos posibilita una acabada delimitación de las unidades, en tanto brindan una visión instantánea de todos los componentes del paisaje, constituyendo una herramienta fundamental para el trabajo de síntesis geográfica. La construcción de mosaicos en tres dimensiones, a partir de la superposición de modelos digitales de elevación con dichas imágenes (Fig. 1), constituyó la base para la identificación de las unidades, la que se realizó en un entorno SIG. Además de la información temática recopilada, los relevamientos de campo contribuyeron, asimismo, a la delimitación de las unidades.

A continuación se presentan los resultados obtenidos para la Hoja 4769-II Las Heras, según la nomenclatura de la cartografía a escala 1:250.000 del IGN. El área de estudio comprende unos 12.000 km2, ubicados en la porción NE de la mencionada provincia. Forma parte de la cuenca sedimentaria del golfo San Jorge, importante por la presencia de hidrocarburos. El área se inserta en la provincia geológica Meseta Patagónica Norte (Ramos 1999), integrada por distintos niveles horizontales de planicies estructurales formadas por sedimentitas marinas y continentales de edad paleocena, cubiertas por depósitos de gravas de probable origen fluvioglacial (Martínez y Coronato 2008). En el área de estudio, conforman mesetas muy disectadas, con laderas amplias afectadas intensamente por la erosión hídrica, con pendiente general hacia el E. En el sector S, el paisaje está formado por el valle del río Deseado, con una ancha llanura aluvial y varios niveles aterrazados, morfología modelada durante el Plioceno tardío y Pleistoceno. El clima es templado, árido y ventoso, condiciones que sólo posibilitan el desarrollo de una estepa arbustiva-herbácea de baja cobertura, la que se densifica en las líneas de drenaje efímeras que disectan las laderas. La escasez de agua dulce superficial es otro rasgo característico de este espacio, en tanto el curso del río Deseado carece de agua en este tramo. La baja cobertura vegetal y las condiciones climáticas favorecen la acción eólica, la que se manifiesta especialmente en las cuencas endorreicas de diversas dimensiones presentes en la zona y en las geoformas menores que las integran. Una gran cuenca ocupa el área central de la Hoja.

Los paisajes delimitados son los siguientes (Fig. 1):1) Paisaje de meseta sedimentaria, integrado por dos niveles (cotas 700-600 y 300 m, respectivamente);2) Paisaje de laderas muy disectadas, con concentración de vegetación en las líneas de drenaje efímeras;3) Paisaje de cuenca endorreica y playas salinas;4) Paisaje costero, con alternancia de acantilados y cordones litorales estrechos;

1 - Universidad Nacional de la Patagonia Austral, Campus Unidad Académica Río Gallegos, Río Gallegos, Santa Cruz, Argentina. E-mail: elimazzoni@yahoo.com.ar

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5) Paisaje fluvial, formado por el valle del río Deseado;6) Paisaje volcánico, en el extremo SE de la Hoja, con manifestaciones basálticas muy erosionadas.El conjunto de los paisajes se encuentran seriamente afectados por procesos de desertificación, que se

manifiestan en el deterioro de la cubierta vegetal y del suelo. La explotación hidrocarburífera es la principal actividad económica actual, concentrada especialmente en el nivel inferior de la meseta y en la amplia terraza superior del valle del río Deseado. Las locaciones petroleras y las vías de circulación que las conectan colaboran, asimismo, en la fragmentación del paisaje (Cavalaro et al. 2010) y la degradación del ecosistema. Los paisajes se completan con las áreas urbanas, conformadas por las localidades de Caleta Olivia, Cañadón Seco, Pico Truncado y Las Heras, todas ellas en rápida expansión asociada con la mencionada actividad.

Figura 1. Mosaico compuesto por las imágenes Landsat 228-92, 228-93, 229-92 y 229-93 más el modelo digital de elevación obtenido del Shuttle Radar Topography Mission de la NASA (izquierda) y unidades y subunidades de

paisaje (derecha) de la Hoja 4769-II Las Heras, provincia de Santa Cruz.

BibliografíaBolòs, M. 1992. Manual de Ciencia del Paisaje. Teoría, Métodos y Aplicaciones, Colección Geográfica. Masson, 273 p.,

Barcelona.Cavallaro, S., Nicosia Burgos, F. y Fontaneto, P. J. 2010. La cartografía ambiental como base para los estudios de planificación

ecológica del territorio. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 6, 4. Disponible en <http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S000448222010000300004&lng=es&nrm=iso.

Martínez, O. y Coronato, A. 2008. The Late Cenozoic fluvial deposits of Argentine Patagonia. En: Rabassa, J. (Ed.), The Late Cenozoic of Patagonia and Tierra del Fuego, Elsevier: 205-226, Amsterdam.

Mateo Rodríguez, J., Da Silva, E. y Brito Cavalcanti, A. 2007. Geoecología das paisagens. Fortaleza Ediciones, U.F.C., 222 p., Fortaleza, Brasil.

Ramos, V. 1999. Las provincias geológicas del territorio argentino. Geología Argentina, Anales 29 (3):41-96. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Buenos Aires.

TELEDETECCIÓN Y SIG PARA LA DELIMITACIÓN DE UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS: MEGA-ABANICO DEL RÍO TUNUYÁN,

MENDOZA, ARGENTINA

Guillermo Ojeda1

El mega-abanico del río Tunuyán es un geoforma de 3500 km2 presente en el piedemonte andino. Este cuerpo fueoriginado a partir de derrames producidos por su curso principal a medida que se desplazabahacia el S durante el Holoceno hasta alcanzar su posición actual, asociado principalmente a la actividad neotectónica (Ortiz et al. 1977; Martínez et al. 2008). Presenta una superficie ondulada, de escaso relieve relativo (< 2m), con muy suave pendiente al E (0.18-0.20%). Durante su formación se destacan periodos con predominio de desarrollo de geoformas fluvio-aluviales, las que fueron posteriormente cubiertas, en forma parcial o total, por dunas o mantos arenosos, o bien eliminadas completamente por la acción erosiva del viento. El resultado es una compleja superficie geomorfológica productos de una variedad de procesos morfogenéticos, actuantes con distintas intensidades durante el Holoceno.

La zona ha sido abordada por investigaciones geomorfológicas previas de carácter regional, dentro de las cuales se destacan los estudios de González Díaz y Fouqué (1993) y Costa et al. (2001), y otras más recientesa escalas más detalladas (Ojeda y Chiesa 2014). El objetivo del presente trabajo es describir las técnicas de mapeo utilizadas y presentar los resultados obtenidos, en relación al mapeo geomorfológico detallado de la zona, aplicando información satelital y Sistemas de Información Geográfica (SIG).

El reconocimiento y delimitación de las geoformas se realizó mediante una combinación de técnicas visuales y digitales aplicadas a imágenes provenientes de sensores satelitales ópticos y de radar. En una primera etapa se procedió a la digitalización de pantalla de las unidades utilizando como fondo imágenes Google Earth© (GE). A los efectos de delimitar unidades poco contrastadas en las imágenes GE y con el fin de agilizar el mapeo de la amplia superficie del mega-abanico, se utilizaron composiciones a color generadas mediante clasificación supervisada con las bandas del espectro visible e infrarrojo (vnir y swir) del satélite Landsat 8. Estas imágenes, obtenidas del sitio http://glovis.usgs.gov/, se utilizaron además para generar composiciones a falso color 751 RGB y 652 RGB, ya que permitían una mejor discriminación de las coberturas superficiales. Para aplicar la clasificación supervisada se delimitaron áreas muestras en el espacio mutiespectral visible-infrarrojo de onda corta con la finalidad de clasificar los píxeles mediante el algoritmo de máxima verosimilitud. Posteriormente el mapeo se complementó con una imagen de sombreado artificial generada a partir de un modelo de elevación digital SRTM-DEM v4.1 obtenido del sitio http://www.cgiar-csi.org/, el cual permitió mejorar la definición de algunos límites poco clarosentre unidades en las imágenes ópticas.

La digitalización en pantalla con GE fue realizada mediante las herramientas propias del sistema que permiten la delimitación de rasgos poligonalesy su almacenamiento en formato kml. Luego, estas capas fueron importadas al SIG QGIS en formato shapefile, complementándose el mapeo con las imágenes Landsat y el mapa de sombreado artificial. Finalmente las unidades delimitadas fueron controladas en el terreno, donde además se obtuvieron muestras de los materiales que las componen para su caracterización textural en laboratorio y se tomaron registros generales sobre la topografía y cobertura vegetal. El análisis incluyó el reconocimiento y la delimitación de las siguientes unidades geomorfológicas: (a) Paleocanales, (b) Lóbulos de derrame aluvial, (c) Depresiones de deflación y encharcamiento con lunetas asociadas, (d) Campos de dunas longitudinales,(e) Mantos arenosos,y (f ) Superficies con erosión laminar y en surcos (Ojeda y Chiesa 2014) (ver Fig. 1). El análisis de las técnicas geoinformáticas aplicadas para el mapeo geomorfológico detallado de la región de estudio permiten realizar las siguientes consideraciones: (1) La alta resolución de las imágenes GE y las herramientas que este sistema permite el reconocimiento y la cartografía de geoformas con un gran nivel de detalle. Sus herramientas de digitalización de geometrías (polígonos, líneas y puntos) son de uso simple y constituyen una herramienta eficiente para el mapeo (en

1 - Universidad Nacional de San Luis. Depto. de Geología. San Luis, Argentina. Email: ojeda@unsl.edu.ar

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este caso hasta 1:5000). Sin embargo, el bajo contraste que ofrecen las imágenes a color natural, la presencia ocasional de nubes y el ensamblado de imágenes correspondientes a diferentes épocas, genera en algunos sectores una baja capacidad de discriminación de los contactos entre unidades. El mejoramiento digital del contraste en estas imágenes no brindó resultados satisfactorios; (2) El uso de las imágenes Landsat 8, con relativamente moderada resolución espacial y espectral, permite generar imágenes a color con buen contraste de colores, permitiendo la separación de algunas geoformas mejor que con las imágenes GE. Por otra parte, la posibilidad de aplicar una clasificación automatizada (máxima verosimilitud en este caso) facilita el trabajo de mapeo de las unidades con gran precisión; (3) La utilización de imágenes de sombreado artificial generada a partir de los SRTM-DEM, facilita la detección y registro de algunos contactos entre unidades debido al efecto de exageración del relieve que brinda, particularmente en este tipo de relieve con escaso desniveles internos. Se concluye así que las diferentes herramientas geoinformáticas descriptas, utilizadas en forma complementaria, constituyen una forma eficientes de cartografías unidades geomorfológicas, con elevado nivel de detalle y precisión.

Figura 1. Bosquejo geomorfológico del mega-abanico del río Tunuyán (Escala 1:800.000)

BibliografíaCosta, C.H., C.E. Gardini, J.O. Chiesa, A.E. Ortiz Suárez, G.E. Ojeda, D.L. Rivarola, G.C. Tognelli, E.N. Strasser, A.O.

Carugno Durán. P.N. Morla, P.G. Guerstein, D.A. Sales y H.M. Vinciguerra. 2001. Hoja Geológica 3366-III “San Luis”. Servicio Geológico Minero Argentino, Programa Nacional de Cartas Geológicas de la República Argentina 1:250.000. Publicación Especial 293:66 p, Buenos Aires.

González Díaz, E. y Fouqué, L.E. 1993. Geomorfología. En: Ramos V. A. (ed.) Geología y Recursos Naturales de la provincia de Mendoza. Relatorio 12° Congreso Geológico Argentino, 1(17):217-234, Buenos Aires.

Martínez, M.P., L.P. Perucca, M.E. Giménez y F. Ruiz. 2008. Manifestaciones geomorfológicas y geofísicas de una estructura geológica profunda al sur de la sierra de Pie de Palo, Sierras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Argentina 63:264-271.

Ojeda, G. y Chiesa, J. 2014. Características Geomorfológicas del “Gran Conoide del Tunuyán”. Mendoza. Argentina. Simposio Geología Del Cuaternario, Geomorfología y Cambio Climático. XIX Congreso Geológico Argentino. Córdoba. 2 al 6 de Junio 2014. Actas en CD.

Ortiz. A., J. Zambrano y J.C. Perucca. 1977. Evolución geomórfica de los ríos Mendoza y Tunuyán, Boletín del Instituto de Investigaciones Mineras, San Juan, (inédito). 144 p.

USO DE INFORMACIÓN SATELITAL RADAR Y SU SINERGIA ÓPTICA PARA LA DETERMINACIÓN DE PATRONES ESPACIALES EN EL

INTERFLUVIO RÍO GRANDE – RÍO CHICO, TIERRA DEL FUEGO, ARGENTINA

Diego Quiroga1, Andrea Coronato1,2 y Héctor F. del Valle3

El procesamiento de imágenes obtenidas por medio de sensores remotos permite obtener información espacial a diferentes escalas de análisis. El conocimiento de la cobertura y uso del suelo constituye uno de los aspectos más importantes del análisis biofísico para el ordenamiento territorial. El procesamiento y posterior análisis de las imágenes satelitales, ya sean ópticas o radares, permiten determinar y caracterizar unidades espaciales; mediante un análisis multitemporal es posible obtener información sobre la dinámica y evolución del paisaje.

La escasa accesibilidad espacial a determinadas áreas de estudio resulta una limitante a la hora de abordar trabajos geomorfológicos a escala regional. El objetivo de investigación planteado para este trabajo es identificar patrones espaciales a diferentes escalas de análisis (regional – local – micro-local) como herramienta para la caracterización geomorfológica en el interfluvio río Grande – río Chico, Tierra del Fuego, Argentina. Por otra parte, se plantea como objetivo específico desarrollar una metodología sinérgica óptico – radar de la información espacial a las diferentes escalas de análisis.

Una vez delimitada el área de estudio se procedió al análisis de imágenes: COSMO SKYMED banda X (3 cm de penetración en el suelo) píxeles de 1, 3 y 15 m; RADARSAT-1 banda C (5,9 cm) píxel de 8 m, y SPOT 5 y 4, píxel de 2,5, 5, 10 y 20 m. Las mismas fueron procesadas mediante NEST 5.1® (Next Esa Sar ToolBox), GrassGis 7.0® y Quantum Gis 2.4®, respectivamente. Para realizar el análisis de unidades espaciales se utilizó el procedimiento de álgebra de bandas, que permitió obtener visualizaciones RGB de todas las posibles combinaciones de bandas de radar de Apertura Sintética (SAR) y las bandas ópticas (SPOT 4 y 5). Las imágenes de radar proporcionaron información del sustrato superficial y sub-superficial. Las características texturales de estas imágenes permitieron resaltar dominios litológicos y geomorfológicos. La información polarimétrica (o álgebra de polarizaciones) y análisis de texturas proporcionan una mayor capacidad para la determinación de cobertura del suelo.

Se realizó una clasificación no supervisada de las imágenes COSMO SKYMED, este procesamiento permitió diferenciar de manera indirecta 8 unidades espaciales, según sus características superficiales y sub-superficiales. A una escala regional se clasificaron dichas unidades relacionadas con la característica del sustrato y las irregularidades del terreno (micro-relieves). Ampliando la escala de observación, con la utilización de las imágenes COSMO SKYMED de resolución espacial de 1 y 3 m, fue posible detectar las zonas en que la actividad antrópica (ganadería extensiva) favorece el desarrollo de formas de erosión en laderas cubiertas por depósitos eólicos (dormideros-corredores). En las imágenes SPOT 4 y 5 (resolución espacial de 20 y 10 m, respectivamente) resulta dificultoso la identificación de elementos puntuales, pero si es posible la observación de patrones lineales y areales. Del trabajo realizado se desprende que la integración de la información multiespectral (SAR-SPOT) es suficiente para discriminar usos del suelo específicos en zonas de elevada heterogeneidad ambiental, como es el área de estudio.

Agradecimientos. Este trabajo fue financiado por el PICT 2012-0628. Las imágenes fueron provistas en el marco del convenio CADIC-CONICET-CONAE.

1 - Centro Austral de Investigaciones Científicas – CADIC-CONICET, Ushuaia, Argentina. E-mail: diegoquir@cadic-conicet.gob.ar2 - Universidad Nacional de Tierra del Fuego – UNTDF, Ushuaia, Argentina3 - Centro Nacional Patagónico – CENPAT-CONICET, Puerto Madryn, Argentina

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ANÁLISIS DE LOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS DEL PALEOVALLE SIMPSON (PROVINCIA DE CHUBUT) MEDIANTE

TÉCNICAS DE PROCESAMIENTO DIGITAL DE IMÁGENES LANDSAT7 ETM+

Karina M. Rodríguez1

Debido a que la vegetación, el suelo, las rocas y el contenido de humedad en superficie ofrecen diferentes respuestas a la radiación electromagnética (Chuvieco 1996) se utilizaron para estudiar los paleocauces del paleovalle Simpson imágenes satelitales Landsat7 ETM+ pertenecientes al año 2004. Se puso especial énfasis en este sector puesto que se está actualizando parte del mapa y confeccionando el texto de la Hoja Geológica Rawson (4366-IV).

Landsat7 ETM+ (Enhanced Thematic Mapper Plus) es un satélite que posee en total 8 bandas de las cuales 6 tienen una resolución espacial de 30 m entre el visible, infrarrojo y térmico próximo (bandas 1, 2, 3, 4, 5 y 7), otra capta el rango del térmico lejano con resolución de 60 m (banda 6) y la restante es pancromática con resolución de 15 m (banda 8).

El paleovalle Simpson, labrado en el Pleistoceno tardío, se desarrolla al N de la ciudad de Gaiman; flanquea la Loma María por el O hasta Barranca Blanca donde cambia su rumbo en un ángulo de 90º hacia el E, con dirección al océano Atlántico. La red de drenaje posee un diseño entrelazado de alta energía: está conformado por material gravoso favorecido por un sustrato impermeable. El mismo está vinculado a la Formación Gaiman (Mendía 1983) compuesta por cineritas, limolitas y areniscas limosas. El brusco cambio en el rumbo del paleovalle se asocia al control estructural que ejerce una posible fractura (Kostadinoff y Schillizzi 1988).

Diferentes combinaciones de bandas, así como la aplicación de algoritmos matemáticos tales como sustracciones de bandas permiten distinguir y realzar rasgos sutiles del terreno, teniendo una particular respuesta en paleocanales y paleovalles.

Con el programa ENVI 4.7 se realizaron una serie de combinaciones de las bandas comprendidas entre el visible y el infrarrojo medio observándose que la más exitosa fue la combinación falso color RGB 451 (Fig. 1a) que permitió, por un lado, disminuir el efecto atmosférico (nubosidad y aerosoles) realzando la fisiografía. Esto se debe, como ya se indicó, que las dos primeras bandas pertenecen al rango del infrarrojo. La banda ETM+1 (rango del visible, en el azul) detecta la presencia de agua en el suelo. Obsérvese cómo el amarillo verdoso (Fig. 1a) permite una clara definición de la red de drenaje.

Además, se realizaron sustracciones de las bandas ETM+ 4 y ETM+2, así como las bandas ETM+ 4 y ETM+5 aplicándose en este último caso, un realce gaussiano (Fig. 1 b y c).

Si bien la vegetación es rala y de bajo porte por ser de tipo xerófilo, su presencia puede enmascarar expresiones tenues de las geoformas. La diferencia entre la banda ETM+4, que atenúa el efecto que introduce la vegetación y la banda ETM+2, que está ajustada al pico de reflectancia de la vegetación en el rango del visible verde , revela con más eficacia la presencia de paleocanales (Fig. 1b).

A pesar de que la reflexión en las bandas ETM4+ y ETM+5 son semejantes, la mayor respuesta sigue siendo en la banda ETM+4. El mejoramiento de la imagen (enhance en el menú del programa Envi 4.7) puede lograrse a través de varias opciones que posee el mismo. En este caso particular se optó por el gaussiano ya que demostró ser el más efectivo (Fig. 1c).

1 - SEGEMAR. San Martín, Buenos Aires, Argentina. E-mail: karina.rodriguez@segemar.gov.ar

Figura 1. a) Combinación falso color RGB 456. b) Sustracción de las bandas ETM+4 y ETM +2. c) Sustracción de las bandas ETM+4 y ETM+5 con realce gaussiano.

BibliografíaChuvieco, E. 1996. Fundamentos de la teledetección espacial. Rialp, 568 p. Madrid.Kostadinoff, J. y Schillizzi, R. 1988. Anomalías Gravimagnetométricas del Litoral Patagónico entre Arroyo Verde y el Río

Chubut. Revista de la Asociación Geológica Argentina 43 (1): 80-90.Mendía, J. 1983. Descripción geológica de la Hoja 44h Rawson, Chubut. Servicio Geológico Nacional. Inédito.

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ESTIMACIÓN DEL ÁREA CUBIERTA DE NIEVE CON DATOS SAR EN BANDA L Y VALIDACIÓN CON DATOS DE SENSORES ÓPTICOS

(NEUQUÉN, PATAGONIA ARGENTINA)

Romina Solorza1, Marisa Cogliati2 y Ana Paula Salcedo2

La estimación del área cubierta de nieve en cuencas andinas es sumamente importante para estudios hidrológicos así como para una adecuada planificación del recurso agua en distintos usos como el riego, el abastecimiento humano e industrial, la generación hidroeléctrica y también para estudios de riesgo de inundación y atenuación de crecidas.

Los sensores remotos que trabajan en el rango de longitud de onda del visible e infrarroja son una herramienta operativa para el monitoreo de la nieve en condiciones libres de nubosidad. Sin embargo, sólo los satélites que trabajan en el rango de las microondas son capaces de obtener datos independientemente de las condiciones climáticas y de iluminación solar.

La ventaja en el uso de imágenes SAR (Radar de Apertura Sintética) redunda en su capacidad para obtener parámetros altamente importantes en la mejora de los modelos de predicción, como la humedad de la nieve, su profundidad, densidad y equivalente de agua en nieve.

En estudios anteriores realizados por las autoras del presente resumen, se analizó la potencialidad de datos térmicos brindados por las imágenes Landsat TM y radar del satélite ERS-2 banda C, en simultáneo, para el estudio de la cobertura de nieve.

En este trabajo se pretende corroborar la metodología anterior y profundizar en el estudio de la nieve a través de datos radar en banda L (Fig. 1). Para ello se utilizan datos del satélite radar ALOS PALSAR en un sector de la región cordillerana del norte de la Patagonia Argentina, con el objetivo de obtener cartografía de nieve húmeda y seca. Asimismo, dichos resultados se validan con datos provenientes de sensores pasivos como también a partir de la interpretación de variables topográficas que influyan en la distribución espacial de la nieve húmeda. Los datos provenientes del satélite Landsat TM son analizados para obtener índices de nieve fraccional y binarios, durante pasadas simultánea con los datos ALOS-PALSAR. Se calcula además la temperatura de superficie, para estudiar la asociación entre los distintos tipos de nieve y los rangos de temperatura del suelo obtenidos a distintos rangos de altura del terreno.

Figura 1. Mapa de área cubierta de nieve en base a imagen del SAR ALOS-PALSAR.BibliografíaSalcedo, A.P. 2011. Estimación de área cubierta de nieve en cuencas con elevado aporte de fusión utilizando datos ERS-2.

Tesis maestría AEARTE. Facultad de Matemáticas, Astronomía y Física e Instituto Gulich, Universidad Nacional de Córdoba (inédita), 93 p. Córdoba.

Salcedo, A.P. y Cogliati, M. 2014. Snow cover area estimation using radar and optical satellite information. Atmospheric and Climate Sciencies, 4: 514-523.

Solorza, R. y Notarnicola, C. 2012. Snow cover monitoring using SAR and optical satellite images in the North Patagonian Andes of Argentina. Congreso Argentino de Teledetección. Córdoba, Argentina.

1 - Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE), Argentina. E-mail: rsolorza@conae.gov.ar2 - Departamento de Geografía, Universidad Nacional del Comahue. Argentina.

ANÁLISIS MULTITEMPORAL DE LOS GLACIARES DEL VOLCÁN DOMUYO, PROVINCIA DE NEUQUÉN

María de los Ángeles Tesoniero1, Luis Alberto Bertani1 y Matías Caso1

El impacto producido por los efectos del cambio climático global sobre los glaciares de la Patagonia ha quedado documentando a través de diferentes estudios especializados, donde se pone en evidencia el retroceso de la posición del frente de hielo, o directamente la desaparición de los mismos, en particular de aquellos de menor volumen, como los localizados en la Cordillera del Viento y Sierra de Catan Lil, en la provincia de Neuquén.

La reducción y/o desaparición de estos cuerpos de hielo producen un impacto significativo sobre los ecosistemas terrestres: entre ellos pueden mencionarse la pérdida de biodiversidad, el cambio de los regímenes hídricos, el desecamiento de mallines, etc (Rabassa 2007). A esto puede agregarse la disminución del valor escénico de los paisajes típicos de montaña que impacta sobre las actividades turísticas.

La posibilidad de contar con 20 años de registro, permitió analizar las fluctuaciones de los cuerpos de hielo del volcán Domuyo (4702 m.s.n.m), a partir de la interpretación visual y digital de imágenes satelitales Landsat TM y ETM de 30 y 15 m de resolución, como así también imágenes extraídas de Google Earth.

La investigación realizada evidencian distintos comportamientos en relación a la pérdida de volumen de hielo según sus orientaciones, siendo los de orientación E y SE los que manifiestan la mayor pérdida de masa de hielo (Ostertag y Cuello 2005).

Los sistemas actuales de teledetección desde satélite ofrecen un amplio rango de cobertura espacial, para este trabajo se utilizó el procesamiento digital y la interpretación visual, de las imágenes satelitales del área Landsat 5TM y Landsat 7ETM+ (232/085) para los años: 1991, 2004, 2010. Para la determinación multitemporal de las fluctuaciones glaciarias, se comenzó por la delimitación y mapeo de las distintas cuencas que drenan desde el volcán Domuyo (Chuvieco 1990).

Las imágenes fueron seleccionadas para los meses de febrero porque es el mes ideal para discriminar los glaciares, ya que se considera el final del período de ablación (mes de febrero para el Hemisferio Sur) y permite mostrar el mayor potencial con fines del mapeo de glaciares, evitando la inclusión de nieve estacional como parte del área permanentemente englazada que sobreestime la superficie de un determinado glaciar. Además es importante verificar los datos de las precipitaciones nival, temperaturas y lluvias del año hidrológico anterior, para corroborar la información obtenida de las imágenes para los distintos años (IANIGLA-CONICET 2012).

En una primera instancia se realizó el análisis banda por banda (monobanda); posteriormente se ensayaron diversas combinaciones con el objetivo de aplicar criterios para discriminar litología, geología y geomorfología. Las diferentes combinaciones de bandas analizadas fueron TM 752 RGB y 732 RGB entre otras composiciones de falso color que permiten la discriminación del hielo del resto de la superficie terrestre.

Posteriormente se realizó la interpretación visual de imágenes, considerando las claves de interpretación visual: color, tono, textura, tamaño, forma, patrón, contexto, etc (Chuvieco 1990). Esto fue llevado a cabo con las imágenes obtenidas del Google Earth, ya que las mismas permiten un nivel de resolución espacial de mucho detalle y su composición con bandas del visible otorgaron la posibilidad de identificar geoformas asociadas a la erosión y depositación glaciaria.

Finalmente y teniendo en cuenta el comportamiento espectral de la nieve, fue posible aplicar el NDSI (Índice Difference Snow Index) para la detección automática de hielo descubierto.

NDSI: B2 – B5 B2 + B5Tras el objetivo planteado y la metodología utilizada, se concluye que no se evidenciaron procesos de

retroceso de las lenguas glaciarias significativos, manteniendo su forma y superficie en el período analizado.

1 - Departamento de Geografía, Universidad Nacional del Comahue, Argentina. E-mail: matesoni@yahoo.com.ar

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Dicha estabilidad puede deberse a distintos factores como la exposición solar, la altura sobre el nivel del mar del volcán Domuyo y las particularidades de los ciclos hidrológicos.

Tabla 1. Datos de áreas cubiertas con glaciares para cada subcuenca del volcán Domuyo. Años 1991-200-2010 y porcentajes de aumento o reducción para los períodos intermedios

Subcuenca Domuyo 1991 (Ha) 1991-2004 2004 (Ha) 2004-2010 2010 (Ha)

Arroyo Blanco 286,07 -1,82 % 280,96 15,10 % 323,40

Arroyo Chadileo 985,23 -2,06% 965,34 12,39% 1084,91

Arroyo Turbio 527,68 -13,44% 465,18 0,80% 468,92

Arroyo Manchana Covunco 217,05 -50,25% 144,46 -3,56% 139,32

Arroyo Covunco 125,06 -22,52% 102,07 -26,03% 75,50

Arroyo Domuyo Sur 65,86 15,41% 77,86 -7,96% 71,66

TOTALES 2206,95 2035,87 2163,71

BibliografíaChuvieco, E. 1990. Fundamentos de Teledetección Espacial, Ed RIALP, 366-367. España.IANIGLIA – CONICET. 2012. Manual para la realización del Inventario Nacional de Glaciares y Ambiente Periglacial.

Disponible en http://www.glaciares.org.ar Ostertag, G. y Cuello, M. 2005. Características climáticas de la Alta Cuenca del Río Neuquén, andes patagónicos. Boletín

Geográfico N° 26: 24-26. Universidad Nacional del Comahue, Neuquén, Argentina.Rabassa, J. 2007. El Impacto del cambio climático en los glaciares patagónicos y fueguinos. Ciencia Hoy, 17, 97, Febrero-

Marzo 2007.

ANÁLISIS MORFODINÁMICO DEL TRAMO EXTRASERRANO DEL RÍO LAS CAÑITAS, CÓRDOBA. APLICACIÓN DE UN MODELO

NUMÉRICO

Jimena Andreazzini1,2, Pablo Spalletti3 y Susana Degiovanni1

La cuenca del río Las Cañitas (267 Km2) integra la cuenca del río Cuarto y se desarrolla en la vertiente oriental de la Sierra de Comechingones y sector pedemontano (Fig. 1A). En el área serrana afloran rocas de basamento cristalino precámbrico-paleozoico inferior y, subordinadamente, sedimentos cuaternarios en valles y pampas de altura. En el piedemonte se exponen secuencias fluvio-eólicas interestratificadas del Pleistoceno Superior-Holoceno y depósitos fluviales actuales. El río Las Cañitas, de régimen semi-permanente, se origina por la confluencia de los ríos La Tapa y Las Tapias, a la salida del sector serrano, recorre 10,4 km y se une con el río Piedras Blancas para formar el río Cuarto. El clima de la región es templado subhúmedo, con una precipitación media anual de 908,6 mm, concentrándose el 82% de las lluvias en primavera-verano. El piedemonte presenta una morfología de bloques diferencialmente ascendidos, conformados por rocas de basamento cristalino y secuencias de bajadas cuaternarias con diferente grado de diagénesis, que presentan evidencia de tectónica activa (Fig. 1A). Estas características regulan variaciones del diseño del canal a escala de tramo, reconociéndose dos segmentos moderadamente sinuosos y uno recto, con comportamiento semiconfinado (Andreazzini y Degiovanni 2011). El análisis comparativo de material cartográfico de diferentes años, junto a relevamientos de campo (en estiaje y crecidas), permiten observar que este curso se encuentra bastante estable, al menos en los últimos 45 años, especialmente en el segmento semiconfinado, dada la cohesividad de los materiales del lecho y márgenes. En los tramos sinuosos, si bien los materiales son más deleznables, la erosión lateral ha sido muy localizada (50-100 m en los últimos 45 años). Los cambios en la cota de lecho registrados son locales, del orden de 0,50-0,80 m y se relacionan a variaciones temporales en la posición del thalweg del canal y barras. Las evidencias indican que se trata de un tramo dominantemente de transporte. La medición directa de la carga transportada es muy difícil, y su estimación y modelación es compleja, ya que la teoría empleada es empírica y de gran sensibilidad a numerosas variables físicas. Sin embargo, es posible aplicar modelos y obtener resultados satisfactorios que permitan predecir tendencias a largo plazo para planificar y evaluar alternativas de intervención, y comprender la respuesta del sistema fluvial ante cambios naturales y/o antrópicos. El objetivo de este trabajo fue evaluar, mediante la aplicación del modelo HEC-RAS (un modelo unidimensional, de uso libre y gran utilización a nivel mundial), el comportamiento morfodinámico del río Las Cañitas. La geometría del cauce se representó a partir del relevamiento de secciones transversales y de la pendiente del canal en algunos tramos. Se utilizó además información topográfica pre-existente y se interpolaron las secciones cada 150 metros para dar estabilidad a los cálculos (Fig. 1B). La granulometría de los materiales del lecho (areno-gravosos) se representó mediante tres muestras de sedimentos de barra y canal extrapoladas al resto de las secciones. Los valores del coeficiente de Manning asumidos variaron entre 0,03 y 0,04 s/m1/3 para el canal y entre 0,04 y 0,06 s/m1/3 para las márgenes y llanura de inundación. Las velocidades del flujo fueron de 0,25-0,5 m/s en estiaje y de 0,9-3,5 m/s en crecidas, siendo menores en los tramos sinuosos y más altas en los rectos semiconfinados. Para representar el ingreso de caudal se utilizó inicialmente un hidrograma con tres años de datos a intervalos de 1 hora, con valores máximos de 100-140 m3/seg. Respecto al transporte de sedimentos, la ecuación que mejor ajustó fue la de Engelund-Hansen, obteniéndose luego de correr los tres años de datos un lecho con una pendiente del canal relativamente estable, diferenciándose tramos de sedimentación (de hasta 0,45 m), y otros erosivos (menores a los 0,30 m) (Fig. 1C). El valor de transporte calculado a la salida del tramo modelado fue de 43.189 m3/año. Este valor, aunque aún resulta elevado por la posición en la cuenca del río Cuarto, estaría en el orden de los obtenidos por Corral et al. (2009) quienes, con mediciones directas (para condiciones de estiaje y crecidas), calcularon 50.000 m3/año para el

1 - Dpto. de Geología. Universidad Nacional de Río Cuarto, Argentina. E-mail: mandreazzini@exa.unrc.edu.ar.2 - CONICET, Argentina3 - Laboratorio de Hidráulica. Instituto Nacional del Agua. Ezeiza, Argentina

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río Cuarto a la altura de la ciudad homónima. Por otra parte, se modeló una crecida extraordinaria (caudal pico 500 m3/seg), observándose que en los tramos sinuosos el nivel del agua llena completamente el canal, produciéndose desbordes hacia ambas márgenes e inundando el nivel inferior de terraza, mientras que en el tramo recto semiconfinado, en general el flujo queda contenido en el canal, debido a la mayor altura de sus márgenes (secciones Fig. 1B). Las velocidades del flujo al momento del pico variaron entre 1,52 y 3,35 m/s según la sección transversal. Los valores de agradación del lecho durante el paso de la crecida fueron en general menores a 0,30 m, mientras que los de erosión alcanzaron los 0,60 m en algunos tramos. El análisis en detalle de secciones transversales muestra que, en general, en las curvas, tanto en los tramos de canal sinuoso como recto semiconfinado, durante el paso del pico se genera agradación en el lecho, y luego con el descenso progresivo del caudal, se produce la erosión en un sector del canal, mientras que en otros continúa la sedimentación (sección 3100.5*, Fig. 1D). Esto puede explicarse por la concentración del flujo al ir disminuyendo el caudal, con el consecuente incremento de la velocidad en dicho sector, mientras que en el resto del cauce la pérdida de velocidad continúa generando agradación. En los segmentos rectos dentro del tramo semiconfinado el modelo muestra erosión del lecho con el paso del pico y luego agradación progresiva hasta el final del periodo modelado, asociada a la pérdida de caudal (sección 6147.3*, Fig. 1D). Los resultados obtenidos de la modelación se contrastaron con valores de erosión-agradación de lecho generados en un ciclo hidrológico anual y en eventos de crecida, en particular, relevados en secciones de control representativas de los distintos tramos. Al respecto, debe destacarse que para crecidas de recurrencia de 3-5 años, las variaciones en la cota del lecho en general son inferiores a los 0,60-0,80 m, y se asocian a la relocalización de barras y/o del canal dentro del cauce. Además, las velocidades medidas (1,5-2,8 m/s) fueron del orden de las estimadas por el modelo para eventos de esta recurrencia. Los resultados de la modelación, respecto a la magnitud de los procesos de erosión/agradación y velocidad del flujo, como así también su variación espacial en el tramo analizado, se consideran aceptables en relación a los valores medidos. Por lo tanto, el modelo podría aplicarse a otros escenarios que impliquen cambios de caudales sólidos y/o líquidos, para predecir variaciones en el comportamiento morfodinámico del canal.

Figura 1. A) Ubicación del área de estudio. B) Geometría del cauce y secciones transversales en HEC-RAS. Altura de agua en la crecida extraordinaria en secciones representativas. C) Variación en la cota del lecho durante 3 años.

D) Detalle de cambios en el lecho durante la crecida extraordinaria en secciones representativas.

BibliografíaAndreazzini, M.J. y Degiovanni, S.B. 2011. Diseño de canal en el sector pedemontano del río Las Cañitas, Córdoba. Factores

de control, morfodinámica e implicancias ambientales. Actas XVIII Congreso Geológico Argentino (Eds. Leanza, Franchini, Impiccini, Pettinari, Sigismondi, Pons y Tunik): 1426-1427, Neuquén.

Corral, M.; Baldissone, M.; Farías, H.; Rodriguez, A. y López F. 2009. Balance sedimentológico simplificado para el río Cuarto, Córdoba. Actas Cuarto Simposio Regional sobre Hidráulica de Ríos. Salta. 13 p.

UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS ALUVIALES DEL PIEDEMONTE SUROCCIDENTAL DE LA SIERRA DE SAN LUIS. SAN LUIS,

ARGENTINA

Jael Aranda1, Guillermo Ojeda1 y Graciela M. Souvires1

Debido a la estructura pampeana de la sierra de San Luis, se reconoce una clara diferencia entre sus laderas oriental y occidental. La primera es suave y tendida y la segunda es corta y abrupta, lo que condiciona los procesos y la evolución geomorfológica de los piedemontes asociados. El piedemonte occidental presenta típicas geoformas fluvio-aluviales, tanto de tipo agradacional como erosivo, a las que se suman, hacia los sectores distales, morfologías aluvio-eólicas. Por otra parte, la estructuración local en bloques de la sierra (Costa 1992), la presencia de elementos aflorantes y subaflorantes del basamento en el ámbito pedemontano (González Díaz 1981, Costa et al. 2001) y las características diferenciales de las cuencas hidrográficas que alimentan el ámbito pedemontano (Aranda y Ojeda 2014), condicionan un desarrollo heterogéneo de las unidades que lo integran. Los estudios geomorfológicos existentes hasta la fecha en dicho sector son fundamentalmente de carácter regional (González Díaz 1981, Canalis 1993) o bien se han concentrado en el frente serrano y en el análisis de las estructuras cenozoicas (Costa 1992, Roccasalvo 1992, Riera 1997). Recientemente Aranda et al. (2011 y 2012), Aranda y Ojeda (2014), han abordado algunos aspectos estratigráficos, morfológicos y morfométricos en diferentes sectores del sector de estudio.

Este trabajo tiene por objetivo reconocer y caracterizar las unidades geomorfológicas de origen aluvial presentes entre los 32° 57’ y 33° 14’ S y los 66° 16’ y 66° 29’ O del piedemonte occidental de la sierra de San Luis; lo cual servirá como base de posteriores estudios que permitan avanzar en una propuesta integradora de la evolución morfogenética para la región.

La delimitación de las unidades fue realizada mediante digitalización en pantalla utilizando imágenes satelitales Landsat ETM, la plataforma del software Google Earth© e imágenes topográficas de sombreado artificial, derivadas del procesamiento de Modelos Digitales del Terreno SRTM de 90 m. de resolución y SRTM (Banda X) de 30 m, dentro del entorno de un Sistema de Información Geográfica.

Como resultado del estudio se reconocieron las siguientes unidades geomorfológicas: Abanicos Aluviales del 1° Nivel: son cuerpos adosados al knick de la sierra entre los 1044 y 900 m

s.n.m, elongados en dirección E-O con longitudes de 1,7 km en promedio y que no superan los 3,5 km (Fig. 1). Litológicamente son paraconglomerados gruesos, compuestos por bloques subredondeados de rocas graníticas de hasta 2,5 m en su eje mayor; la matriz es arenosa con menores cantidades de grava y en algunos casos limo. En los escasos afloramientos observados, no presentan estructura sedimentaria, sino que se observa un arreglo caótico de los bloques por lo que se los interpreta preliminarmente asociado a flujos de detritos depositados en las proximidades del área de aporte. Se los distingue en las imágenes por una textura rugosa gruesa, asociada a redes de drenaje fósiles que conservan en la mayoría de los casos sus diseños dicotómicos originales, con evidencias de captura de canal por erosión retrocedente en sus partes distales y una importante incisión de sus cauces. Hacia el oeste se reconocen remanentes, degradados y desconectados entre sí que sobresalen en la topografía suave del piedemonte medio-distal.

Abanicos Aluviales del 2° Nivel: se encuentran hacia el oeste desarrollando sistemas de abanicos telescópicos con los anteriores (Fig. 1). Están situados entre los 960 y 815 m s.n.m.; las unidades mayores poseen una longitud media de 6 km, elongados en dirección E-O. Fotogeológicamente se distinguen del 1° Nivel por presentar una textura más fina y las redes de drenaje conservan mejor el diseño dicotómico original debido a una menor profundización de los cauces por erosión retrocedente. Litológicamente la unidad está caracterizada por presentar facies tanto conglomerádicas como areniscosas; las primeras predominan hacia las zonas apicales, donde se reconocen ortoconglomerados gruesos con clastos subredondeados que varían entre 10 y 70 cm, internamente se encuentran ordenados en estratos lenticulares intercalados con bancos

1 - Universidad Nacional de San Luis. Ejército de Los Andes 950, Bloque II, planta baja. Argentina. E-mail: jael.aranda@gmail.com.

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lenticulares y tabulares de arenas gruesas y en menor medida ortoconglomerados finos subangulosos, ambos con estratificación plano-paralela. En las zonas medio-distales se reconoce una secuencia de dos paquetes sedimentarios separados por un nivel entoscado de hasta 40 cm de espesor. Cada paquete comienza en la base con estratos lenticulares de ortoconglomerados gruesos con clastos subredondeados de hasta 50 cm y matriz arenosa gruesa a gravosa; hacia el techo predominan las facies arenosas y conglomerádicas finas; las arenas son gruesas y las gravas alcanzan hasta 5 cm, presentan estratificación plano-paralela. En todos los casos el área fuente es predominantemente granítica. Se interpretan asociados a flujos más fluidos luego de una incisión de los cauces en el 1º Nivel, con al menos dos etapas de reactivación del sistema. Si bien, tanto litológica como estratigráficamente los cuerpos presentes a lo largo del piedemonte comparten características similares, en cuanto a sus rasgos morfológicos y morfométricos difieren en función del sector de la ladera y dominio morfotectónico al que se encuentren asociados (Aranda y Ojeda 2014).

Planicie aluvial indiferenciada: se extiende hacia el oeste entre los 1200 y 570 m s.n.m. Sus rasgos morfológicos son poco destacados lo que impide el reconocimiento de límites entre cuerpos individuales. Está constituida por paraconglomerados con clastos de gravas entre 1 y 10 cm, subangulosos, distribuidos caóticamente; la matriz es limo-arenosa con un 32% de limo y 30% de arena. Se asocia a flujos densos depositados en sectores medios a distales del piedemonte. Esta superficie se encuentra incidida por cauces efímeros, cortos, rectos e intermitentes, que al perder confinamiento terminan en algunos casos en derrames lobulados.

Figura 1. Mapa de Unidades Geomorfológicas.

BibliografíaAranda, J. y Ojeda, G. 2014. Análisis morfométrico de las cuencas hídricas de la ladera occidental de las sierras de San Luis,

Argentina. XIX Congreso Geológico Argentino. Actas: 13-24. Costa, C. 1992. Geotectónica del sur de la sierra de San Luis. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de San Luis (inédita),

390 p., San Luis.González Díaz, E. F. 1981. Geomorfología. En: Yrigoyen, M. (ed.) Geología y Recursos Naturales de la Provincia de San

Luis. Relatorio 8° Congreso Geológico Argentino: 193-236.

EROSIÓN HÍDRICA Y DEGRADACIÓN DE TIERRAS EN EL PARQUE PROVINCIAL COPAHUE, NEUQUÉN. PROPUESTA DE

REMEDIACIÓN AMBIENTAL

Luis Alberto Bertani1

La intervención humana en sectores con pendientes sin una planificación adecuada puede llegar a producir consecuencias irreversibles para el ambiente. En un paisaje donde sus componentes se hallan en equilibrio, a partir de la intervención del hombre puede verse alterado dicho equilibrio y como consecuencia de esto, alterar la totalidad de la funcionalidad del sistema.

Los geosistemas son estables cuando son capaces de absorber el impulso exterior, que se trasmite de un elemento a otro a través de las relaciones reversibles (entre los elementos del geosistema). Cuando estas relaciones dejan de funcionar, el geosistema o paisaje deja de funcionar y tiende a descomponerse pasando a un nuevo estado de equilibrio termodinámico que se conoce con el nombre de estado crítico. Es aquí cuando el paisaje ha perdido su estado homeoestático (estado de equilibrio dinámico del sistema) y se puede hablar de su degradación ya que se ha producido un desequilibrio como consecuencia de la falta de retroalimentación del sistema.

Dada la realidad planteada en el Parque Provincial Copahue puede considerarse que las perturbaciones (naturales o antrópicas) han sido de tal magnitud que generaron un cambio en la estructura del sistema, que excede la capacidad del mismo para su autorregulación y regeneración. Así, estas nuevas condiciones impiden el cumplimiento de determinadas funciones y comprometen su potencial.

Ante esta situación se ha propuesto realizar una intervención en el paisaje mediante la construcción de azudes con el propósito de revertir el proceso de degradación desencadenado en un sector con fuertes pendientes donde se localiza un bosque abierto de Araucarias Araucanas.

La alteración del balance entre los ingresos y las salidas de energía, materia e información de los paisajes, han traído como consecuencia la transición de un estado homeostático a otro inestable e inclusive crítico. En este lugar las perturbaciones (naturales o antrópicas) han sido de tal magnitud que han generado un cambio en la estructura del sistema que excede la capacidad del mismo para su autorregulación y regeneración. Así, estas nuevas condiciones impiden el cumplimiento de determinadas funciones socioeconómicas y comprometen su potencial.

El Parque Provincial Copahue se localiza en el centro oeste de la Provincia de Neuquén, siendo Caviahue su principal centro de servicios. El área corresponde a una antigua caldera vulcano tectónica originada durante el Plioceno que generó una depresión en la que se hallan Caviahue y el lago homónimo. Este ambiente posee una morfología de origen volcánico, posteriormente modelada por la glaciación cuaternaria. El rasgo sobresaliente de este paisaje es el volcán Copahue (2.953 m) que constituye la altura máxima del área y que aun alberga importantes cuerpos de hielo.

Junto a las manifestaciones termales, el Parque protege la población de especies tales como Araucaria araucana que se desarrolla en suelos formados a partir de cenizas volcánicas holocenas. El sitio seleccionado para realizar las tareas de remediación ocupa el sector inferior de la ladera oriental del volcán Copahue, en un relieve escarpado, con importantes resaltos de roca volcánica que originan varias cascadas en el cauce del río Agrio, configurando un importante atractivo natural. Entre las evidencias del glaciarismo cuaternario se han reconocido rasgos de erosión (estrías) y depósitos de till de fondo.

Este sitio sufrió el impacto del tránsito de pobladores y visitantes, siendo además vía de acceso al paso internacional Pucon Mahuida y otros parajes. El inadecuado trazado de caminos en favor de la pendiente y el intenso pisoteo del ganado, contribuyeron a la pérdida de cobertura de vegetación herbácea y arbustiva. Esto generó las condiciones para que se originen procesos de erosión y pérdida de suelo, que posteriormente desencadenaron un intenso carcavamiento. La dinámica se potencia como resultado de las precipitaciones

1 - Departamento de Geografía, Facultad de Humanidades, Universidad Nacional del Comahue, Argentina. E-mail: Bertani8300@gmail.com

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(unos 2000 mm./año) y a partir de la fusión nívea en primavera. Esta problemática afectó a los ejemplares de Araucaria, muchos de los cuales se encuentran caídos o “en pedestal”, con sus raíces expuestas, situación que alerta sobre el futuro de esta especie que constituye un símbolo distintivo del Parque. El proyecto tiene como objetivo controlar y revertir los procesos erosivos desarrollados a partir de la aplicación de la construcción de azudes para reducir la energía hídrica, lo que propicia la progresiva sedimentación en el fondo del cauce.

La cuenca donde se interviene tiene una superficie de unas 22 Has. y al presente ya se han construido 41 pequeños azudes de distintas dimensiones aunque por lo general no superan el metro de altura, dependiendo esto de la disponibilidad de materiales y las particularidades que se presenta en cada caso. En su construcción participaron alumnos de la carrera de Geografía, Ingeniería y Turismo de la Universidad Nacional del Comahue, quienes luego tuvieron la oportunidad de hacer la difusión de la experiencia en escuelas de Caviahue y de otras localidades de la Provincia de Neuquén.

Durante la última campaña de verano se efectuaron las primeras mediciones en los distintos azudes, obteniéndose valores de hasta 1,10 m de acumulación, por encima de la tasa esperada para un año hídrico. El trabajo tiene características de investigación aplicada, aunque su objetivo final es monitorear la respuesta de este ambiente ante esta intervención a fin de extender su aplicación a otras áreas con procesos similares.

CARACTERIZACIÓN GENERAL DE LA RED DE DRENAJE DEL MACIZO DE CHADILEUVÚ, PROVINCIA DE LA PAMPA

Pedro Di Liscia1, Marcelo Zárate2 y Adriana Mehl2

El Macizo de Chadileuvú (65° S; 38° O; sector centro-sur de la provincia de La Pampa), también conocido como “Bloque de Las Mahuidas” (Ramos 1999), es una unidad morfoestructural constituida por un basamento de rocas metamórficas de edad precámbrica-paleozoica intrusadas por el magmatismo gondwánico del Grupo Choiyoi (Ramos 1999, Tickyj et al. 2002). El Macizo está delimitado hacia el sureste y oeste por las cuencas tectónicas sedimentarias del Colorado y Neuquina, respectivamente, y por el bloque de La Pampa Central al nor-noreste. El régimen de precipitaciones anuales varía entre 500 y 300 mm/año. Fue considerado por Stappenbeck (1913) y por Linares et al. (1980) como la extensión más austral de las Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luis, e incluido por Criado Roqué e Ibáñez (1979) en la “provincia geológica Sanrafaelino-Pampeana”. En la actualidad se lo reconoce como una provincia geológica independiente (Ramos 1999). En las áreas marginales del Macizo afloran rocas sedimentarias, que incluyen depósitos pérmicos continentales en el oeste (Fm. Carapacha) y depósitos cretácicos continentales (Fm. Colorado) hacia el extremo este del mismo; estos últimos fueron incluídos por Casadío et al. (1999) en la Cuenca del Colorado, y considerados por Zárate y Folguera (2014) como acumulados en el ámbito del Macizo. Un manto eólico cuaternario delgado cubre el registro precámbrico-mesozoico.

El paisaje peneplanizado del Macizo de Chadileuvú (Ramos 1999, Zárate y Folguera 2014) presenta una red de drenaje conspicua que hasta el momento no ha sido analizada. El objetivo de la presente contribución, enmarcada en un proyecto de investigación para estudiantes de la UNLPam, es dar a conocer los primeros resultados obtenidos tendientes a caracterizar el paisaje y la red de drenaje del Macizo desde el punto de vista morfométrico general, a fin de proveer las bases para realizar inferencias sobre su historia geológica. Para el análisis de la red de drenaje y del paisaje en general se utilizaron cartas topográficas del IGN, mapas geológicos de SEGEMAR, fotografías aéreas, imágenes satelitales y modelos de elevación digital del terreno, así como softwares para procesar los datos obtenidos.

El relieve relativo promedio del Macizo es de aproximadamente 200 m con alturas máximas que llegan a los 500 m s.n.m. en el área de las Sierras de Lihuel Calel y mínimas cercanas a los 130 m s.n.m. en la zona este, unos 50 km hacia el norte de la localidad de Cuchillo-Có (Fig. 1). Las pendientes de la zona son suaves, con gradientes que varían entre 0,2% y 0,7%.

La red de drenaje del Macizo está integrada por sistemas de cursos efímeros. A escala regional, se identifica una divisoria de aguas cuya altura máxima es de 350 m s.n.m. en el sector central del Macizo con cotas superiores a 300 m s.n.m. hacia el norte; hacia el suroeste y sureste la altura disminuye hasta 250 m s.n.m. (Fig. 1). Esta divisoria de aguas exhibe en planta un diseño de tipo radial, con 4 segmentos principales, 3 de los cuales divergen a partir de un punto (38° 14´ S y longitud 64° 57´ O) que determinan la existencia de tres cuencas hídricas principales, hacia el sur, oeste y este respectivamente (Fig. 1). En escala de análisis de mayor detalle estas tres incluyen cuencas internas menores, la mayoría de ellas cerradas y de dimensiones variables. Por otro lado, si bien a escala regional las redes parecen exorreicas con salidas hacia el oeste, sur y este, en detalle los sistemas de drenaje son cerrados y se dirigen hacia un punto de mínima cota ubicado en posiciones marginales en cada caso. En cambio, los sectores marginales del oeste, suroeste y este exhiben un drenaje exorreico, con escurrimiento hacia los ríos Chadileuvú-Curacó y hacia la cuenca del río Colorado respectivamente (Fig. 1). Los cursos presentan en general dos direcciones preferenciales de escurrimiento, perpendiculares entre sí (SE-NO y SO-NE).

En función del análisis realizado gran parte del sector central del macizo de Chadileuvú se caracteriza por la existencia de redes de drenaje endorreicas, que pueden ser agrupadas en tres cuencas hídricas principales. Las direcciones preferenciales de drenaje responderían a controles estructurales del sustrato, ya

1 - Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa, La Pampa. Argentina. E-mail: pedro.diliscia@hotmail.com2 - INCITAP (CONICET - UNLPAM). La Pampa.

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que sus orientaciones coinciden aproximadamente con las mencionados por Tomezzoli et al. (2003). Aún no se ha obtenido información que permita interpretar la posición marginal de los puntos de menor cota de las redes endorreicas principales.

Figura 1. Modelo de elevación digital del terreno del Macizo Chadileuvú. Se indican las divisorias de aguas más importantes (línea de puntos delgada), lineamientos (línea punteada gruesa) y puntos de mínima cota de las cuencas

(puntos blancos).

BibliografíaCasadío, S.; Manera, T.; Parras, A.; Montalvo, C. y Cornachione, G. 1999. Primer registro en superficie de sedimentitas

continentales del Cretácico superior en la cuenca del Colorado, sureste de La Pampa. Revista de la Asociación Geológica Argentina 55(1-2): 128-133.

Criado Roqué, P. y Ibáñez, G. 1979. Provincia Geológica Sanrafaelino-Pampeana. En: Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias Córdoba, 1: 837-869.

Linares, E.; Llambías, E. y Latorre, E. 1980. Geología de la Provincia de La Pampa, República Argentina y Geocronología de sus rocas Metamórficas y Eruptivas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 35 (1): 87-146.

Ramos, V.A. 1999a. Las provincias geológicas del territorio argentino. En: Caminos, R., (Ed.), Geología Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales - SEGEMAR, Anales 29 (3): 41-96. Buenos Aires.

Stappenbeck, R. 1913. Investigaciones hidrogeológicas de los Valles Chaleó y Quehué y sus alrededores (Gob. De La Pampa). Direc. Gral. Minas, Geol. Hidrología, Bol. 4, Serie B (Geología): 1-55, Buenos Aires.

Tickyj, H.; Llambías, E.J y Melchor, R.N. 2002. Ordovician rocks from La Pampa Province, Argentina. En: Aceñolaza, F.G. (ed.), Aspects of the Ordovician System in Argentina, Instituto Superior de Correlación Geológica, Serie Correlación Geológica 16: 257-266, Tucumán.

Tomezzoli, R.N.; MacDonald, W.D. y Tickyj, H. 2003. Composite magnetic fabrics and S±C structure in granitic gneiss of Cerro de los Viejos, La Pampa province, Argentina. Journal of Structural Geology, 25: 159-169.

Vogt, H.; Vogt, T., Calmels, A.P. 2009. Influence of the post-Miocene tectonic activity on the geomorphology between Andes and Pampa Deprimida in the area of Provincia de La Pampa, Argentina. Geomorphology, 121: 152-166.

Zárate, M. y Folguera, A. 2014. Planation Surface of Central Western Argentina. En: Rabassa, J. y Ollier, C. (ed.), Gondwana Landscapes in southern South América, Springer: 365-392, New York.

EVIDENCIAS DE UNA ANTIGUA RED DE DRENAJE EN EL SUBSUELO DE LA CIUDAD DE TANDIL (PROVINCIA DE BUENOS AIRES)

Rodolfo Osvaldo Gentile1

En la ciudad de Tandil (37° 19´ S, 59° 08´ O) se registran evidencias de una antigua red de drenaje en distintos sectores del subsuelo del área urbana y suburbana. Como consecuencia de las labores extractivas debido a la explotación de los depósitos fluviales que la integran, durante partes de la segunda mitad del siglo 19 y primera mitad del siglo 20 se generó un conjunto de galerías subterráneas conocidas localmente como “minas de arena” (Gentile y Villalba 2008). La identificación de estas galerías a través de daños por subsidencias en obras ubicadas sobre ellas, informes técnicos, trabajos previos, notas periodísticas y observaciones directas, permitió ubicar por extensión parte de los depósitos fluviales integrantes de la antigua red de drenaje (Fig. 1).

En el ámbito de la ciudad de Tandil, los arroyos del Fuerte y Blanco, actualmente entubados en gran parte de su trayecto, fluyen con dirección norte y se unen a unos 3 km al norte de la Plaza Independencia ubicada en el sector céntrico de la ciudad, para generar el Arroyo Langueyú que presenta una dirección similar. Las evidencias de la paleored fueron identificadas en un sector localizado en la margen izquierda y en dos de la margen derecha del arroyo citado en primer término. En el Arroyo Blanco se reconocieron en un sector de la margen derecha y en dos de la misma margen del Arroyo Langueyú. Dichos sectores se ubican entre alrededor de 100-150 m a algo más de 1 km del eje de los valles de los cursos referidos (Fig. 1). Debido a la imposibilidad de acceder a gran parte de las galerías subterráneas, la paleored se representa discontinuamente a lo largo de unos 4,5 km, desde las cercanías del frente serrano ubicado a 1 km al oeste de la Avenida J. D. Perón hacia las partes distales bajas en el extremo norte. A unos 1,8 km al norte de las evidencias más septentrionales dentro de los límites de la figura referida fueron reconocidas bocas de acceso a galerías subterráneas extendiendo de esta manera el desarrollo de la paleored, más allá del representado en la Fig. 1. Depósitos fluviales similares, se reconocieron hacia el interior del cuerpo serrano fuera del área representada en la figura adjunta.

Los depósitos de la antigua red, cuya dirección general coincide con la pendiente regional actual hacia el norte, contrastan marcadamente con los sub y suprayacentes. En el sector ubicado al norte del Hipódromo, se desarrollan en discordancia erosiva sobre limos/limolitas, castañas, homogéneas y son cubiertos por limos castaños loéssicos con tonos blanquecinos y CO3Ca en la masa, los que culminan en una duricostra calcárea. Dichas secuencias, integrantes de la sedimentación pampeana del área, subyacen a arenas limosas/limos arenosos eólicos, castaños de la Formación Las Animas del Pleistoceno superior-Holoceno (Rabassa 1973). En sectores donde se pudo acceder a las galerías subterráneas se observó que la parte superior de los depósitos fluviales se ubica en general a unos 3,5– 4 m por debajo de la superficie y los espesores de los mismos son en general menores a 1,6 m, diferenciándose en tramos anchos de unos 25 m y, en forma discontinua, mayores a los 100 m.

La paleored tiene predominio de componentes del basamento cristalino del área constituido por metamorfitas, migmatitas y granitoides. La mineralogía de las muestras analizadas está representada por: cuarzo, mono y policristalino, feldespatos, con plagioclasa predominando en el promedio sobre feldespato potásico, litoclastos, alteritas y, en menor proporción, vidrio volcánico, además de minerales accesorios: zircón, anfíbol, piroxeno, minerales opacos, mica y calcita secundaria.

La granometría de cinco muestras analizadas se integra por arenas gravosas y gravas arenosas, con evidencias de escaso transporte. Las arenas gravosas promedian 75,6% de arena, 21,7% de materiales psefíticos y 2,7% de limo más arcilla. La arena gruesa es dominante promediando un 28,7% y la fracción arena muy gruesa promedia 25,16%. Las gravas arenosas presentaron un promedio de 61,8% de arena, 36,55% de psefitas y 1,65% de limo más arcilla. En éstas, la fracción dominante recae en arena muy gruesa, con un promedio de 33,7%, mientras que la fracción sábulo está representada por 24,75%. En algunas

1 - Cátedra de Geomorfología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo (Universidad Nacional de La Plata). Argentina. E-mail: rodolfo@way.com.ar

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localidades son muy comunes clastos de basamento cristalino de unos 5-15 cm de eje mayor. Los depósitos son inmaduros desde el punto de vista composicional, inmaduros a submaduros texturalmente y con pobre a moderada selección. En el sector al norte del Hipódromo se desarrolla estratificación cruzada tabular planar inclinando en la dirección de la pendiente regional, estratificación muy fina, en artesa y ocasionalmente capas de unos 20 cm de espesor de limos – arenas finas laminadas a finamente estratificadas intercaladas entre depósitos de arenas más gruesas y gravas.

La procedencia de los materiales fluviales es mayoritariamente local y la granometría difiere marcadamente de la correspondiente a unidades fluviales más jóvenes en el área, como lo son la Formación Tandileofú y Aluvio Reciente (Rabassa 1973), indicando para los primeros corrientes más energéticas. A partir de gráficos de distribución granométrica se estimó que el porcentaje mayoritario de la carga fue movilizado como carga de lecho, correspondiéndose con canales de carga de fondo. Los ríos que transportan primariamente arena y grava de esta manera desarrollan canales aluviales anchos y poco profundos, frecuentemente “braided”; este patrón que se correspondería (al menos en gran parte, como consecuencia de las dificultades para acceder a las galerías subterráneas), con los canales de la paleored, indica que se han producido cambios significativos en la morfología y dinámica fluvial de la zona.

En el área se desarrollan mantos de meteorización en el basamento cristalino y condiciones apropiadas para su formación fueron características del Cretácico y Paleoceno (Demoulin et al. 2005). Estos, suelen mostrar rocas nucleares y otras veces, parte de los componentes se presentan como grus, evidenciando una meteorización más intensa que le otorga propiedades físicas contrastantes (mayor erodabilidad) con respecto a aquellas de las rocas de las cuales derivan. La observación en distintos sectores de dichos mantos, permite inferir que una parte importante ha sido erosionada, pudiendo de esta manera, los componentes clásticos de la paleored, proceder en gran parte de aquellos mantos. Esto es además compatible con la edad Cretácico - Paleoceno estimada para el desarrollo de los mismos y la de los depósitos fluviales, de edad Cenozoico superior, desarrollados previamente a la sedimentación de la Formación Las Ánimas.

Las divisorias de la antigua red habrían estado ubicadas en la zona serrana, principalmente sobre el basamento cristalino y las cabeceras se ubicarían en posiciones no muy alejadas de las correspondientes a las actuales cuencas de los arroyos del Fuerte y Blanco. Esta última estimación surge como consecuencia de la mayor resistencia a la erosión de las rocas del basamento cristalino, la que habría minimizado el desplazamiento de las divisorias en cabeceras, indicando además, una fuente de aporte cercana para los clastos de basamento cristalino que la integran. Al respecto, la distancia entre las evidencias más alejadas de la paleored en el extremo norte, del sector de cabeceras de las cuencas actuales referidas, sobre el basamento cristalino en el sur, es de unos 12 km. En parte del área, la carencia de afloramientos no permite observar la continuidad de muchos de los depósitos integrantes de las secuencias que se desarrollan y, por consiguiente la expresión morfológica de los cuerpos que los contienen. En este caso particular, las actividades mineras permitieron reconocer una antigua red de drenaje la que aporta conocimientos a las características paleogeomorfológicas del área.

BibliografíaDemoulin, A., Zárate, M. y Rabassa, J. 2005. Long-term landscape development: a perspective from the southern Buenos

Aires ranges of east central Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 19: 193-204.Gentile, R.O. y Villalba, H.A. 2008. Antiguas “minas de arena” y daños en obras (Tandil, Provincia de Buenos Aires). Revista

de Geología Aplicada a la Ingeniería y al Ambiente, 22: 13-30. Rabassa, J. 1973. Geología superficial en la Hoja “Sierras de Tandil”. LEMIT, Anales, 3: 115-160.

Figura 1. Ubicación del área.

BASES PARA UNA CLASIFICACIÓN DE LOS BANCOS DE ARENA DEL RÍO PARANÁ EN SU TRAMO MEDIO

María Soledad Pereira1, Edgardo M. Latrubesse2 y Carlos G. Ramonell1,3

Los bancos o barras de arena y las islas son las geoformas fundamentales de los sistemas fluviales de cauce múltiple (“anabranching”) más grandes de la Tierra. El río Paraná, con un caudal medio de 17100 m3/s, comparte con los de esa categoría tal patrón, bajas pendientes (cm/km), sedimento de fondo en el rango de arenas, e islas y bancos como geoformas notorias (Latrubesse 2008). El tramo medio de este río entre la confluencia con el río Paraguay (27º 17’ S) y las inmediaciones de Rosario (32º 57’ S) se caracteriza por una morfología de tramos estrechos cortos de canal único y otros ensanchados, multicanales, de mayor longitud, donde los corrimientos de márgenes varían entre la decena y la centena de metros/año, como promedios. Si bien las islas determinan la clasificación del patrón de cauce múltiple, los bancos arenosos son componentes importantes ya que juegan un papel esencial en la formación de aquellas.

Los bancos de cauce del Paraná son geoformas de relieve positivo en el lecho del río, que pueden estar permanentemente sumergidos o emerger sólo en aguas bajas a medias; están formados por material arenoso transportado en gran parte como carga de fondo. Estas formas tienen estabilidad espacial y morfológica variable (algunos años a decenas de años) y carecen de vegetación, lo cual es significativo ya que uno de los procesos de formación de islas se debe a la acción colonizadora de la vegetación que estabiliza al banco, incrementa la rugosidad al flujo sobre él y facilita la depositación de arenas en suspensión más el atrape de limos y arcillas (carga de lavado) sobre su superficie, que deviene en isla por el desarrollo de vegetación permanente. En el río Paraná Medio los estudios vinculados a bancos e islas son escasos (e.g., Orfeo 1996, Pereira et al. 2010, Reesink et al. 2014, Sobrero et al. 2014).

Nuestro análisis de los bancos del río Paraná se basó en la determinación del área emergida, frecuencia de geoformas, forma en planta, evolución temporal-espacial a escala de décadas y relación con otros bancos, islas, thalweg y su posición respecto de las márgenes del río. Para ello se emplearon batimetrías de diversa escala de los últimos cien años e imágenes satelitales (CBERS 2B, SPOT, Landsat 5 TM, entre otras, del lapso 1977 - 2009) cubriendo los 800 km de longitud del cauce en el tramo. También se los caracterizó en el campo mediante estudios geomorfológicos, sedimentológicos de perfiles y en perforaciones someras, y relevamientos hidráulico-batimétricos con ADCP y ecosonda. Esto permitió analizar los procesos generadores de los bancos y crear un sistema de clasificación teniendo en cuenta génesis, evolución, ubicación y vinculación con las islas y márgenes del cauce. Las propiedades sedimentológicas no fueron consideradas para ello debido a la uniformidad de litofacies en bancos de diverso tamaño y geometría.

En el primer nivel de clasificación de los bancos del Paraná se identifican dos categorías: (a) bancos que se hallan sumergidos para cualquier nivel hidrométrico del río, i.e., bancos sumergidos y (b) bancos emergidos (Fig. 1). El segundo nivel de clasificación de los bancos sumergidos considera si las geoformas son individuales o aparecen en grupos (bancos unitarios o múltiples, respectivamente); los primeros poseen formas linguoides, como rasgo distintivo. Los bancos sumergidos tienen longitudes mayores a 1000 m y alturas sobre el lecho de 6-7 m; sus tasas de avance varían desde 65 m/año a 210 m/año, o sea, menos del 5% de la velocidad de las grandes dunas del río, que es del orden de algunos metros/día.

Los bancos emergidos pueden diferenciarse de acuerdo al rol que tienen en el desarrollo de las islas de cauce. Así pueden separarse los asociados a ellas (bancos vinculados a las islas del cauce) de los que no lo están (bancos desvinculados de las islas). Los primeros participan del crecimiento y unión entre islas, promoviendo la extensión de brazos secundarios, y pueden distinguirse según la ubicación y crecimiento respecto a la isla (bancos de acreción aguas arriba, acreción en flancos y acreción aguas abajo).

Entre los bancos emergidos desvinculados de las islas pueden reconocerse los bancos libres, originados

1 - Univ. Nac. del Litoral, Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas (FICH), Santa Fe, Argentina. E-mail: nacionsol@yahoo.com.ar2 - University of Texas at Austin, Department of Geography and the Environment, USA3 - Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET), Argentina

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de manera independiente en el cauce, y los bancos asociados a las márgenes que estan adheridos a ellas. Los primeros pueden ser: bancos centrales permanentes y bancos centrales efímeros. Esta diferenciación se vincula a la estabilidad de los primeros, que evolucionan a islas de cauce y promueven una modificación de la morfología del río, siendo importantes en la generación del patrón de cauce múltiple. También pueden aparecer de manera individual (bancos unitarios) o en grupo (bancos múltiples). En cuanto a su génesis, en general se forman por una expansión de una onda del thalweg, que al aumentar la amplitud va dejando tras de sí una plataforma de sedimentación sobre la cual aparecen este tipo de bancos.

Los bancos centrales efímeros se generan por la emergencia de partes de bancos sumergidos (Pereira et al. 2010); tienen las dimensiones más pequeñas entre los bancos del Paraná, son muy variables morfológicamente y en relación a su posición en el cauce, y raramente evolucionan a islas.

Finalmente se reconocen los bancos asociados a las márgenes del río, que aparecen en sectores diversos del cauce, e.g., en la concavidad de curvas u ondas del cauce, o en estrechamientos en zonas de confluencia de brazos, o cegando brazos y adosando islas del cauce a la planicie aluvial. Se corresponden con los descriptos en la literatura como bancos laterales, de punta, alternados, diagonales y marginales.

En suma, de acuerdo al caracter emergido o no de los bancos, su relación con islas preexistentes y el rol en sus orígenes, la ubicación en el cauce y el grado de modificación morfológica, pueden identificarse 9 tipos de bancos en el cauce principal del río Paraná (Fig. 1, a y b). Varios de estos tipos son semejantes morfológicamente a los descriptos en la abundante literatura internacional por diferentes autores, en la que no abundan normalmente datos de campo sobre sus evoluciones a mediano plazo. Justamente, la clasificación que se presenta no pretende sumar nuevos términos descriptivos, sino contribuir a la identificación de los bancos con fines predictivos, debido a que aquí se ha considerado la evolución temporal-espacial de los bancos, junto a la morfodinámica del cauce, a escala decadal (más de 30 años).

Figura 1. a: diagrama de clasificación; b: ejemplos de los bancos del Río Paraná Medio.

BibliografíaLatrubesse, E. 2008. Patterns of anabranching channels: the ultimate end-member adjustment of mega rivers. Geomorphology,

101: 130-145.Orfeo, O. 1996. Criterios para la clasificación de barras en grandes ríos entrelazados de llanura subtropical. VI Reunión

Argentina de Sedimentología. Actas: 231-236. Bahía Blanca.Pereira, M.S., Ramonell, C.G., Latrubesse, E.M. y Szupiany, R.N. 2010. Análisis de bancos sumergidos del Río Paraná

Medio a través de imágenes satelitales. XXIV Congreso Latinoamericano de Hidráulica, Actas: 8 pp. Punta del Este.Reesinck, A., Ashworth, P., Sambrook Smith, G., Best, J., Parsons, D., Amsler, M., Hardy R., Lane, S., Nicholas, A., Orfeo,

O., Sandbach, S.D., Simpson, C. y Szupiany, R.N. 2014. Scales and causes of heterogeneity in bars in a large multi-channel river: Río Paraná, Argentina. Sedimentology, 61(4):1055-1085.

Sobrero, F., Ramonell, C.G. y Pereira, M.S. 2014. Cambios morfológicos del cauce principal del Río Paraná en Argentina, siglo XIX a la actualidad. Revista Aqua-LAC, 6 (1): 50-62.

GEOMORFOLOGÍA DEL ARROYO FELICIANO, NOROESTE DE ENTRE RÍOS

Carlos G. Ramonell1 y Ramiro Alberdi1

El Noreste argentino entre los ríos Paraná y Uruguay agrupa un conjunto deregiones disímiles en las que se encuentran las redes de cauces permanentes más densas del país. La geomorfología y morfodinámica de estos cursos es poco conocida en relación a otros de Argentina, y aquí se caracterizan las del arroyo Feliciano, el segundo en área de drenaje (8400 km2) y caudal de la provincia de Entre Ríos.

El Aº Feliciano posee un caudal medio, Qm, de 50 m3/s, un Qmáxmaximorum de ca. 2200 m3/s, y una relación Qmáx/mín igual a ese valor enla serie histórica, o mayor a 500, por lo común, cada año. Las crecidas durande 1 a 3 meses, en las que el nivel del agua varía entre 5 m y casi 10 m en buena parte del tramo mostrado en la Figura 1a, como consecuencia de estar entallado (o encajado) en el fondo plano de un valle que integra un nivel de terraza fluvial másuna planicie fluvio-lacustre holocena, que es inundada regularmente en la actualidad (Fig. 1b). Debido al encajamiento del cauce en esa planicie, las relaciones de geometría hidráulica evaluadas en un amplio rango de caudales (hasta ≈800 m3/s en Paso Medina, Fig. 1a) resultaron en exponentes para el ancho, la profundidad y la velocidad media de la corriente de 0,18, 0,30, y 0,52, con coeficientes de 31, 0,8 y 0,04, en cada caso.

El cauce del Aº Feliciano es principalmente meandriforme en su recorrido, con una sinuosidad tan variable por segmentos como la anchura de su planicie de inundación (Fig. 1c, Tabla 1), que está regulada en parte por la erodabilidad de las unidades sedimentarias en que fue modelada. Dentro de esa planicie y a un nivel inferior, el arroyo genera actualmente una zona de divagación (ZDC, Fig. 1b) de ancho irregular, mediante deriva lateral con tasas de corrimiento de 1 m/año o menos, en general, y hasta de 5 m/año localmente. Las rectificaciones de meandro (Fig. 1c) producidas por tangencia más que por desborde dado el carácter encajado del cauce, han hecho migrar su traza entre 30 m y 230 m en lo que va del siglo XXI.

Como resultado de los procesos de incisión vertical y deriva del cauce, y de la intensidad y magnitud de las crecidas, el arroyo forma albardones y derrames arenosos, más depósitos limo-arcillosos de tras-albardón hasta 7 u 8m por encima del nivel de estiaje, en la superficie de la planicie de inundación; a menor cota, en la ZDC, forma espiras de meandro y bancos laterales arenosos (con albardones en sus topes, Fig. 1b), que alcanzan los 5–6 m de altura sobre aquél nivel en la mayor parte del tramo de Figura 1a.

El encajamiento del cauce es central en la geomorfología y dinámica del Aº Feliciano, y aquí se vincula su origen a neotectónica, de la que hay evidencias indirectas en el patrón de drenaje (rectangular-angular a escala de la cuenca, y angular en las subcuencas), o por el ascenso de 0,05 mm/año inferido por Brunetto et al. (2012) a partir de la edad y génesis asumida para la Fm. Hernandarias. En este sentido la incisión del Aº Feliciano y su actual nivel de sedimentaciónen la ZDC, en relación a los depósitos holocenos de la planicie de inundación (Fm. La Picada) constituyen una prueba más concreta de la tectónica del área, indicando una tasa de levantamiento mayor en un orden de magnitud que la deducida por aquellos autores.

1 - Facultad de Ingeniería y Ciencias Hídricas, Univ. Nacional del Litoral, Santa Fe, Argentina. E:mail: cgramonell@yahoo.com.ar

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Tabla 1. Patrón y sinuosidad del cauce, y anchos de la planicie de inundación por tramos y subtramos (v. en Fig. 1c).

Tramo Subtramo Patrón de cauce SinuosidadAncho de planicie (km)

Mín. Máx. Medio

A° Puerto - A° Banderas

A° Puerto - A° sin nombre Meandriforme irregular 1,90 1,26 2,13 1,92

A° sin nombre - A° Estacas Este

Meandriforme de alta sinuosidad y baja amplitud 2,46 1,53 2,22 2,12

A° Estacas Este - A° Banderas Meandriforme de alta sinuosidad y alta amplitud 2,60 1,45 1,98 1,85

A° Banderas - A° Estacas Meandriforme tortuoso 1,79 1,09 2,11 1,54

A° Estacas - A° Grande

A° Estacas - A°D.Gonzalo Recto con meandros 1,38 0,62 1,81 1,32

A° D. Gonzalo - A° Grande Meandriforme irregular 1,50 1,02 2,08 1,66

A° Grande - Desembocadura Meandriforme de alta amplitud 1,49 1,16 3,60 2,13

Figura 1.a) Mapa geomorfológico de la cuenca fluvial del Arroyo Feliciano.b) Perfil esquemático de la Faja Aluvial indicando los niveles de escurrimiento y sedimentación asociados a la dinámica del cauce (depósitos actuales en

relación de contacto lateral con los sedimentos –limo-arcillosos de ambiente fluvio-lacustre, principalmente– de la Fm. La Picada) y de inundación (depósitos actuales en contacto vertical sobre los de la Fm. La Picada); debajo dela Fm. Hernandarias (arcillas montmorilloníticas) yacen horizontales las formaciones Alvear (tosca y limos calcáreos) e Ituzaingó (arenas cuarzosas) (Iriondo et al. 1985, Tujchneider y Filí 1988), que también forman los laterales del

valle (o el cauce) en el suroeste de la cuenca. c) Segmentación por tramos de la planicie de inundación y traza del A° Feliciano en el año 2013.

BibliografíaBrunetto, E., Ferrero, B., Marino, J., Tentor, F., Sturtz, M.,Zamboni, L., y Casenave, L. 2012. Evolución geológica del

Pleistoceno del centro de Entre Ríos. V Congr. Arg. de Cuat.y Geomorfología, Acta Resúm.:132-3. Río Cuarto.Iriondo, M., Tardivo, R., y Ceruti, C. 1985. Geomorfología y Cuaternario del tramo inferior del Arroyo Feliciano. Rev. de la

Asoc. de Cs. Nat. del Litoral, 16 (2):149-156.Tujchneider, O., y M. Filí. 1988. Hidrogeología de la cuenca del arroyo Feliciano, provincia de Entre Ríos. Rev. Asoc. Geol.

Arg., 43, 2:163-174.

ASPECTOS MORFOLÓGICOS DEL CAUCE PRINCIPAL DEL ARROYO SAN BERNARDO, SISTEMA DE VENTANIA, ARGENTINA

Antonela Volonté1, Verónica Gil2 y Alicia M. Campo2

La forma en planta de los cauces en un río es función principalmente del régimen fluvial y de la carga sedimentaria a lo largo del tiempo. De esta manera, según la geometría que adopte el cauce, es posible definir tipologías que son la base para estudios morfodinámicos y sedimentológicos (King 1984; Charlton 2008). Existe en la literatura numerosas clasificaciones que consideran diferentes características siendo una de las más utilizadas la de Rust (1978). Esta tipología se basa en el índice de sinuosidad y la división de los canales del cauce principal o del tramo considerado. Así los ríos pueden ser rectos, sinuosos, meandriformes, entrelazados (braided) o anastomosados (Leopold et al. 1964; Morisawa 1985).

La subcuenca del arroyo San Bernardo (83 km2) es una de las tributarias más importantes de la cuenca del río Sauce Grande. Esta nace en las laderas centro-orientales del Sistema de Ventania al SO de la provincia de Buenos Aires. Se distinguen principalmente dos sectores diferentes dentro de la cuenca: las sierras compuestas por rocas metamórficas intensamente plegadas y el valle donde predominan los depósitos aluviales cuaternarios. La red de drenaje posee un diseño subdendrítico y una dinámica torrencial frente a precipitaciones intensas. El cauce principal es el que concentra el caudal de estas precipitaciones y en él se generan las mayores modificaciones morfo-sedimentarias. Su forma puede ser estudiada y clasificada permitiendo conocer mejor su relación con las variables de control.

Morfológicamente se identifican a lo largo de los 22 km del cauce principal distintos tramos: en la cuenca alta el canal se encuentra controlado por la estructura de las sierras mientras que en la cuenca media y baja se generan trazados de tipo entrelazado y meandriformes. El objetivo de este trabajo es identificar la forma en planta del cauce principal del arroyo San Bernardo y caracterizar los meandros en su parte media y baja a partir de los parámetros de forma y escala.

Se utilizó la cartografía topográfica oficial a escala 1:50.000 del Instituto Geográfico Militar (actual Instituto Geográfico Nacional) y fotos aéreas del año 1981 a escala 1:20.000 para la delimitación del área de estudio, el curso principal de la cuenca y la identificación de la forma del canal y los meandros. Para la medición de los parámetros de escala (longitud de arco) y forma (longitud de onda, amplitud, sinuosidad) que caracteriza a cada uno de los meandros se utilizó el mosaico de imágenes satelitales obtenidas de Google Earth®.

El índice de sinuosidad para el curso principal es de 1,6 por lo cual según Leopold et al. (1964) y Pedraza Gilsanz (1996) se clasifica como un río meandriforme. En el análisis de la geometría del arroyo San Bernardo se pueden diferenciar 23 meandros. El primer tramo analizado corresponde a la cuenca alta y el canal presenta un evidente control estructural donde predominan los cambios bruscos de dirección siguiendo en algunos casos líneas de fracturas. El segundo tramo posee características de braided debido principalmente al cambio de pendiente y sustrato. El canal deja las sierras y discurre sobre le piedemonte serrano. La sinuosidad presenta en este tramo un valor de 1,3 lo cual según la clasificación de Schum (1956) es un canal transicional. La longitud de onda oscila entre los 100 y 600 m mientras que las amplitudes se hallan entre los 60 y 200 m. En el tercer tramo el arroyo describe un conjunto continuo y regular de meandros con una dirección predominante SO-NO (Fig. 1). En este tramo la sinuosidad es de 1,55. La longitud de onda de 3 meandros superan los 1.000 m mientras que los otros 13 se encuentran por debajo de los 500 m. Se puede inferir que las diferencias en el tamaño de los meandros tiene estrecha relación con el volumen de carga transportada y las condiciones del sustrato.

Los resultados indican que el cauce principal del arroyo San Bernardo es meandriforme en la mayor parte de su recorrido aluvial. Las mayores longitudes de onda se encuentran en la zona más próxima a la desembocadura. La amplitud de onda de los meandros aumenta de 25 m a 512 m presentando también los mayores valores en la cuenca baja. En el sector alto la sinuosidad se encuentran condicionadas por la

1 - Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, Argentina. E-mail: antonela.volonte@uns.edu.ar2 - Universidad Nacional del Sur-CONICET, Argentina

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estructura de las sierras. En el sector medio el cauce posee características de braided y en la cuenca baja el canal aumenta la sinuosidad, las longitudes de onda son mayores al igual que la amplitud. Estos primeros resultados permiten inferir que las diferencias en el tamaño de los meandros posee relación con el volumen de carga transportada, el cambio en los valores de caudal y el sustrato por donde discurre.

Figura 1. Cuenca del arroyo San Bernardo

Agradecimientos. El presente trabajo se realizó en el marco de los proyectos de investigación “Geografía Física Aplicada al estudio de la interacción Sociedad-Naturaleza. Problemáticas a diferentes escalas témporo-espaciales”, 24/G067, subsidiado por SGCyT, UNS. amcampo@uns.edu.ar y “Dinámica hidro-geomorfológica aplicada al estudio del peligro hidrometeorológico en cuencas serranas”, PIP. 114-20100-00226, CONICET.

BibliografíaCharlton, R. 2008. Fundamentals of fluvial geomorphology. Routledge, 234 p. London Conesa García, C. 1992. Trazados de baja y alta sinuosidad en ríos españoles. Papeles de Geografía (18):9-29.Escorza, M. C. 2011. Algunos rasgos de los meandros del río Ebro en su curso próximo a Calahorra. Kalakorikos (16):307-

317.King, C.A.M. 1984. Geografía física. Elementos de Geografía, Oikos –Tau, 542 p. España. Leopold, L.B., Gordon Wolman, M. y Miller, J.P. 1964. Fluvial processes in geomorphology. Dover publications, INC. 522

p. New York. Marchetti, M. 2000. Geomorfologia Fluviale. Pitagora Editrice, p. 247. Bologna. Martínez Ferreros, Y. 1992. La meandrización en el llano de inundación del Xúquer. Cuadernos de Geografía (51):23-41.Morisawa, M. 1985. Rivers. Form and Process. Longman. 220 p. London Ollero Ojeda, A. 1996. Dinámica de meandros y riesgos hidrogeomorfológicos en Alcalá de Ebro y Cabañas de Ebro

(Zaragoza). IV Reunión de Geomorfología. Sociedad Española de Geomorfología:432-443. Pedraza Gilsanz, J. 1996. Geomorfología. Principios, métodos y aplicaciones. Ed. Rueda, 414 p. España.Rust, B.R., 1978. A classification of alluvial channel systems. In: A.D. Miall (Editor), Fluvial Sedimentology. Can. Soc.

Petrol. Geol., Calgary, Mem., 5:187-198.Schumm, S., 1963. A Tentative Classification of Alluvial River Channels. Geological Survey Circular 477. 10 p. Washington

MAPA MORFOGRÁFICO PRELIMINAR Y ANÁLISIS DE LAS GEOFORMAS GLACIARIAS DE LA REGIÓN DE LOS LAGOS LA

PLATA Y FONTANA, PROVINCIA DE CHUBUT

Martín Cano1

La zona de estudio corresponde a la cuenca de los lagos La Plata y Fontana, ubicados en el extremo sur de la Cordillera Patagónica Septentrional, en la provincia de Chubut. El objetivo de este trabajo es presentar un mapa morfográfico del área mencionada (Fig. 1) y un análisis de las geoformas mapeadas. Cabe destacar el carácter preliminar de la cartografía aquí expuesta, la cual será definida en forma más precisa con la elaboración de la tesis doctoral de quien suscribe (Resolución CONICET N° 4826). Para la confección de dicha cartografía se analizaron ventanas de imágenes capturadas desde Google Earth, procesadas a través de Global Mapper 15 y Corel Draw X4. La información geológica de base corresponde a las Hojas Geológicas Lago Fontana (Ramos 1981) y Gobernador Costa (Lapido 1999) de escalas 1:200.000 y 1:250.000, respectivamente. Las principales características del paisaje local están íntimamente relacionadas con la orogenia andina, la cual generó la exposición de un basamento principalmente granítico-volcánico en el sector occidental y una predominancia de sedimentitas hacia el este, así como la reactivación de un sistema de fracturación antiguo (Folguera et al. 2000). Los procesos tectónicos asociados y el consecuente desarrollo de un fuerte gradiente climático en sentido longitudinal, han sido elementos determinantes en el comportamiento y distribución de los hielos durante las sucesivas glaciaciones, que si bien se desarrollaron desde el final del Mioceno, fue durante el Pleistoceno, desde la Gran Glaciación Patagónica (GGP; ca. 1 Ma), donde se constituyeron como el principal agente modelador del paisaje en estas latitudes (Rabassa et al. 2011). El clima árido y frío imperante en la vertiente oriental de la Cordillera Patagónica favoreció la conservación de las geoformas, y en la zona de estudio permitió el desarrollo de una secuencia en sentido oeste-este quedando definidas dos franjas de características sensiblemente diferentes (Fig. 1). Una occidental coincidente con la alta cordillera y el área de alimentación de las masas glaciarias, donde predominó la erosión y cuyas geoformas características son circos, artesas, valles colgantes, crestas y pilares; y otra oriental que coincide con el área terminal de los glaciares, en el cual prevalecen geoformas agradacionales, destacándose las morenas marginales y las planicies glacifluviales. Del análisis de los depósitos morénicos se infiere la ocurrencia de, al menos, dos episodios glaciales, cuyas diferencias de emplazamiento estarían dadas por el accionar de procesos de profundización fluvial desarrollados entre ambos. Este rejuvenecimiento habría sido originado por procesos tectónicos del Pleistoceno temprano, que habrían reactivado antiguos lineamientos y generado nuevos paisajes por donde luego discurrieron los cuerpos de hielo. Este hecho, de carácter regional, fue identificado por Martínez (2003) en los alrededores de Esquel, considerándolo equivalente al canyon cutting event propuesto por Rabassa y Clapperton (1990) para la región de San Carlos de Bariloche. El episodio glacial más antiguo es el responsable de generar la unidad “Till Río Moro” depositada por un manto de hielo de montaña, y el más moderno, en el que los glaciares descendieron en forma de lóbulos encauzados, desarrolló en el extremo oriental del lago Fontana la unidad “Till Fontana” (Ramos 1976). Estas unidades se corresponden con aquellas definidas en la Fig. 1 como planicies de till y morenas de fondo y marginales, respectivamente. Algunos de estos depósitos más modernos funcionaron, como diques naturales para las aguas de ablación de los glaciares, cuando éstos se retiraban hacia el oeste durante la deglaciación. Este endicamiento y la naturaleza encajonada de la artesa principal favorecieron, durante la terminación de la Última Glaciación, el desarrollo de un gran lago proglacial que comprendía los actuales lagos La Plata y Fontana.

1 - CONICET, Dpto. de Geología-UNS, Bahía Blanca. E-mail: martin.cano@uns.edu.ar

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BibliografíaFolguera, A., Vieira, J. y Gómez, A. 2000. Evolución Geológica de los Andes, del Lago La Plata (45° S). Actas 9º Congreso

Geológico Chileno 2: 197-200. Puerto Varas.  Lapido, O.R. y Márquez, M. 1999. Hoja Geológica 4572 II/I Gobernador Costa – Chubut, 1:250.000. SEGEMAR Servicio

Geológico Minero Argentino, Boletín 277. Buenos Aires. Martínez, O. 2003. Geomorfología y Geología del Cuaternario en el noroeste de la Provincia de Chubut. II Congreso

Nacional de Cuaternario y Geomorfología, Actas: 301-312. San Miguel de Tucumán, Argentina.Rabassa, J. y Clapperton, C. M. 1990. Quaternary Glaciations of the Southern Andes. Quaternary Sciencies Reviews, 9,

153-174.Rabassa, J., Coronato A. y Martínez O. 2011. Late Cenozoic glaciations in Patagonia and Tierra del Fuego: an updated

review. Biological Journal of the Linnean Society, 103:316–335.Ramos, V.A. 1976. Estratigrafía de los lagos La Plata y Fontana. 1° Congreso Geológico Chileno, Actas 1 (A): 43-64.

Santiago de Chile. Ramos, V.A. 1981. Descripción geológica de la Hoja 47 ab - “Lago Fontana”, provincia del Chubut: carta Geológico-

Económica de la República Argentina, escala 1: 200.000. Boletín / República Argentina. Servicio Geológico Nacional, no. 183.

MORFOLOGÍA GLACIAL PEDEMONTANA EN EL INTERFLUVIO DE LOS RÍOS COYLE Y GALLEGOS, PATAGONIA AUSTRAL, ARGENTINA

Bettina Ercolano1, Pedro Tiberi1, Guillermina Marderwald1, Andrea Coronato2,3 y Hugo Corbella4

En el interfluvio delimitado por el río Coyle en el norte y el río Gallegos en el sur y los meridianos 70º y 71º 22’ O se presentan una serie de depósitos glacigénicos atribuidos a la glaciación pedemontana de mayor extensión hacia la Patagonia extrandina. Incluida dentro del Inicioglacial de Caldenius (1932), es equivalente a la Gran Glaciación Patagónica (GGP) de Mercer (1976) y a la Glaciación Bella Vista del valle del río Gallegos reconocida por Meglioli (1992). La edad máxima del evento en este valle fue determinada en 1,17 K-Ar Ma por Mercer (1976), 1,55 40Ar/39Ar Ma por Meglioli (1992) y 1,17 40Ar/39Ar Ma por Ton-That et al. (1999) y Singer et al. (2004). Recientemente, Corbella et al. (2014) informaron una edad mínima de 0,89 40Ar/39Ar Ma para el final de la GGP en el valle.

El paisaje del área está constituido por una gran variedad de geoformas depositacionales vinculadas a la acción directa del hielo y a la de corrientes glacifluviales, que se desplazaron sobre un sustrato friable de rocas sedimentarias miocenas pertenecientes a la Fm. Santa Cruz. El grado de conservación que presentan las geoformas es sumamente variable ligado a la intensa actividad de las aguas de fusión glacial.

Esta contribución tiene por objetivo caracterizar desde un punto de vista geomorfológico la estribación oriental del englazamiento pedemontano extrandino en el interfluvio Coyle/Gallegos y presentar evidencias de una posible glaciación previa a la GGP.

Glaciaciones pre-GGP en la porción austral de Patagonia continental han sido reconocidas más cerca de la cordillera (Feruglio 1950, Singer et al. 2004, entre otros), sin embargo son menos frecuentes las referencias hacia el ámbito extrandino. Para el área en cuestión, Coronato y Rabassa (2011) cartografiaron arcos morénicos de edad indeterminada sugiriendo su pertenencia a glaciaciones pedemontanas posiblemente más antiguas que la GGP. Bockheim et al. (2009) advirtieron para una localidad vecina (Estancia Tres de Enero), acerca del carácter multiepisódico de la GGP y plantearon la posibilidad que, al menos, la parte basal del perfil analizado pudiera corresponder a una glaciación pedemontana pre-GGP. Para la región del lago Viedma, Mercer (1976) y más recientemente Rabassa et al. (2014) sugieren la existencia de glaciaciones pedemontanas pliocenas que avanzaron tanto o más al este que la GGP.

Se presenta aquí lo que constituye una primera descripción del área en términos de morfología y mapeo glacial de detalle. Las unidades geomorfológicas fueron identificados en entorno SIG mediante técnicas de interpretación visual aplicadas a imágenes satelitales y al modelo de elevación digital (resolución espacial 1 arco de segundo) del Servicio Geológico de Estados Unidos. A esta información se le incorporó la procedente de relevamientos de campo.

Los depósitos glacigénicos que ocupan el área tienen, en líneas generales, una planta con diseño lobular que se proyecta en dirección NE; sus cotas ascienden en forma escalonada hacia el SO. Tienen un patrón de depositación aproximadamente concéntrico o anidado que acompaña el mencionado diseño. El flanco occidental está constituido por una sucesión de cordones y arcos morénicos relativamente continuos y bien definidos, que en planta exhiben forma festoneada, entre los que se intercalan estrechas planicies glacifluviales. Con límite en el río Coyle al norte, un primer nivel topográfico se extiende entre cotas de 258 y 270 m. Se presenta allí una morena de fondo con un relieve de montículos y depresiones ocupadas por pequeñas cuencas endorreicas y drenajes de corto recorrido. Se destacan algunas lomadas bajas que alcanzan cotas de 280 m. El segundo nivel que se extiende hacia el sur se desarrolla a una cota promedio de 290 m, sobresalen crestas morénicas redondeadas con numerosos bloques erráticos de orden métrico, que se alzan hasta cotas de 315 m. Finalmente y hasta el valle del río Gallegos, se reconocen dos arcos robustos y bien definidos, de unos 2 km de ancho individual, que incluyen una sucesión de crestas morénicas estrechamente

1 - Universidad Nacional de la Patagonia Austral, Río Gallegos, Argentina. E-mail: bercolano@yahoo.com.ar2 - CADIC-CONICET, Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina3 - Universidad Nacional de Tierra del Fuego, Ushuaia4 - MACN- CONICET, Buenos Aires, Argentina

Figura 1. Resumen de las principales unidades morfográficas que componen el área de estudio, basado en el análisis de las geoformas glaciarias reconocidas a partir de ventanas de imágenes satelitales, capturadas desde Google Earth.

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apiladas que cercenan a su vez a las lomadas morénicas del nivel precedente. El arco austral, de 450 m s.n.m., es el de mayor elevación del área y se lo observa truncado por la falla que limita la margen norte del valle del río Gallegos (Corbella et al. 2014).

El flanco oriental tiene una actitud meridiana, transversal al río Gallegos, que comprende una vasta topografía morénica, muy disectada como resultado de modificaciones hídricas de magnitud vinculadas con períodos de deglaciación. Como resultado, la morena frontal se ve arrasada en varios sectores y muchos de los rasgos glaciales pierden identidad. Se reconocen tres niveles topográficos que, de este a oeste, se ubican a cotas promedio de 224 m, 232 m y 242 m. Corresponden a morenas de fondo y arcos de retroceso que se alzan algunas decenas de metros sobre la geoforma basal. La superficie cuenta con numerosos bloques erráticos de varios metros de diámetro y otros más pequeños, muchos de ellos semienterrados. Los robustos arcos morénicos descriptos para el flanco occidental se presentan en este flanco menos definidos y con una altura sensiblemente menor. Interpuestos entre ellos y también por delante se presentan planicies glacifluviales. En este sector se obtuvo el fechado que determina la edad máxima de la GGP (1,17 Ma; Ton-That et al. 1999) en el valle del río Gallegos, a partir de un nivel basáltico subyacente al arco externo.

Los depósitos que corresponden al máximo avance glacial en el interfluvio se ubican al este del conjunto de geoformas con diseño lobular. Se presentan truncados y guardan una relación altimétrica discordante. Poseen escasa expresión topográfica y areal. Están representados por una morena de fondo que conforma una faja (4,2 x 12 km) alargada en sentido meridiano que se desarrolla a unos 190 m s.n.m. El frente de avance está limitado por una serie de lomadas bajas, discontinuas y redondeadas, formando alineamientos de contorno sinuoso, con un relieve relativo no mayor a 10 m. Por delante de estas morenas se extiende una planicie pro-glacial con suave inclinación (0,13%) al ENE. El material gravoso que la conforma se confunde en vecindad del meridiano 70º O con el Nivel II de terrazas continentales definidas por Feruglio (1950).

En síntesis, se postula que como mínimo pueden reconocerse en el área tres patrones de depositación glacial bien definidos. Dos de ellos anidados cuya dirección sugiere que el empuje glacial procedía del SO. Mientras que el tercero y más externo, según sus características morfológicas y relaciones estratigráficas, podría relacionarse con un avance glacial previo a la GGP.

BibliografíaBockheim, J., Coronato, A., Rabassa, J., Ercolano, B. y Ponce, J.F. 2009. Relict sand wedges in southern Patagonia and their

stratigraphic and paleo-environmental significance. Quaternary Science Reviews, 28:1188-1199.Corbella, H., Ercolano, B., Coronato, A. y Tiberi, P. 2014. Tectónica distensiva, magmatismo y glaciaciones en la cuenca

superior y media del Río Gallegos, Patagonia Austral. 19° Congreso Geológico Argentino, Actas: S24-2-9. Córdoba.Coronato, A. y Rabassa, J. 2011. Pleistocene Glaciations in Southern Patagonia and Tierra del Fuego. En: Ehlers, J., Gibbard,

P. (Eds.), Quaternary Glaciations - Extent and Chronology, Part IV - a closer look. Developments in Quaternary Science, 15, Chapter 51, pp 715-727. Elsevier.

Feruglio, E. 1950. Descripción Geológica de la Patagonia. Dirección General Y.P.F., Tomos 1-3, Buenos Aires.Meglioli, A. 1992. Glacial geology of Southernmost Patagonia, the Strait of Magellan and Northern Tierra del Fuego. Ph.

D. Dissertation (Tesis doctoral), Lehigh University, (inédita), 204 p., Bethlehem, U.S.A.Mercer, J. 1976. Glacial history of Southernmost South America. Quaternary Research, 6:125-166.Rabassa, J., Clague, J.J., Barendregt, R., Martínez, O., Ercolano, B., Corbella, H. y Griffing, C. 2014. Pliocene glaciations in

the Lago Viedma area (Santa Cruz province, Argentina). 19° Congreso Geológico Argentino, Actas: S13-28. Córdoba. Singer, B.S., Ackert, R.P. y Guillou, H. 2004. 40Ar/39Ar and K-Ar chronology of Pleistocene glaciations in Patagonia.

Geological Society of American Bulletin, 116, 434-450. Ton-That, T., Singer, B., Mörner, N. y Rabassa, J. 1999. Datación de lavas basalticas por 40Ar/39Ar geología glacial de la

región del lago Buenos Aires, provincia de Santa Cruz, Argentina. R.A.G.A., 54:333-352.

ANÁLISIS HIPSOMÉTRICO DE LA CORDILLERA FUEGUINA: LA EROSIÓN GLACIARIA EN LA EVOLUCIÓN DEL PAISAJE

Lucas Oliva1, Marcela Cioccale2 y Jorge Rabassa3

Se ha hipotetizado que la erosión glaciaria puede denudar rápidamente la topografía situada por encima de la línea de nieves permanentes (ELA - equilibrium line altitude), independientemente de la tasa de levantamiento o la litología, limitando así la altura máxima a la que las montañas pueden elevarse: este fenómeno se conoce como “buzzsaw glaciario” (Mitchell y Montgomery 2006). El buzzsaw glaciario produce una acumulación de área en un intervalo de elevación próximo a la paleoELA local, y además genera una marcada correlación entre la paleoELA y la elevación media del orógeno, cuya diferencia raramente excede los 1500 m.

La actual configuración geomorfológica de la Cordillera Fueguina, en el extremo S de la Patagonia Argentina, responde a la acción combinada de la deformación tectónica, aún activa, y de la intensa erosión glaciaria producida principalmente durante la Última Glaciación. El presente trabajo pretende determinar la validez de la teoría del buzzsaw glaciario en este segmento de los Andes, mediante un análisis cuantitativo de la erosión glaciaria.

Habitualmente, los modelos de evolución del paisaje que incorporan la erosión glaciaria, muestran que la misma se concentra en y por sobre la ELA (p. ej. MacGregor et al. 2000). Los glaciares de circo, con áreas de captación reducidas, están fundamentalmente restringidos por la ELA y no pueden socavar el lecho rocoso por debajo de esa cota, que actúa como un nivel de base local para la erosión glaciaria. En lugar de ello, estos glaciares erosionan paulatinamente la cabecera y los laterales del circo, dejando tras de sí superficies suavizadas a una altitud apenas inferior a la ELA, correspondientes al piso del circo. Con la erosión glaciaria maximizada hacia la ELA, las pendientes por sobre esta altitud se tornan progresivamente más pronunciadas, y se vuelven más propensas a los procesos de ladera. Mediante este mecanismo, la erosión glaciaria limita la proporción de relieve que puede ser mantenido entre los picos montañosos y el piso de los circos, restringiendo así la altura de las montañas.

Thompson et al. (2010) propusieron que al S de los 45° S los glaciares de los Andes actuaron como una cubierta protectora de la erosión durante el Cenozoico, produciendo escasa exhumación y en consecuencia tasas reducidas de levantamiento. Ello determinó un incremento relativo en la altura de las cumbres respecto a la paleoELA del Último Máximo Glacial, así como el ensanchamiento de la cordillera a partir de esa latitud. Con estas evidencias, la hipótesis del buzzsaw glaciario no sería factible en la Patagonia Austral. Una aproximación sobre la eficacia de este mecanismo en la Cordillera Fueguina puede realizarse a partir del análisis hipsométrico de su relieve, que provee indicios sobre el grado de erosión glacial de las cuencas conformadas por valles y circos.

La Cordillera Fueguina se prolonga de manera continua hasta 130 km al E del límite con Chile, descendiendo en altitud de O a E desde los 1200 m s.n.m. hasta los 800 m s.n.m. A partir de esa distancia, la cordillera aflora en forma de cordones montañosos aislados, con alturas máximas que descienden hasta los 550 m s.n.m. en el extremo SE (Fig.1a). En la porción occidental de esta cadena montañosa, el paisaje es típicamente alpino, con predominio de valles, circos, aristas y montes cuerno ampliamente desarrollados (Fig.1b). En el segmento cordillerano conformado por los montes Martial y las sierras Vinciguerra y Sorondo, en el SO de la Cordillera Fueguina, la altura media del piso de los circos alcanza los 747 (D.E.: 135) m s.n.m., unos 400 m por debajo de las cimas, y equivale al máximo valor de la distribución hipsométrica (Fig.1d). Las pendientes por sobre la ELA se tornan más pronunciadas y la proporción de área acumulada decrece abruptamente (Fig.1d), originando crestas agudas. Todas estas características poseen la signatura geomorfológica propia del buzzsaw glaciario.

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA, CONICET-Universidad Nacional de Córdoba), Argentina. E-mail: olivalucas@hotmail.com2 - Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Argentina.3 - Centro Austral de Investigaciones Científicas (CADIC, CONICET), Ushuaia, Argentina.

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No obstante ello, en la porción media de la Cordillera Fueguina, se identificaron relictos de superficies erosivas pre-glaciarias (al menos previas a la Última Glaciación) que no han sido afectadas por el socavamiento de los circos. Estos remanentes constituyen superficies curviplanas de hasta 0,3 km2, situadas entre las cabeceras de dos o más circos o entre un circo y la pared de un valle, y se encuentran a una altura media aproximada de entre 700 y 900 m s.n.m. En el segmento oriental de la cordillera, los circos no alcanzaron a desarrollarse hasta interceptarse entre sí, y las paleosuperficies comprenden casi la totalidad de los interfluvios (Fig.1c). Aquí, la proporción de área acumulada por sobre la ELA decrece gradualmente y tiende a estabilizarse hacia las máximas alturas (Fig.1e), representando interfluvios más suavizados que en el paisaje alpino. Si se asume que estas superficies son esencialmente pre-glaciarias y que no han sido afectadas por la retracción de las paredes de los circos, su morfología estaría respondiendo esencialmente a la erosión fluvial de épocas previas a las glaciaciones del Cuaternario.

A medida que la altura de la cordillera disminuye hacia el E, la ELA y la proporción de relieve por sobre la misma también decrecen. En el segmento occidental las condiciones glaciarias perduraron más tiempo que hacia el E, permitiendo que la erosión glaciaria actuara eficazmente sobre la topografía de acuerdo al mecanismo del buzzsaw glacial. En la porción centro-oriental, la preservación de paleosuperficies por sobre el nivel de la ELA indica que las glaciaciones fueron menos intensas en ese sector, y la hipótesis del buzzsaw glacial no se verifica. Los histogramas hipsométricos proveen información sobre el grado de erosión glacial en los ambientes de montaña, y pueden ser interpretados en términos de la madurez del relieve.

Figura 1. (a) Cordillera Fueguina, en la porción S de la Isla Grande de Tierra del Fuego; (b) y (c) Modelos de Elevación Digital (ASTERDEM 30 m) de dos porciones de la cordillera; (d) y (e) diagramas hipsométricos,

mostrando las diferentes proporciones de área acumulada de acuerdo a la altitud.

BibliografíaMacGregor, K.R., Anderson, R.S., Anderson, S.P. y Waddington, E.D. 2000. Numerical simulations of glacial-valley

longitudinal profile evolution. Geology 28:1031–1034.Mitchell, S.G. y Montgomery, D.R. 2006. Influence of a glacial buzzsaw on the height and morphology of the Cascade

Range in central Washington State, USA. Quaternary Research, 65:96–107. Thomson, S.N., Brandon, M.T., Tomkin, J.H., Reiners, P.W., Vázquez, C. y Wilson, N.J. 2010. Glaciation as a destructive and

constructive control on mountain building. Nature, Letters. 467:313-317.

CHRONOLOGY AND EXTENT OF OUTERMOST CIRQUE MORAINES IN THE SOUTHERNMOST FUEGIAN ANDES AND

CANADIAN CORDILLERA

Juan Federico Ponce1,2, Brian Menounos2, Marilén Fernández1,2 and Joerg Schaefer3

Most alpine glaciers in southernmost Patagonia and in the canadian cordillera achieved their maximum Holocene extents in the last 1000 years, but the synchronicity of century-scale advances between these regions remains uncertain. In the canadian cordillera glaciers began their climatic advances as early as the 11th century and reached their maximum Holocene positions during the early 18th or mid-19th century. Several glaciers began to expand during the 13th and 14th centuries and many likewise advanced during the mid-15th, 16th, and 17th centuries. In South America, the timing and spatial pattern of glacier expansion over the last millennium is less certain. In Patagonia some studies indicate three advances during the last 1000 years at about 1220-1380 AD, 1600-1630 AD and 1860-1950 AD. Dating uncertainties, however, hinder a robust comparison between the hemispheres. Advances in the measurement of terrestrial cosmogenic nuclides (TCN) now allow young samples to be dated with low measurement errors (5-10% of the sample age). TCN provides new opportunities to constrain the timing of late-Holocene advances in both hemispheres, and thus provides one method to test inter-hemispheric climate variability. To assess hemispheric synchronicity of late-Holocene glacier expansion, we visited 14 glaciers in the Fuegian Andes (TDF, 54º40ʹ S, 68º30ʹ W, Tierra del Fuego, Argentina), Mackenzie mountains (MM, 62º00ʹ N, 127º50ʹ W, Yukon and Northwest Territories) and Northern Coast mountains (NCM, 59º50ʹ N, 136º00ʹ W, British Columbia and Yukon, Canada). These glaciers exist at high latitude and all occur in rain shadow positions. We targeted end moraines composed of quartz-bearing rock, and we obtained 49 samples from stable boulders atop prominent terminal moraines. Our work also mapped the magnitude of retreat from outermost moraines for 71 glaciers in the study area (26 in TDF, 23 in MM and 22 in NCM). We identified one and occasionally two closely-spaced terminal moraines front glaciers in the study area and up to four recessional moraines lie up valley from the terminal moraines. The terminal moraines descend to 680±131; 1771±109 m and 1270±185 m a. s. l. for the TDF, MM and NCM regions respectively. Average glacier retreat for these three regions is 778±432 m (41±23%), 1138±373 m (39±13%) and 1341±618 m (36±16%). Topographic factors likely explain the more variable length change for the small cirque glaciers in TDF. We await the 10Be results that will allow us to assess the synchronicity of last millennium century-scale advances between northwestern Canada and southernmost Patagonia.

1 - Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario (CADIC-CONICET), Ushuaia, Argentina. E-mail: jfedeponce@gmail.com2 - Geography Program, University of Northern British Columbia, Prince George, British Columbia, Canada3 - Lamont Doherty Earth Observatory, Columbia University, New York, USA

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ESTUDIOS GEOFÍSICOS PARA LA DETERMINACIÓN DE EXTENSIÓN AREAL Y ESPESOR DE LOS DEPÓSITOS

GLACILACUSTRES DEL RÍO VALDÉZ, TIERRA DEL FUEGO

Claudia Prezzi1, María Julia Orgeira1, Juan Federico Ponce2, Diego Quiroga2, Andrea Coronato2 y Claudia Gogorza3

En la desembocadura del río Valdéz en la costa S del lago Fagnano (54° 35’ S; 67° 20’ W, 62 m s.n.m.) se desarrolla un afloramiento de sedimentos lacustres de 10 m de potencia aproximada. El afloramiento está integrado principalmente por arcillas laminadas.

Sobre la base de las características geomorfológicas y sedimentológicas del afloramiento estudiado se interpreta como un depósito glacio-lacustre con ritmitas, formado entre morenas basales y terminales pertenecientes al paleoglaciar Fagnano, que ocupó el centro de la Isla Grande de Tierra del Fuego durante el Último Máximo Glacial, ca. 25 ka (Coronato et al. 2009). Se considera que el paleolago Valdéz fue un pequeño lago glacial marginal formado: a) en contacto con el hielo, mientras que el paleoglaciar Fagnano estaba en retroceso y sus morenas latero-frontales formaron el endicamiento, o b) cuando se depositaron en el fondo del valle, ahora sumergido, las morenas de retroceso (Waldmann et al. 2010). La presencia de guijarros caídos (“dropstones”) permite interpretar este depósito como un lago en contacto marginal con el paleoglaciar. Aunque aún no se dispone de dataciones radiocarbono se estima que el depósito tiene una edad comprendida entre 25 y 12 ka AP (Coronato et al. 2009).

Con el objetivo de tratar de determinar el espesor y la extensión areal de los depósitos lacustres anteriormente mencionados se llevaron a cabo relevamientos magnetométricos y geoeléctricos en la zona de estudio. Para el relevamiento magnetométrico se utilizó un magnetómetro protónico Geometrics G856 ubicando cada una de las estaciones medidas con GPS y tomando lecturas en la estación base cada hora. Se midieron 1380 estaciones magnetométricas con una equidistancia aproximada de 10 m. El relevamiento magnetométrico se realizó durante cinco días consecutivos. Se efectuó la correspondiente corrección por variación diurna y se sustrajo el valor del IGRF (International Geomagnetic Reference Field). Paralelamente se obtuvieron muestras de las distintas unidades aflorantes con el objetivo de determinar la susceptibidad magnética y el magnetismo natural remanente en el laboratorio. En el caso de los estudios geoeléctricos se realizaron siete SEVs (Sondeos Eléctricos Verticales) utilizando tendido Schlumberger distribuidos en el área. En cada uno de los sondeos se utilizaron aperturas de electrodos de potencial de entre 2 y 3 m y aperturas de electrodos de corriente de entre 3.7 y 80 m. Los resultados se procesaron y modelaron utilizando el software IPI2Win. A partir de los resultados obtenidos puede inferirse la extensión areal y el espesor de los depósitos lacustres estudiados.

BibliografíaCoronato, A., Seppälä, M., Ponce, J.F. y Rabassa, J. 2009, Glacial geomorphology of the Pleistocene Lake Fagnano ice lobe,

Tierra del Fuego, southern South America. Geomorphology, 112:67-81.Waldmann, N., Ariztegui, D., Anselmetti, F., Coronato, A. y Austin, J. 2010.Geophysical evidence of multiple glacier

advances in Lago Fagnano (54°S), southernmost Patagonia. Quaternary Science Reviews, 29:1188–1200.

1 - CONICET – Universidad de Buenos Aires. IGeBA, Departamento Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, Argentina. E-mail: prezzi@gl.fcen.uba.ar2 - CONICET – CADIC, Ushuaia, Argentina3 - CONICET – IFAS. Universidad del Centro de la Provincia de Buenos Aires, Tandil, Argentina

GLACIAR DE ROCA GLACIGÉNICO PARAMILLOS DE LAS CUEVAS, MENDOZA

Carlos Wilson1, Luis Fauque1 y Leonardo Escosteguy1

En este trabajo se caracterizó un gran volumen de material que se dispone principalmente en el Valle Paramillos de las Cuevas y en su parte más distal transversalmente sobre el valle del río Cuevas (Fig. 1). El depósito se ubica a 10 km al O de la localidad de Puente del Inca en la provincia de Mendoza.

El área de estudio, forma parte de un paisaje compuesto que fue labrado principalmente por la acción glaciaria donde se sucedieron varios estadios glaciarios, que ampliaron y excavaron los valles. La acción del glaciar que fluía por el valle del río de las Cuevas excavó a éste muy profundamente, dejando su típica morfología en “U” (Fig. 1a), mientras que en las quebradas tributarias (valle Paramillos de las Cuevas), la acción del hielo que por ellas fluían eran de menor magnitud y por lo tanto éstos no han tenido la misma intensidad erosiva, para excavar sus valles con respecto al valle principal (valle del río de las Cuevas) quedando como valles colgados.

El depósito ubicado en El Paramillo de las Cuevas es un excelente ejemplo de un glaciar de roca glacigénico en el que se pueden distinguir todas las facies superficiales descriptas por Corte (1980) para estos cuerpos de hielo y detrito rocoso, a saber, facies de hielo descubierto, facies de hielo cubierto, facies de termokarst, facies de detrito estructurado y facies de glaciar de roca inactivo fósil (Fig. 1c).

La orientación al SSO del valle del Paramillo de las Cuevas es similar a la que presenta la pared S del Cerro Aconcagua, lo que determinó que en las cabeceras del Paramillo de las Cuevas converja la lengua glacigénica bordeada por morenas laterales muy bien conservadas.

Aguas abajo, el hielo desaparece bajo la cubierta detrítica y luego en la misma dirección comienza una gran irregularidad superficial debida a los hoyos producidos por termokarst. Esta última facies tiene una extensión bastante importante y es acompañada por algunos cordones morenicos ya desdibujados por geliflucción.

Siempre en dirección al río de las Cuevas se pasa a facies de detrito estructurado, que se destaca por sus surcos y crestas transversales al movimiento.

Al llegar al borde del valle colgado, estas facies comienzan a digitarse en una serie de lenguas delgadas, como consecuencia de la aceleración del lento movimiento de geliflucción al sortear el umbral que separa el valle colgado del Paramillo de las Cuevas, con respecto al valle Cuevas.

En una etapa anterior a la actual el límite inferior del permafrost se hallaba más bajo que en la actualidad. Esto determinó que el glaciar de roca glacigénico se volcara desde el valle colgado hacia el valle principal, formando un glaciar de roca glacigénico espatulado. Ese depósito constituye hoy un glaciar de roca inactivo o fósil, dispuesto transversalmente al valle del río Cuevas, obstruyendo parcialmente su drenaje. En este glaciar de roca inactivo o fósil se destacan sus frentes empinados y albardones marginales, mientras que la parte central del depósito ha sido cubierto por materiales finos, perdiendo la micromorfología típica de las facies de detrito estructurado. Debido a la antigüedad del depósito y a su falta de movilidad, la erosión por escurrimiento ha comenzado a socavar sus frentes empinados. Algunos flujos encauzados aguas abajo en el valle del río Cuevas, se asocian a cárcavas labradas sobre estos frentes. Otra particularidad de estos últimos es que en ellos sobresalen grandes bloques. La ruta Nacional Nº7 asciende a estos frentes en la denominada “curva de la Soberanía” (Fig. 1b) y luego los recorre por aproximadamente 1 km siendo afectado recurrentemente en este tramo por caídas de bloques.

1 - Servicio Geológico Minero Argentino. Buenos Aires. Email: carloswilson71@gmail.com

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Figura 1. a) Vista Transversal del Paramillo de las Cuevas. b) Vista hacia cabeceras. c) Facies del glaciar de roca del Paramillo de las Cuevas. La imagen utilizada para la interpretación corresponde al zoom de una foto aérea. Corte

(1990).

BibliografíaCorte, A. E., 1980. Glaciers and glaciolithic systems of the Central Andes. World Glacier Inventory. IAHS-AISH, 126:

11-24 p.

EVIDENCIAS MORFOLÓGICAS Y SEDIMENTOLÓGICAS DE LA TRANSICIÓN PLEISTOCENO-HOLOCENO EN EL NORTE DE LA

SALINA DEL BEBEDERO, SAN LUIS, ARGENTINA

Walter A. Coria1, Eimi Font1, Jorge O. Chiesa2, Guillermo E. Ojeda 2 y Carlos E. Gardini1,2

El área de estudio corresponde al norte de la Salina del Bebedero (33° 28´-33° 32´S y 66° 36´-66° 45´O) (Fig. 1), y el objetivo es el relevamiento topográfico y sedimentológico, con la finalidad de analizar las relaciones entre las variaciones altitudinales y los cambios texturales en diferentes paleocostas externas presentes en la depresión. La topografía de detalle se realizó con GPS diferencial, cuyos datos X, Y y Z fueron relevados entre 50 a 100 m, y procesados en Auto Cad 2010 y Corel Draw 3. En los sectores de resalto topográfico destacado se tomaron muestras para el análisis sedimentológico y paleontológico.

La Salina del Bebedero se ubica en la porción austral de la unidad geomorfológica Depresión Longitudinal Central (González Díaz 1981) o Bolsón de Las Salinas (Ramonell et al. 1992), limitado al este por las bajas lomadas de basamento y sedimentitas cretácicas y neógenas, entre las que se destacan la sierra de los Padres, cerro El Lince-Acazape, sierra de la Barranca y cerro Charlone, cerrillada de Zanjita y sierra de Varela; en tanto que al oeste un alto topográfico asociado al plegamiento de la cerrillada de las Cabras-Alto Pencoso con sedimentitas cretácicas y neógenas, separa la salina de la Depresión Occidental y valle del río Desaguadero. Sus bordes septentrional y meridional son amplios y abiertos conformando un depocentro terminal de origen tectónico (González 1979). Font et al. (2014) definen el Miembro Salina del Bebedero en el perfil Paleocosta Externa (32º 28´54,53´´ S - 66º 37´54,58´´ O), a los que posteriormente Chiesa y Font (2014) atribuyen a partir de conchas de gasterópodos una edad radiocarbónica de 15.280 ± 200 años AP (cal AP 16774: cal AP 16334 Rango de 1σ), vinculando la base de la sucesión al Pleistoceno superior.

Hacia el extremo norte se identifican las planicies aluviales y eólicas que integran unidades de bajada distal pedemontana, con escalones topográficos bien identificables (posibles niveles de terrazas), y predominancia de depósitos arenosos, y en cuyo sector central, colecta las aguas de escorrentía recibiendo el nombre de Cañada de San Jerónimo-Balde, reconociendo hacia el norte las barrancas del cauce seco del río San Luis en su porción terminal. En la mitad sur, se identifica el curso del arroyo Bebedero, de carácter temporario y con una amplia planicie de inundación, el cual marca la conexión del cuerpo de la salina y el río Desaguadero.

El relevamiento topográfico detallado mediante transectas E-O (TO) y N-S (TE) y el análisis sedimentológico, en conjunto con la identificación de las especies de gasterópodos, sugiere en el norte de la depresión tectónica, la evolución durante el Pleistoceno tardío de un paleoambiente de planicie aluvial caracterizado por corrientes fluviales desde el Norte (Noroeste y Noreste), con alta energía y cargado de sedimentos de tamaño dominante gravas y arenas, que alcanzaban su nivel de base local en la laguna de Bebedero, produciendo en consecuencia, acreción vertical de depósito costero deltaico en la laguna, mientras en condiciones subaéreas y subácueas se depositaban las arenas, y en profundidad decantaban los limos y arcillas. Durante la transición Pleistoceno-Holoceno, las corrientes fluviales pierden energía y en consecuencia se interrumpen los aportes de gravas, y se registra la depositación de las arenas y limos costeros en condiciones de ambiente lacustre, como así también, los limos y arcillas en el centro de la depresión (Tabla 1). De este modo, los ambientes identificados corresponden a un sistema de abanico aluvial y delta (con C. mendozana), representado por las gravas arenosas de la costa externa, y un sistema lacustre salino somero, con depósitos arenosos de zona marginal, arenas limosas de la zona intermedia y limos arcillosos de la zona interna o profunda (Talbot y Allen 1996, Cohen 2003).

La formación de la paleocosta, en condiciones climáticas favorables con aporte de agua desde el norte, no sólo se respalda en su textura, sino también, como se ha mencionado, en su registro fósil de

1 - CCT San Luis. Argentina. E-mail: waltercoria1982@gmail.com2 - Departamento de Geología, UNSL, San Luis.

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gasterópodos, donde para el Pleistoceno tardío, permitía la coexistencia de Heleobia parchappii (TE10=84 ind.) y Chilina mendozana (TE 10=3 ind.), esta última exclusivamente fluvial.

BibliografíaChiesa, J. y Font, E., 2014. Nuevas evidencias paleontológicas y estratigráficas de la paleocosta pleistocena en Salina del

Bebedero (San Luis, Argentina). 14° Reunión Argentina de Sedimentología, R: 79-80. Puerto Madryn.Cohen, A. 2003. The history and evolution of lake systems. University Press, 485p, Oxford.Coria, W. 2014. Bioestratigrafía de la cuenca de Salina del Bebedero, San Luis, Argentina. Tesis de Licenciatura en Ciencias

Geológicas, Universidad Nacional de San Luis, (inédita), 119p., San Luis, Argentina.Font, E.; Chiesa, J. y Ojeda, G. 2014. Paleoambiente Pleistoceno Superior-Holoceno Inferior de la cuenca Desaguadero-

Bebedero. San Luis. Argentina. 19° Congreso Geológico Argentino, Actas CD, R: 1209-1210. Córdoba.González, M. 1979. Las líneas de costa de la Salina del Bebedero, Provincia de San Luis, y su significado paleoclimático.

IANIGLIA (Instituto Argentino de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales), (informe inédito), 35 p., Mendoza, Argentina.

González Díaz, E.F. 1981. Geomorfología. En: Irigoyen, M. (ed.) Geología y Recursos Naturales de la Provincia de San Luis, Relatorio del 8º Congreso Geológico Argentino: 345-353, San Luis.

Ramonell, C., Iriondo, M. y Kromer, R. 1992. Guía de Campo del centro-este de San Luis. 5° Reunión de Campo, Cadinqua (informe inédito), 37p., San Luis.

Talbot, M. y Allen, P. 1996. Lakes. En: Reading H. (ed.) Sedimentary Environments: processes, facies and stratigraphy, Blackwell Science: 83-123, Oxford.

Figura 1. Área de estudio norte de Salina del Bebedero; ubicación de las muestras de las transectas realizadas. TE= Transecta N-S; TO= Transecta E-O. Esquina sup. izq. Mapa de sombreado de relieve del Norte de la Salina del

Bebedero.

Tabla 1. Contenido texturales de las muestras de las transectas N-S (TE) y E-O (TO).Muestra % Grava % Arena % Fango

TE 12 20,91 61,79 17,3

TE 10 12,34 58,46 29,2

TE 4 31,2 68,8

TO 2 2,8 66 31,2

TO 4 5,2 68,8 26

TO 5 4 71,6 24,4

TO 6 27,3 72,7

CARACTERIZACIÓN MORFOMÉTRICA DE LAGUNAS INTERIORES DEL NORTE DE TIERRA DEL FUEGO

M. Laura Villarreal1 y Andrea Coronato1

Este trabajo presenta la caracterización morfométrica de las lagunas semipermanentes localizadas entre los ríos Chico y Grande, en el N de Tierra del Fuego (53°28´ y 53°49´ S , 68°36´ y 68°05´ N) siguiendo la metodología propuesta por Hutchinson (1957) y Häkanson (1981). Tiene por objeto indagar sobre la relación entre morfometría y emplazamiento litológico. El área de estudio se encuentra dentro del cinturón permanente de bajas presiones, bajo un clima templado-frío subhúmedo, con precipitaciones anuales de 239 mm. Los vientos persistentes durante todo el año, tienen dirección predominante del sector SO y OSO con velocidades medias de 12,3 km h-1, ráfagas máximas de 111 km h-1 y calmas anuales que oscilan entre 0,39 y 4,57% (período 2011-2013). Las lagunas son someras y constituyen el depocentro de las cuencas endorreicas que las contienen; estas depresiones presentan régimen hidrológico semipermanente. Las precipitaciones rápidamente provocan saturación en sus fondos debido a su composición limo-arcillosa; sin embargo, en períodos en que están secas éstos quedan expuestos a la dinámica del viento, dando lugar al transporte a sotavento de sedimentos más finos o reacomodamiento en el mismo fondo.

Se digitalizó la totalidad de las lagunas del área (N=17) utilizando una imagen “quickbird” (años 2004 y 2006) provista por Google Earth®; luego se midieron los siguientes parámetros: Perímetro (P), Área (A), Longitud Máxima (LM), Ancho Máximo (AM), Índice de Desarrollo del Perímetro (F) que equivale al cociente entre el perímetro del lago y el perímetro de una circunferencia de la misma área (P/ 2√π*A). Este índice relaciona el grado de sinuosidad de la costa y alargamiento de la laguna (Hutchinson 1957). Por último, se elaboraron capas de información georeferenciadas utilizando ArcGis 9.3.

Un conjunto de los cuerpos de agua está labrado sobre depósitos de arenas, gravas, limos y arcillas conformando abanicos glacifluviales (DG). Estas lagunas (N=4) tienen P entre 1,8 y 4,5 km, A entre 0,5 y 1 km2, LM entre 0,8 y 1,9 km y AM con valores entre 0,3 y 0,7 km. Otro grupo de lagunas (N=12) se asientan en sedimentitas marinas deltaicas (SMD) constituidas por limo-arcillitas y conglomerados fosilíferos. Estas conforman serranías fuertemente disectadas. Las lagunas de este grupo están formadas a partir de antiguos valles fluvioglaciales y tienen P entre 3,9 y 15,3 km, mientras que el tamaño de A varía entre 0,7 y 8,1 km2. Los parámetros LM (1,2 y 5,1 km) y AM (1,9 y 0,8 km) son superiores a los medidos en lagunas del ambiente glacifluvial, al igual que todos sus valores medios (Tabla 1). Un último grupo está conformado por una laguna asentada sobre litología mixta de sedimentitas marinas deltaicas y sedimentitas marinas proximales-continentales (conglomerados y areniscas) (SMDPC). Esta laguna tiene valores morfométricos superiores a las de los otros grupos, tanto en valores extremos como en los medios (Tabla 1).

El parámetro F es aplicable sólo a 5 casos del total (N=17). De las 12 lagunas restantes, a excepción de una con forma indefinida o amorfa, 10 se corresponden con formas circulares de acuerdo a los valores de F (1,1 y 1,6) y 1de ellas, se aproxima a la forma elíptica (f=1,5) aunque por observación directa se aplica la forma elíptica y circular respectivamente. Los grupos DG y SMDPC están compuestos en su totalidad por lagunas elípticas, mientras que en el grupo SMD 67 % son elípticas, 25 % circulares y 8 % tiene forma indefinida o amorfa.

Los parámetros morfométricos obtenidos muestran valores coincidentes entre las lagunas desarrolladas en DG, sin embargo no sucede lo mismo entre las lagunas desarrolladas en las sedimentitas.

En general, existe un predominio de formas elípticas orientadas N-S, a pesar del distinto origen de las cubetas que las contienen. Las lagunas de las sedimentitas marinas ocupan depresiones originadas por deflación en antiguos valles glacifluviales. En cambio, las lagunas de los abanicos glacifluviales deben el origen de las depresiones a deflación eólica. De acuerdo con Wetzel (1983) lagunas de esta génesis generan depósitos eólicos a sotavento, tal es el caso de los mantos de limo-arcilla que se desarrollan en la región (Villarreal et. al. en prensa). Las características morfométricas son altamente variables en lagunas

1 - CADIC-CONICET. ICPRNA-UNTDF. Ushuaia, Argentina E-mail: mlauravillarreal@gmail.com

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semipermanentes, ya que P y A están condicionados a las fluctuaciones de las precipitaciones y evaporación a lo largo del verano. Dado que F no se corresponde con la forma que surge de la interpretación visual, este parámetro no es aplicable a las lagunas interiores de esta región, desarrolladas en ambientes de clima templado-frío subhúmedo.

Este trabajo fue financiado por el PICT 2012-0628.

Tabla 1. Parámetros morfométricos medios de cada grupo de lagunas de acuerdo a su litología. DG: Depósitos glacifluviales, SMD: Sedimentitas marinas deltaicas, SMPC: Sedimentitas marinas proximales-continentales.

Grupos de emplazamiento litológico P medio (km) A media (km2) LM media (km) AM medio (km) F medio (km)

DG 3,2 0,55 1,4 0,49 1,2

SMD 8,8 3 2,6 1,3 1,6

SMD/SMPC 16,32 5,6 4 2,3 1,9

BibliografíaHäkanson, L. 1981. A manual on lake morphometry. Springer Verlag, 78 p, Berlín.Hutchinson, E. 1957. A treatise of Limnology. Geography, physics and chemistry, 1015 p, New York.Villarreal, M.L., Coronato, A., Mazzoni, E. y López, R. 2014. Deflación en las lagunas semipermanentes de la estepa fueguina

(53° S), Argentina. Enviado en junio 2013. Revista Geológica de España. ISNN (versión impresa): 0214-2708. ISSN (Internet): 2255-1379. En prensa.

Wetzel, R.G. 1983. Limnology. 2 Ed., 743 p., Philadelphia, Pennsylvania, Saunders.

INVENTARIO Y GEOMORFOMETRÍA DE LOS HUMEDALES DEL SUR DE LA PROVINCIA DE CÓRDOBA UTILIZANDO SENSORES REMOTOS Y SISTEMA DE INFORMACIÓN GEOGRÁFICA (SIG)

Priscila Zandomeni1 y Marcela Cioccale2

En la región pampeana del S de la provincia de Córdoba se acumulan cuerpos de agua resultado de procesos geomorfológicos, clima, balance hídrico de precipitación-evapotranspiración y procesos de recarga y descarga subterránea que determinan la presencia de un sistema de humedales. Estas lagunas están asociadas a formas eólicas primarias ligadas a cubetas de deflación de origen eólico y paleocauces, todas inmersas en el denominado “Mar de Arena Pampeano” (Iriondo 1990). Estos cuerpos lacustres son consecuencia de ciclos sucesivos secos y húmedos acontecidos en el Cuaternario tardío. Los cambios climáticos alternantes fueron los responsables de generar un paisaje dominado por dunas y mantos de arenas con presencia de bañados y lagunas temporarias y permanentes en la planicie arenosa del S (Carignano 1996, 1999; Carignano et al. 2014). El área de estudio comprende las lagunas del S de la provincia de Córdoba ubicadas entre los 33º08’10,11’’ S y 34º58’50,61’’ S y entre los 61º23’11,64’’ O y 64º23’11,64’’ O (Fig. 1).

El objetivo principal de este trabajo consiste en realizar un inventario de los cuerpos lagunares y establecer los parámetros morfométricos básicos del sistema lacustre del S de la provincia de Córdoba con el fin de comprender los procesos que le dieron origen y su relación con los paleoclimas cuaternarios.

Para el mapeo y caracterización de las lagunas se utilizó un sistema de información geográfica (QSIG) a través del cual se procedió a digitalizar y medir parámetros morfométricos específicos sobre información suministrada por sensores remotos (Imágenes LANDSAT y Modelo digital de elevación SRTM), determinándose así valores geomorfométricos de área, perímetro y volumen, índices y relaciones morfométricas para, de este modo, aportar al conocimiento de la morfogénesis de estos cuerpos lacustres. Los controles de campo en la zona de estudio consistieron en un reconocimiento del área de interés y en la toma de medidas de profundidad in situ. Dichos resultados se combinaron con los rasgos obtenidos a través del procesamiento digital de imágenes espectrales (Brenner 1997). Todos los sitios de medición se georreferenciaron con un Sistema de Posicionamiento Global (GPS).

Por medio del uso de los sensores remotos, el procesamiento digital de imágenes satelitales y el control de campo correspondiente se pudo establecer que se trata de lagunas de baja profundidad y de límites irregulares y netos. Algunos cuerpos de agua son temporales y otros pocos de carácter permanente. Sus áreas y perímetros, parámetros ligados al clima de la región, varían en función de la estación, precipitación, evaporación y escorrentía superficial local y subterránea Son lagunas que poseen un área promedio de 3,43 km2. Según Hankanson (2011), un valor de este tipo corresponde a lagunas cuya clasificación recae dentro del campo de muy pequeñas (<10 km2). Poseen un perímetro medio de 0,12 km. Su índice de desarrollo de costa oscila entre 1,29 y 6,17 con una mediana de 2,07 (Tabla 1). El análisis de este último parámetro, permite establecer que se trata de cuerpos de agua de forma subcircular a elíptica. Son cuerpos lacustres muy someros con profundidades menores a los 4 m, con algunas pocas excepciones. No estratifican térmicamente, excepto por períodos cortos de tiempo. En general, poseen una baja transparencia y elevada turbidez (medida con un disco de Secchi en campo). Con respecto a lagunas ligadas a paleocauces y ubicadas en depresiones de origen fluvial (abanico del río Popopis), éstas poseen mayores dimensiones, una orientación NO-SE y conforman cuerpos de agua de mayor turbidez y profundidad, disponiéndose en rosario siguiendo el eje de los paleocanales. Ejemplo de ello, son las lagunas La Margarita, San Pedro, Nelson, La Legua, entre otras. Presentan un alto dinamismo y son una vía de transporte y circulación de agua y sedimento hacia las provincias vecinas (La Pampa y Buenos Aires) (Carignano et al. 2014).

Las lagunas del S de Córdoba presentan un origen eólico, fluvial o mixto con dos patrones principales

1 - Escuela de Geología. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdoba. Argentina E-mail:priscilazandomeni@hotmail.com2 - Departamento de Geología Aplicada. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdo-ba. Argentina

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de orientación: NE-SO y NO-SE, según se encuentren ligadas a cubetas de deflación eólica o a depresiones ubicadas en paleocauces fluviales controladas por lineamientos que afectan al abanico del río Popopis respectivamente.

Se considera que el estudio de estos humedales representa por un lado, un avance para la comprensión de la dinámica ambiental de la región y por otro, constituye un aporte para una gestión integrada que permitará la planificación territorial y aprovechamiento sustentable del recurso.

Tabla I. Parámetros morfométricos de las lagunas pampeanas en el área de estudioÁrea (km2 ) Perímetro (km) Índice de desarrollo de costa

Media Mediana Desv.Est. Media Mediana Desv. Est. Media Mediana Desv. Est.

3,43 1,37 13,29 0,12 0,086 0,16 2,22 2,07 0,68

BibliografíaBrenner, J. 1997. Estimación de batimetría utilizando datos multiespectrales caso de estudio laguna La Naca, Tamaulipas.

Tesis doctoral. (inédito) Monterrey. Carignano, C. 1996. Evolución geomorfológica de las planicies en la Provincia de Córdoba durante el Pleistoceno superior.

Revista del Instituto de Geologia y Mineria 11:7–26. Carignano, C. 1999. Late Pleistocene to recent climate change in Cordoba province, Argentina: geomorphological evidence.

Quaternary International 57-58:117–134.Carignano, C., Kröhling, D., Degiovanni, S. y Cioccale, M. 2014. Geomorfología. Relatorio del XIX congreso geológico

Argentino A:747-821.Córdoba.Iriondo, M. 1990. Map of the South America Plains. Its present state. Quaternary of South America and Antartic Peninsula

6:296-308.Hakanson, L. y Lindgren, D. 2011. Morphometric Classification and GIS-Based Data Analysis in Coastal Modeling and Management. Open Environmental Sciences, 5:1-17.Quirós, R.; Rosso, J.; Rennella, A.; Sosnovski, A. y Boveri, M. 2002. Análisis del estado trófico de las lagunas pampeanas

argentinas. Interciencia. Volumen 27. Nº 11.

Figura 1. Ubicación de los humedales en el S de la provincia de Córdoba.

CARACTERIZACIÓN TEXTURAL Y TRANSPORTE DE SEDIMENTOS DE PLAYA EN PUERTO MADRYN, PROVINCIA DE CHUBUT

María Paula Bunicontro1

El presente trabajo constituye parte de un estudio de investigación geológica y geomorfológica costera que se está realizando con el fin de determinar e integrar geoindicadores para su aplicación en planes de manejo costero en el sector comprendido entre Cerro Prismático al norte (42° 35’ 28,9” S - 64° 48’ 34,5” O) y Cerro Avanzado al sur (42° 49’ 58,5” S - 64° 52’ 53,3” O), abarcando la franja costera más occidental del Golfo Nuevo, en la provincia de Chubut.

El objetivo del presente trabajo es analizar, en forma preliminar, la textura y dinámica de transporte de los sedimentos de playa a lo largo de la costa de la localidad de Puerto Madryn, como parte de una caracterización sedimentaria de la franja urbana más importante del Golfo Nuevo. Para ello, se tuvo en cuenta el relevamiento de 8 perfiles transversales de playa (Fig. 1) sobre los cuales se recolectaron muestras (de aproximadamente 500 gramos) de sedimentos superficiales en los subambientes intermareales, playa distal, duna costera y duna colgada. Las fracciones granulométricas fueron obtenidas mediante el tamizado en seco de los sedimentos a escala ½ phi en un rango de -4 a 4 phi. El análisis textural de dichos sedimentos fue realizado a partir de los parámetros estadísticos de Folk y Ward (1957), obtenidos mediante el programa Gradistat (Blott 2000).

Se espera próximamente complementar este trabajo con los resultados de los estudios mineralógicos y de procedencia de los sedimentos que aún no se han obtenido. Se pretende además analizar los cambios texturales estacionales (verano e invierno) en cuatro puntos de observación ya delimitados. Las principales contribuciones sedimentológicas de esta zona patagónica fueron hechas por Etchichury y Remiro (1979), Gelós et al. (1994) y Monti y Bayarsky (1996). Más recientemente Bunicontro et al. (2014) realizaron un análisis textural similar de los sedimentos costeros a nivel regional.

Geomorfológicamente la zona de estudio se caracteriza principalmente por dos configuraciones costeras distintivas: costa de acantilados activos (labrados sobre la Formación Gaiman) con dunas colgadas y plataforma de abrasión, y costa de dunas con amplios depósitos de playa. Hacia el sur se distinguen acantilados sepultados por rampas eólicas, mientras que se reconocen depósitos de cordones litorales aislados en sectores más restringidos del norte.

Los sedimentos de los subambientes intermareales presentan modas principales entre -3 y 2 phi, con una granulometría variable entre arena fina a mediana (P3 a P6) a gravas finas (P1-P2-P8). Esta tendencia espacial también se percibe en el tipo de distribuciones y selección de las muestras. Mientras que las del norte (P1-P2) muestran distribuciones bimodales, platicúrticas con sedimentos pobremente seleccionados y las del sur (P7-P8) son polimodales, muy platicúrticas con sedimentos muy pobremente seleccionados, las muestras de los perfiles centrales (P3-P4-P5-P6) son unimodales, meso a leptocúrticas con buena a muy buena selección. Sólo en los perfiles P1, P2, P7 y P8 la población de tracción supera el 50% de participación. En los perfiles centrales domina la saltación con más del 96%de participación.

Los sedimentos de las playas distales (presentes de P2 a P6) corresponden mayormente a arenas finas, a excepción del P2 (gravas muy finas). Estos últimos presentan selección muy pobre y distribución muy platicúrtica. El resto son sedimentos muy bien seleccionados con distribuciones lepto a mesocúrticas, salvo los del P5 donde la selección es pobre. En los P3, P4 y P6 domina la saltación (98% de participación) mientras que la tracción alcanza el 58 y 14% en los P2 y P5, respectivamente. Las dunas, tanto costeras (P5 y P6) como colgadas (P7 y P8), están dominadas por arenas finas bien a muy bien seleccionadas y presentan distribuciones unimodales. Las distribuciones son mayormente simétricas y leptocúrticas. Domina la población de saltación en un 99%. La población de suspensión es ínfima en todos los subambientes analizados (< 1% de participación). Es notable la presencia de sedimentos más gruesos en los intermareales del norte (P1-P2) y del sur (P7-P8). Los perfiles centrales (P3 a P6) muestran sedimentos más finos y

1 - IGEBA, CONICET. Departamento de Geología-Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. Argentina. E-mail: paulabunicontro@hotmail.com

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desarrollo de dunas costeras (P5-P6). Esto se corresponde con una mayor disponibilidad de sedimento. Mientras que en los perfiles del sur (P7-P8) se desarrollan dunas colgadas, en los perfiles del norte la baja disponibilidad de sedimentos impide la formación de depósitos eólicos. Estos resultados preliminares se correlacionan directamente con las características geográficas de la zona ya que en las costas de Puerto Madryn y alrededores las condiciones marino-litorales son de baja energía constituyendo un ambiente semiprotegido dominado por mareas de amplitud media y oleaje de poca intensidad (Monti 1996). Por otra parte, los análisis sedimentológicos demuestran que los procesos hidrodinámicos generan erosión y acumulación en forma diferencial desde los extremos norte y sur hacia el oeste del Golfo. Los fenómenos de refracción-difracción de los trenes de olas provocan la erosión del material y disipación de la energía litoral con transporte de los sedimentos más finos hacia el interior de la bahía (Monti y Bayarsky 1996).

Desde el punto de vista ambiental, se puede mencionar que los sedimentos de playa de los perfiles ubicados sobre la franja urbana de Puerto Madryn podrían verse influenciados por distintas actividades antrópicas que fueron reconocidas en la costa, tales como: la removilización de arena de las dunas (por construcción de balnearios) y de las playas (por recolección de algas durante el verano con maquinaria pesada) y a la presencia de numerosos desagües pluviales y cloacales que desagotan en el mar.

Figura 1. Mapa de ubicación de la zona de estudio y de los perfiles de playa.

BibliografíaBlott, S. 2000. Gradistat 4.0. Surfer Processes and Modern Enviroments Research Group. University of London.Bunicontro, P., Marcomini, S., Weiler, N. y López, R. 2014. Análisis textural y transporte de los sedimentos de playa entre

Cerro Prismático y Cerro Avanzado en el Golfo Nuevo (Chubut). XIV Reunión Argentina de Sedimentología. En prensa.

Etchichury, M. y Remiro, J. 1979. Sedimentos de playa de la zona comprendida entre balneario El Cóndor (provincia de Río Negro) y Puerto Madryn (provincia de Chubut). VI Congreso Geológico Argentino, Actas 2-3: 281-302. Bahía Blanca.

Folk, R. y Ward, W. 1957. Brazos river bar: a study of the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology. 25:297-301.

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ELABORACIÓN DE MODELOS COSTEROS PARA LA EVALUACIÓN AMBIENTAL Y MANEJO DEL ÁREA COMPRENDIDA ENTRE CERRO

PRISMÁTICO Y CERRO AVANZADO, GOLFO NUEVO, CHUBUT

María Paula Bunicontro1

El presente trabajo constituye un estudio de investigación geológica y geomorfológica costera que se viene realizando con el fin de caracterizar la sensibilidad ambiental de diversos sistemas litorales para ser empleado como herramienta en el proceso de planificación y manejo de la zona costera. El área de estudio se encuentra comprendida entre cerro Prismático al norte (42°35’28,9” S - 64°48’34,5” O) y cerro Avanzado al sur (42°49’58,5” S - 64°52’53,3” O), abarcando la franja costera occidental del golfo Nuevo, en la provincia de Chubut. El objetivo del presente trabajo consiste en determinar modelos costeros basados en las características geológicas, geomorfológicas y dinámicas de los distintos ambientes naturales, con el fin de proponer en el futuro estrategias de manejo sustentables de los recursos naturales frente a potenciales desarrollos urbanos.

La metodología empleada consiste en la caracterización geomorfológica de los ambientes mediante el análisis de imágenes y fotografías aéreas correspondientes a un registro que abarca desde la década de 1940 hasta la actualidad. La caracterización de la zona se llevó a cabo mediante el relevamiento de 17 perfiles topográficos transversales a la costa en distintos puntos de observación empleando estación total. Asimismo, en cada sitio se recolectaron muestras superficiales para caracterizar la textura y composición de los sedimentos y la dinámica del sistema litoral.

La configuración de la línea de costa es irregular y está condicionada por la presencia de afloramientos terciarios de variada resistencia: Formación Puerto Madryn y Gaiman (Haller y Mendía 1980). Los depósitos pleistocenos correspondientes a los rodados patagónicos (Fidalgo y Riggi 1970) se distribuyen en forma casi homogénea sobre las secuencias anteriores. Estos rodados han sido retrabajados y retransportados principalmente por ríos y corrientes litorales y forman en la zona costera depósitos marinos (cordones litorales) que corresponden a distintos niveles de terrazas holocenas. En la zona de Puerto Madryn estas terrazas fueron estudiadas por Frenguelli (1931) y Feruglio (1949), y estratigráficamente corresponden a la Formación San Miguel como fuera definida por Haller (1978). Más recientemente los depósitos de cordones litorales fueron descriptos por Monti (1996). Modelos costeros similares a los aquí propuestos han sido descriptos por Marcomini et al. (2014) a nivel regional sobre las costas de los ríos Negro y Chubut.

El contorno de la costa es irregular. En las salientes se reconocen acantilados activos de hasta 30 m de altura labrados sobre las sedimentitas terciarias y plataformas de abrasión marina, y en las bahías, dominadas por depósitos de cordones litorales, playas areno-gravosas y dunas. Se han reconocido en la zona de estudio dos niveles de terrazas marinas holocenas de 6 y 4 m las cuales se distribuyen en forma aislada.

Sobre la base de las características geomorfológicas y dinámicas de los perfiles transversales de costa se han definido seis modelos morfológicos costeros: (1) Costa sobre pedimentos litorales. Se extiende al norte de punta Ameghino sobre la costa de cerro Prismático. Corresponde a una costa acantilada labrada sobre cordones litorales y niveles de bajada apoyados sobre pedimentos litorales, afectados por la erosión hídrica. La playa distal está ausente y en su lugar se desarrolla una terraza rocosa provista parcialmente de sedimentos gravosos en tránsito, ubicada a una cota aproximada de 2 m con una pendiente de 9,5°. La playa frontal posee un ancho similar (15 m) pero un menor gradiente (5,2°). La plataforma de abrasión (labrada sobre la Formación Gaiman) es irregular con hoyos y canaletas, y puede alcanzar hasta 70-80 m de ancho; (2) Costa acantilada con rampas y dunas colgadas. Este modelo morfológico se encuentra representado en las costas de playa Garipe y playa Kaiser. Está caracterizado por la presencia de acantilados de entre 2 y 6 m de altura sepultados por rampas eólicas de arena fina y por el desarrollo de dunas colgadas parcialmente activas. Éstas pueden alcanzar anchos de hasta 18 m y alturas de entre 2 y 3 m en playa Kaiser. La playa

1 - IGEBA, CONICET. Departamento de Ciencias Geológicas – Facultad de Ciencias Exactas y Naturales - Universidad de Buenos Aires. E-mail: paulabunicontro@hotmail.com

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distal, presente en playa Garipe, es angosta (16 m) con pendiente de 5,7º. La playa frontal areno-gravosa puede alcanzar hasta 60 m en playa Kaiser con pendientes variables entre 4º y 7º. Es frecuente en esta localidad la presencia de la plataforma de abrasión que puede alcanzar hasta 70 m de ancho con una pendiente de entre 1º y 2º; (3) Costa acantilada. Este tipo de costa se encuentra ampliamente extendido y corresponde mayormente a los sectores de cabos o salientes. El acantilado es activo y presenta un frente abrupto. Está labrado sobre las sedimentitas terciarias de la Formación Gaiman y posee una altura variable entre 7 y 25 m. Al pie del mismo se desarrollan extensas plataformas de abrasión que pueden alcanzar los 100 m de ancho en promedio en los momentos de bajamar. El desarrollo de playa es escaso. En aquellos lugares donde está presente está compuesta por sedimentos areno-gravosos y puede presentar anchos entre 6 y 30 m. Es frecuente la presencia de dunas colgadas estabilizadas por la vegetación sin rampas eólicas de alimentación, con anchos variables de hasta 30 m y alturas de entre 1 y 4 m; (4) Costa sobre terrazas de acreción marina holocenas. Este tipo de morfología se caracteriza por una línea de costa delimitada sobre antiguos niveles marinos que constituyen terrazas formadas por adosamiento de cordones litorales de gravas de edad holocena. Se identifican dos niveles de terrazas de 6 m (la más antigua) y 4 m (la más moderna). Pueden alcanzar extensiones entre 20 y 60 m, y ocasionalmente aparecen parcialmente vegetadas o cubiertas por delgados mantos eólicos. Las playas están compuestas por sedimentos cuyos tamaños varían de arena mediana a grava mediana y suelen presentar pendientes variables entre 1° y 12°; (5) Costa de dunas. Este modelo caracteriza especialmente la costa sur de la localidad de Puerto Madryn en donde aún se conservan las dunas costeras. Las mismas se ubican paralelas a la costa compuestas por arena fina a mediana pueden tener alturas de entre 2 y 3 m y anchos variables entre 4 y 24 m. La zona presenta playas frontales extensas (entre 150 y 300 m en momentos de bajamar) y de baja pendiente (1°). Es frecuente la presencia de barras longitudinales submareales de entre 30 y 46 m de ancho dispuestas en forma subparalela a la línea de costa; (6) Costa “antropizada”. Representa al sector central de mayor urbanización de la localidad de Puerto Madryn. La línea de costa está determinada en forma artificial por un muro de material de 1 m de altura. Suele ser frecuente la presencia de incipientes rampas eólicas desarrolladas contra el muro de defensa. Las playas están compuestas por arenas finas con anchos que varían desde 13 a 44 m en la playa distal a 110 y 225 m en la playa frontal; ambos subambientes de pendientes bajas que oscilan entre 1º y 2º. Las barras longitudinales de lavado sobre la playa frontal con disposición subparalela a la costa son habituales y presentan anchos de entre 12 y 31 m.

En base a las características morfológicas y dinámicas reconocidas en cada sector, se propone zonificar la costa estudiada y considerar la implementación de distintas estrategias de manejo para su ocupación. De esta manera, se pretende aportar un registro más preciso para el ordenamiento territorial de esta franja costera patagónica.

BibliografíaFeruglio, E. 1949. Descripción geológica de la Patagonia. D. G. YPF. Tomo II y III. 431 pp. Buenos Aires.Fidalgo, F. y Riggi, J. C. 1970. Consideraciones geomórficas y sedimentológicas sobre los rodados patagónicos. Revista de la

Asociación Geológica Argentina, 25 (4): 430-447.Frenguelli, J. 1931. Nomenclatura estratigráfica patagónica. Anal. Soc. Cient. Santa Fe, Tomo III. 115 p. Santa Fe.Haller, M. 1978. Estratigrafía de la región al poniente de Puerto Madryn. 7° Congreso Geológico Argentina. Actas 1: 285-

297. Neuquén.Haller, M. y Mendía, J. 1980. Las sedimentitas del ciclo Patagoniano en el litoral atlántico norpatagónico. Coloquio “R.

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Marcomini S. C., López, R. A. y Bunicontro, M. P. 2014. Modelos morfodinámicos para la zonificación de la susceptibilidad ambiental. XIX Congreso Geológico Argentino. Actas CD p. 1029-1030. Córdoba.

Monti, A. 1996. Características geológicas, zonificación y usos de la costa en la ciudad de Puerto Madryn, Chubut. Asociación Argentina de Geología Aplicada a la Ingeniería, 10:199-212.

VARIAÇÕES MORFOLOGICAS NAS PRAIAS OCEÂNICAS DE NITERÓI (RJ, BRASIL) EM RESPOSTA A INCIDÊNCIA DE ONDAS DE

TEMPESTADES

André L. C. da Silva1, Leonardo R. Eccard1, Carolina P. Silvestre2 e Raphael V. M. Antonio1

As praias oceânicas de Niterói, no litoral sudeste do Brasil, vêm sofrendo modificações devido ao intenso processo de urbanização, que se acentuou a partir da década de 1970 com a construção da ponte Presidente Costa e Silva (Rio-Niterói). A expansão imobiliária, o aumento do turismo e a consequente concentração de pessoas na zona costeira vêm causando alterações cada vez mais intensas nesses ambientes. O ambiente praial é dinâmico e importante na proteção dos litorais frente à ação destrutiva das ondas de tempestades que causam grande mobilidade de sedimentos e danos as estruturas de engenharia introduzidas, em alguns casos, dentro dos seus limites naturais (Davis e Fitzgerald 2004). Nesse estudo objetivou-se identificar as variações topográficas resultantes da incidência de ondas de tempestades nas praias de Piratininga, Sossego, Camboinhas e Itaipu, pertencentes à enseada de Itaipu (Fig. 1A). Foram selecionados 8 pontos distribuídos entre as quatro praias. Os monitoramentos foram realizados nos anos de 2013 e 2014, durante e após a ocorrência das ressacas para registrar as mudanças na morfologia e largura das praias causadas pelas ondas de tempestades e a reconstrução das mesmas quando do retorno às condições de tempo bom. Os perfis topográficos de praia foram adquiridos empregando-se o método proposto por Emery (1961). Por ocasião dos monitoramentos, algumas das condições de mar foram caracterizadas, tais como: altura, direção de incidência e período médio das ondas e forma de arrebentação.

Os resultados permitiram constatar o caráter altamente dinâmico das praias oceânicas de Niterói e a vulnerabilidade destas as grandes ondas de tempestades (Fig. 1A). Durante as observações de campo, essas ondas incidiram de sul e sudoeste, chegando a atingir 3 m de altura na arrebentação. A forma de arrebentação das ondas varia, sendo o tipo mergulhante (plunging) mais comum, seguido pela progressiva (spilling). Apresentaram período médio em torno de 12 s. As praias respondem rapidamente às variações nas condições de mar, estreitando-se de forma significativa em resposta a ocorrência de ressacas e aumentando a largura imediatamente logo após a diminuição da energia das ondas (Fig. 1B). A variabilidade dos perfis topográficos foi maior nos 2,6 km de extensão da praia de Piratininga, com destaque para o extremo oeste que apresentou largura mínima de 34 e máxima de 87 m na primavera e inverno de 2013, respectivamente. Essa praia também é a mais urbanizada e vem apresentando problemas como a destruição de estruturas de engenharia construídas praticamente dentro dos seus limites, constantemente atingidas pelas ondas durante as tempestades. O intenso processo de urbanização desse trecho do litoral de Niterói representa uma ameaça para este ambiente (Santos et al. 2004, Silva et al. 2009). A praia do Sossego, com apenas 130 m de extensão e confinada entre promontórios rochosos, mostrou-se bastante dinâmica, com variações na largura entre 15 e 54 m (primavera de 2013 e verão de 2014, nessa ordem). Esta praia preocupa pela largura reduzida, inclusive sob condições de tempo bom, quando predomina a fase de alargamento da mesma. O arco praial de Camboinhas, em seus 2,4 km de comprimento, variou de forma acentuada, com destaque para o setor noroeste, que apresentou maior variabilidade topográfica em relação as demais áreas, corroborando com Santos et al. (2004). Sob condições de mar agitado, a largura da praia foi reduzida a apenas 24 m, alcançando uma largura máxima de 75 m em condições de tempo bom. A praia de Itaipu é a mais abrigada e, consequentemente, a menos dinâmica. Com 700 m de extensão, esta praia variou apenas 15 m ao longo do período de monitoramento, com largura mínima de 39 e máxima de 54 m em resposta as variações nas condições de mar. No entanto, estudo realizado anteriormente nesta praia mostra variações intensas em resposta à incidência de ondas de tempestades (Rodrigues et al. 2012). A dinâmica sedimentar dessas praias é caracterizada pela grande mobilidade de sedimentos entre a parte emersa e submersa e ao longo das mesmas em resposta a ação das correntes de deriva litorânea, mais proeminentes nas praias de Piratininga

1 - Universidade do Estado do Rio de Janeiro, São Gonçalo, RJ, Brasil. E-mail: andrelcsilvageouerj@gmail.com 2 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, RJ, Brasil

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e Camboinhas. As variações observadas sugerem uma condição de equilíbrio para este litoral, que responde com rapidez as variações na energia das ondas incidentes. O entendimento do comportamento dessas praias frente aos eventos de alta magnitude é de grande relevância para o seu gerenciamento e tende a contribuir para a preservação dos ecossistemas costeiros e a diminuição dos riscos de perdas e danos à sociedade.

Figura 1. A: Área de estudo e dinâmica das praias na enseada de Itaipu em Niterói (RJ, Brasil). B: Perfis topográficos de praia adquiridos entre os anos de 2013 e 2014.

BibliografíaDavis Jr. A.R., Fitzgerald D.M. 2004. Beaches and Coasts. Oxford, Blackwell, p. 115-166.Emery, K. O. 1961. A Simple Method of Measuring Beach Profi les. Limnology and Oceanography. 6, 90-93.Rodrigues, E. M., Silva, A. L. C., Eccard, L. R. 2012. Praia de Itaipú, Niterói: geomorfologia e susceptibilidade às ondas de

tempestades. Anais do Seminário Dinâmicas da Paisagem da UERJ/FFP, pp.5.Santos, C. L. dos, Silva, M. A. M. da, Salvador, M. V. S. 2004. Dinâmica Sazonal e os Efeitos das Ressacas nas Praias de

Niterói/RJ. Revista Brasileira de Geociências. 34 (3): 355-360.Silva, A. L. C., Silva, M. A. M., Santos, C. L. 2009. Morfodinâmica e a estabilidade da praia de Piratininga, Niterói (RJ).

Revista Brasileira de Geociências. 39 (4): 684-693.

GEOMORFOLOGIA E SEDIMENTOLOGIA DAS PRAIAS NA BORDA ORIENTAL DA ILHA GRANDE, ANGRA DOS REIS (RJ, BRASIL)

Jaciele da C.A. Gralato1, André L.C. da Silva1, Carolina P. Silvestre2 e Andressa S. Batista1

O presente estudo objetivou caracterizar a geomorfologia e sedimentologia das praias localizadas na borda oriental da Ilha Grande no município de Angra dos Reis, estado do Rio de Janeiro (Brasil; Fig. 1A). Para isso, almejou-se conhecer a dinâmica morfossedimentar das praias, identificar as áreas mais vulneráveis a eventos de tempestades e à erosão costeira e verificar os principais problemas relacionados ao uso e ocupação do litoral. Com uma área de 193 km2, a Ilha Grande é a maior ilha do litoral sul do estado do Rio de Janeiro. É formada por mais de 100 praias distribuídas ao longo de 155 km de costa. A Ilha Grande está inserida num trecho do litoral brasileiro pertencente à Bacia de Santos, que ocupa uma área total de cerca de 350.000 km² (Mohriak 2003). Atualmente, essa área abriga a principal fronteira petrolífera do país devido a extração de petróleo na camada Pré-Sal. Apesar dos esforços voltados para a preservação deste magnífico ambiente, por meio da criação do Parque Estadual da Ilha Grande (PEIG) e da Área de Proteção Ambiental (APA) dos Tamoios, constituindo-se na Reserva Biológica da Ilha Grande, o cenário atual é preocupante em consequência da expansão das atividades ligadas ao turismo, as indústrias petrolíferas e nucleares na região. As quatro praias escolhidas para a realização deste estudo são: Vila Dois Rios e Lopes Mendes, voltadas para o oceano Atlântico; e Vila do Abraão e Pouso, voltadas para o continente. Foram escolhidos oito pontos de monitoramento da dinâmica costeira (Fig. 1A). A quantidade e a localização destes pontos foram definidas em função da extensão e orientação das praias e em relação ao grau de exposição às ondas. Os trabalhos de campo ocorreram sazonalmente, sempre ao final de cada estação e nas mesmas condições de maré de quadratura. Perfis topobatimétricos foram realizados com equipamento de topografia convencional, desde a escarpa de tempestade, no limite interno da praia, até a arrebentação das ondas. Os dados de topografia e batimetria foram processados no software Grapher 7, que permite a visualização das mudanças na morfologia e largura das praias estudadas. Ao longo desses perfis foram coletados sedimentos na área do pós-praia, frente de praia e face de praia para análise granulométrica e morfoscopia. A granulometria foi obtida pelo método de peneiramento das frações e permitiu classificar os sedimentos de acordo com Wentworth (1922) apud Pettijohn (1975). Por ocasião dos monitoramentos foram realizadas observações e medições das condições de mar: altura, direção de incidência e período médio das ondas e forma de arrebentação.

As praias da Ilha Grande apresentam características bem distintas. Quanto à extensão, podem variar de centenas de metros (predominam pequenas praias encaixadas entre os costões), até alguns poucos quilômetros, como no caso da praia Lopes Mendes. Essas praias apresentam diferentes níveis de exposição à incidência de ondas e aos eventos de tempestades, dependendo da localização e orientação das mesmas. As condições de mar mudam rapidamente, em resposta a passagem eventual de frentes frias provenientes do sul do país, causando grandes agitações na superfície oceânica com a aproximação de ondas de tempestades. No litoral oceânico da Ilha Grande, essas ondas alcançam três metros de altura na arrebentação, como observado no inverno de 2014 na praia de Lopes Mendes durante uma ressaca. Esta praia também foi a que apresentou maior variabilidade na morfologia e na largura, com forte corrente de deriva litorânea no meio do arco praial, formando canais na face de praia (Fig. 1B). Mesmo as praias abrigadas na borda oriental da Ilha Grande, como é o caso de Pouso e Abrahão, estão vulneráveis às ressacas. Nessas áreas, o tráfego de embarcações é intenso, devido a sua ampla utilização nas atividades ligadas ao turismo na ilha. Os resultados indicam uma dinâmica sedimentar caracterizada pela grande mobilidade de sedimentos entre a parte emersa e submersa das praias e, no caso específico de Lopes Mendes e Dois Rios, ao longo da mesma em resposta a ação da corrente de deriva litorânea (Fig. 1B). Observa-se uma variação importante no tamanho dos grãos e no grau de selecionamento entre as praias estudadas, com o predomínio de areia quartzosa fina nas praias oceânicas e areia grossa a muito grossa nas praias voltadas para o continente. Tais diferenças podem

1 - Universidade do Estado do Rio de Janeiro, São Gonçalo, Rio de Janeiro, Brasil. E-mail: jacielegralato@hotmail.com2 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, Rio de Janeiro, Brasil

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estar relacionadas ao papel das áreas fonte (pequenos rios e plataforma continental interna) no suprimento de sedimentos para essas praias. As praias da Ilha Grande, apesar de serem ambientes importantes para a proteção do litoral e para os diversos ecossistemas costeiros associados, são praticamente desconhecidas sob a perspectiva geomorfológica e sedimentar. O conhecimento das características físicas dessas praias é fundamental para a compreensão da dinâmica costeira e, consequentemente, do grau de vulnerabilidade aos eventos de tempestades e a erosão no litoral da Ilha Grande.

Figura 1. (A) Área de estudo com a localização dos pontos de monitoramento. (B) Perfis topográficos de praia adquiridos ao longo do ano de 2014.

BibliografíaMohriak, W.U. 2003. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira. Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do

Brasil. In: L.A. Bizzi, C. Schobbenhaus, R. M. Vidotti e J.H. Gonçalves (eds.) CPRM, Brasília, 87-94.Pettijohn, F.J. 1975. Sedimentary Rocks. Third Edition. Harper and Row Publishers, 68-81.

VARIAÇÃO TEMPORAL E ESPACIAL DO PROCESSO DE EUTROFIZAÇÃO POR NUTRIENTES INORGÂNICOS DISSOLVIDOS

EM UM SISTEMA ESTUARINO DA BAÍA DE GUANABARA, RJ-SE BRAZIL

Carlos Marclei A. Rangel1e José A. Baptista Neto1

Os sistemas estuarinos são ambientes complexos com grande importância econômica, social e ecológica. A interação entre os ambientes costeiros e as áreas urbanas contribui para a degradação de sistemas estuarinos por vias antrópicas, principalmente por despejos de esgotos domésticos e industriais que causam a eutrofização através de nitrato, nitrito e fosfato. Portanto, os sistemas aquáticos estão sendo gradativamente intensos impactos ambientais causados pela emissão de efluentes produzidos pelas atividades antrópicas e uma conseqüente eutrofização. Os poluentes emitidos podem ser retidos pelos sedimentos ou transportados em soluções associadas a mecanismos biológicos e químicos, contaminando a coluna d’água e a biota associada, causando assim sérios impactos aos ecossistemas.

A Bacia de drenagem da baía de Guanabara está localizada entre os paralelos 22°24’’ e 22°57’’ S e meridianos de 042°33’ e 043°19’ O. Com uma superfície aproximada de 4200 km2 (incluindo a baia), praticamente engloba toda a região metropolitana do Rio de Janeiro. A Bacia do Rio Guapi-Macacu possui área de drenagem com cerca de 1250,80 km², que corresponde a aproximadamente a 31% do total da área continental de contribuição à baía de Guanabara. Os poluentes presentes na água são transportados principalmente através de rios e canais que deságuam no sistema estuarino do Rio Guapi-Macacu que se localiza a nordeste da baía de Guanabara, contribuindo, portanto com a emissão de poluentes para este ecossistema.

Este trabalho teve como objetivos analisar as variações das concentrações de nutrientes inorgânicos dissolvidos (fosfato, nitrito e nitrato) e parâmetros físico-químicos da água: temperatura, pH, Eh, oxigênio dissolvido, material particulado em suspensão e pigmentos fito-planctônicos. Através destas análises descritas, foi possível avaliar a influência destes parâmetros na dinâmica de mobilidade e disponibilidade dos poluentes estudados (nutrientes inorgânicos dissolvidos), assim como identificar o fator determinante de alguns processos de poluição que ocorrem neste ecossistema e que podem também afetar o equilíbrio ambiental na baía de Guanabara.

De um modo geral, os dados obtidos evidenciaram indícios de eutrofização, com os parâmetros físico-químicos bastante alterados nos pontos situados próximos aos núcleos urbanos, indicando, portanto a influência dos efluentes domésticos e industriais emitidos sem tratamento para as águas deste sistema estuarino. As concentrações de nutrientes inorgânicos dissolvidos (NID) mostraram-se bastante elevadas nas duas estações, inverno e verão, evidenciando um ligeiro incremento no verão que é atribuído ao maior volume de água proveniente do escoamento superficial urbano mais intenso neste período do ano. As médias de concentrações de nitrato, nitrito e fosfato no inverno foram de 12,29 μM.l-1 1,05 μM.l-1 e 3,0 μM.l-1 , respectivamente. No verão, as concentrações destes nutrientes tiveram as seguintes médias: 16,59 μM.l-1 de nitrato, 1,05 μM.l-1 de nitrito e 10, 82 μM.l-1 de fosfato.

As concentrações de fósforo inorgânico dissolvido entre as estações de coleta estudadas apresentaram uma variabilidade significativa, sendo os maiores valores encontrados nos núcleos urbanos presentes na bacia. Entre as estações de coleta houve pequenas oscilações nas concentrações de fósforo inorgânico dissolvido, onde grande parte dos pontos de coleta apresentou valores bastante similares tanto no inverno quanto no verão. Nesta bacia, as concentrações de fósforo inorgânico dissolvido apresentaram-se mais elevadas no verão na maioria dos pontos de coleta. Este fator pode ser atribuído ao maior aporte de água típicos da estação chuvosa que facilitam uma maior participação do escoamento superficial que contribui para o aumento de poluentes nos sistemas aquáticos.

Concentrações elevadas de nitrogênio inorgânico dissolvido foram detectadas nos pontos próximos

1 - Universidade Federal Fluminense, Niterói, RJ, Brasil. E-mail:carlos2011@uol.com.br

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aos núcleos urbanos da região e concentrações bastante significativas nas áreas rurais. Dentre as fontes pontuais de nitrogênio está o esgoto doméstico, que é rico em compostos nitrogenados, como proteínas, aminoácidos e amônio, bem como gorduras e açucares. Outras fontes responsáveis pelo nitrogênio inorgânico dissolvido seriam os fertilizantes utilizados nas lavouras da área de entorno, os quais por lixiviação ou percolação através do solo atingem o lençol subterrâneo ou a água superficial através do runoff. Uma vez na água, o nitrato tende a ser concentrar por ser resistente à degradação microbiana. Por sua característica resistente, o nitrato é um indicador de poluição e seu monitoramento constante pode contribuir para várias informações a respeito das áreas fontes deste tipo de poluente.

Através do coeficiente de correlação linear de Pearson foi possível identificar a interação entre os parâmetros físico-químicos e as altas concentrações de nutrientes inorgânicos dissolvidos. No inverno, detectou-se a intensa afinidade das concentrações de fosfato à maior salinidade resultante dos efluentes emitidos neste sistema (p=0,8). Foi observado uma grande afinidade do nitrato pela temperatura (p=0,7), evidenciando a forte dependência dos parâmetros físico-químicos da água à dinâmica de variação da concentração dos nutrientes inorgânicos dissolvidos.

De uma maneira geral, foi possível constatar indícios de eutrofização ao longo da área de estudo, principalmente nos pontos medidos próximos aos centros urbanos desta região, como por exemplo, a diminuição nas concentrações de oxigênio dissolvido e valores de Eh bastante redutores se comparados com as outras áreas desta bacia. Em relação aos nutrientes analisados, detectou-se concentrações elevadas nas áreas urbanas provenientes provavelmente pela emissão antrópica de efluentes produzidos nestas regiões mais povoadas. É importante ressaltar que nas áreas rurais, observou-se concentrações de nutrientes inorgânicos dissolvidos ligeiramente enriquecidos em relação às áreas urbanas, evidenciando a contribuição das atividades agrícolas no processo de poluição neste sistema fluvial. O contínuo aumento das concentrações dos nutrientes inorgânicos dissolvidos neste sistema aquático poderá comprometer em grande escala a utilização doméstica, devido aos fatores associados à poluição que comprometem a qualidade da água. Através deste estudo, compreendeu-se que a associação dos parâmetros analisados na água com a dinâmica de emissão de nutrientes inorgânicos dissolvidos se constitui em uma importante ferramenta no monitoramento ambiental deste ecossistema. O aumento de investimentos em projetos de saneamento básico contribuiria na diminuição deste tipo de poluição, pois o tratamento de efluentes domésticos reduziria o aporte destes poluentes havendo assim uma maior conservação dos parâmetros naturais da água.

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CUANTIFICACIÓN DE LA EROSIÓN INDUCIDA POR LA CONSTRUCCIÓN DE UN ESPIGÓN EN CAMET NORTE, PROVINCIA

DE BUENOS AIRES, ARGENTINA

Rubén A. Medina1

Se conocen con certeza los importantes procesos de erosión que han sido provocados por la construcción del puerto de Mar del Plata en las primeras décadas del siglo pasado. Las sucesivas construcciones de defensa costera, en especial los espigones en las playas céntricas de esa ciudad y en Santa Clara del Mar, y el reciente armado de escolleras para el tendido del emisario cloacal al norte del Partido de General Pueyrredón, han contrarrestado localmente los procesos erosivos en estos lugares. No obstante, la retención de arena producto de las protecciones mencionadas, ha incrementado notablemente la erosión en los sectores ubicados al norte de dichas áreas.

En este trabajo se dan a conocer los cambios producidos tras la construcción de un espigón a fines del año 2011 en Camet Norte, balneario ubicado al norte de Santa Clara del Mar, en el Partido de Mar Chiquita, ejemplificando a escala local lo acontecido a nivel regional.

Trabajos geomorfológicos previos en este sector y en zonas aledañas, fueron llevados a cabo por Schnack et al. (1983), Merlotto y Bértola (2009), Bértola et al. (2013) y Medina y Martínez (2014).

El nuevo espigón (37º 49´07,1´´S - 57º 29´01,8´´O) se encuentra ubicado inmediatamente al norte del balneario de Camet Norte (Fig. 1a), está conformado por bloques de cuarcita y tiene una longitud aproximada de 54 m. La retención de arena producto de esta construcción se aprecia claramente en las Figs. 1b y 1c. Para el estudio de las consecuencias de dicha retención se dispuso desde julio de 2011, de una serie de mediciones trimestrales del retroceso del frente costero en cuatro puntos seleccionados al norte del nuevo espigón, a 197 m (estaca IV), a 1290 m (estaca III), a 1666 m (estaca II) y a 2647 m (estaca I) del mismo, respectivamente. Las mediciones se realizaron entre el tope de una estaca hincada sobre la plataforma de abrasión y la pared del acantilado y del microacantilado, el cual está conformado por la base del acantilado propiamente dicho (Fig. 1d). Esa base, al ser más indurada y al poseer, por ende, una mayor resistencia a la erosión marina, retrocede en forma más lenta que el resto de la pared, manifestándose morfológicamente como una pequeña plataforma de abrasión marina levemente ascendida. Asimismo se midió el nivel de arena en playa, calculando la distancia entre la base de cada estaca y la arena (Fig. 1d). Además se tomaron durante un año cuatro muestras sedimentológicas por estaca a fin de realizar análisis granulométricos.

Desde la construcción del espigón hasta la fecha, la estaca IV retrocedió 206 y 344 cm, la estaca III, 7 y 19 cm, la estaca II, 9 y 15 cm, siempre acantilado y microacantilado, respectivamente, y la estaca I tuvo un retroceso del acantilado de 54 cm, no disponiéndose por el momento del valor del retroceso del microacantilado por estar cubierto por la arena (Fig. 2a). Respecto al nivel de arena, se observó una mayor acumulación durante el verano y una mínima acumulación durante el invierno. En las estacas I a III, durante el invierno el nivel fue similar al período previo a la construcción del espigón, mientras que durante el verano el nivel estuvo un metro más alto respecto al período invernal. En cambio, en la estaca IV, durante el verano el nivel fue similar al valor del invierno previo a la construcción del espigón, en tanto que durante el invierno estuvo algo más de un metro por debajo del nivel anterior (Fig. 2b). Lo anterior se ajusta para el año 2013, en tanto que para el 2014, debido probablemente a una mayor persistencia de los vientos provenientes del NE (lo cual provocaría una disminución de la deriva litoral hacia el N, e incluso una reversión momentánea), se modificaron los valores señalados, si bien se mantuvieron las características de mayor acumulación en las estacas I a III en relación a la estaca IV. Por su parte, el tamaño de grano en esta última estaca siempre fue más grueso respecto a las demás, indicando una mayor energía de ola en ese sector.

Si bien es una costa erosiva, lo señalado para la estaca IV evidencia sin dudas las consecuencias

1 - Dpto. de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Argentina. E-mail: medinaruben01@yahoo.com.ar

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negativas de este tipo de protección costera, al encontrarse aquélla en el sector de influencia del nuevo espigón, situación que no ocurre con las restantes estacas. Es decir, la disminución del nivel de arena a lo largo del año, permitió una afluencia directa del embate de las olas durante todo el período, reflejándose esto en un mayor retroceso de la costa en el área. Una posible solución sería realizar periódicos procesos de refulado en la boca del puerto de Mar del Plata, ya que esta medida no estructural podría hacer disminuir la erosión prevista sin trasladar las consecuencias a los sectores ubicados aguas arriba respecto a la deriva litoral, como sí lo hace la medida estructural analizada en el presente trabajo.

Figura 1. a) Ubicación del área de estudio, indicando el área directamente afectada (estaca IV) y las áreas de control (estacas I a III). De acuerdo a la dirección y sentido de la deriva litoral de SO a NE, en b) se muestra la extracción

de arena del lado norte del espigón y en c) el entrampamiento de la misma del lado sur. En las fotografías, las barras blancas equivalen a 2,5 m. d) Esquema indicando las medidas tomadas en el campo. Figura 2. a) Retroceso del

acantilado y microacantilado en cada una de las estacas. b) Nivel de arena en playa, medido entre la base de cada estaca y la arena. Tanto los máximos retrocesos del acantilado y microacantilado como el mínimo nivel de arena, se

observan en la estaca más cercana al nuevo espigón, es decir, la estaca IV.

BibliografíaBértola, G.R., Merlotto, A., Cortizo, L. y Isla, F.I. 2013. Playas de bolsillo en Mar Chiquita, Provincia de Buenos Aires.

Revista de la Asociación Geológica Argentina, 70(2):267-278, Buenos Aires.Medina, R.A. y Martínez, A.L. 2014. Erosión de la línea de costa entre Camet Norte y Mar de Cobo, Provincia de Buenos

Aires, Argentina. 19º Congreso Geológico Argentino, Actas S12-31a y b, Córdoba.Merlotto, A. y Bértola, G.R. 2009. Coastline evolution at Balneario Parque Mar Chiquita, Argentina. Ciencias Marinas,

35(3):271-286, Ensenada, México.Schnack, E.J., Álvarez, J.R. y Cionchi, J.L. 1983. El carácter erosivo de la línea de costa entre Mar Chiquita y Miramar,

Provincia de Buenos Aires. Simposio Oscilaciones del Nivel del Mar durante el Último Hemiciclo Deglacial en la Argentina, Actas 118-130, Mar del Plata.

ESTRUCTURA INTERNA DE LOS DEPÓSITOS LITORALES DEL HOLOCENO EN LA ZONA DEL RÍO CHICO, TIERRA DEL FUEGO

Alejandro Montes1 y Gustavo Gabriel Bujalesky2

La planicie de cordones litorales ubicada en la zona baja de la cuenca del río Chico, Tierra del Fuego, posee una superficie de 52 km2. La misma se desarrolla a partir del retrabajo de depósitos glacifluviales y principalmente glaciarios ubicados al norte, en la zona de punta Sinaí (Drift Río Cullen, Meglioli et al. 1990). A su vez, la canibalización de sus propios sedimentos ha contribuido en su desarrollo (Isla y Bujalesky 2000) el cual ha sido el principal causal de la colmatación de los ambientes de bahía constituidos durante el Holoceno medio (Montes y Bujalesky 2014). El sentido de crecimiento de estos depósitos es hacia el sur, a partir del transporte de sedimentos generado por la deriva litoral regional. Al S de la zona de estudio se reconocen espigas desarrolladas durante el Holoceno tardío (Montes y Bujalesky 2012) que evidencian variaciones en la dirección del transporte de sedimentos. Para el estudio de su estructura interna se trabajó con Georadar, utilizando las antenas de 200 y 400 MHz. Se efectuaron 41 perfiles cubriendo una distancia total de 3.373 m de registración, a partir de los cuales se identificaron las principales facies radar. Su interpretación se sustenta en el análisis morfológico de la playa actual realizado mediante la generación de perfiles topográficos con GPS diferencial y de los escasos afloramientos asociados a canteras de extracción de áridos (Fig. 1). En dichos registros se caracterizaron las principales superficies de erosión, cuya distancia en los relictos de espigas fósiles es menor que en la planicie de cordones, promediando poco más de 30 m. La pendiente de las superficies erosivas se encuentra entre 4 y 5°, tanto en las espigas como en la planicie de cordones, ya que responde principalmente a la granulometría de los depósitos de playa. Estas superficies erosivas en la planicie de cordones se asocian estrictamente a canibalización, aunque en las espigas también se las vincula con su migración hacia el continente por rodamiento transgresivo (rollover, Orford et al. 1990, Montes y Bujalesky 2012). El desarrollo de las facies identificadas en la planicie de cordones litorales es principalmente progradante (Fig. 1.b) predominando la facies pbf. Esta facies posee reflectores paralelos o subparalelos a la superficie erosiva anterior y representan períodos de estabilidad en las condiciones de sedimentación (nivel del mar, disponibilidad de sedimentos y clima –viento/olas-). Dicha facies tiene una baja representación en los depósitos de la espiga fósil, y no se registra en la espiga actual. En los registros realizados en forma paralela a las crestas de los cordones litorales se observan reflectores horizontales, del mismo modo en que se dispone la estratificación en los cortes de las canteras orientados de esta forma. Existen facies radar con sobredepositación y algo de sobrelavado (ot/ow), pero al no generarse un ambiente restringido propiamente dicho, salvo una pequeña depresión tras la berma, predomina la sobredepositación en la zona alta del frente de playa. En contraposición, en los registros obtenidos en las espigas fósiles y en la actual pueden reconocerse facies de marisma (ma) correspondientes a ambientes restringidos. Estas facies son cubiertas o se interdigitan con facies de abanicos de sobrelavado (owf ) que poseen un sentido de crecimiento hacia el continente. A pesar de que tanto en las planicies de cordones litorales como en las espigas se identificaron superficies de erosión bien definidas que evidencian “pulsos transgresivos”, sólo en estas últimas se identifican estas facies que representan un movimiento retrogradante de los depósitos a partir del rodamiento transgresivo. Aun considerando las diferencias mencionadas, la facies br que representa la migración y acreción de barras intermareales hacia el continente conformando bermas de playa (ejemplo f3-br, Fig. 1.b) es recurrente tanto en los registros de la planicie de cordones litorales como en los registros realizados en los depósitos de las espigas fósiles. La pendiente hacia el continente de los reflectores de esta facies refleja claramente el sentido de la migración de las bermas mareales, acorde a los modelos planteados por Sunamura y Takeda (1984). Esta facies se encuentra en general entre los 2,40 m y los 6 m de profundidad, ubicándose en el sector intermareal medio/alto. Las superficies erosivas que limitan a las facies pbf y br evidencian los procesos de canibalización que sufre la planicie de cordones litorales en

1 - Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Comodoro Rivadavia, Argentina. E-mail: alejandrogeomontes@gmail.com2 - Centro Austral de Investigaciones Científicas, Ushuaia.

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su desarrollo y la elongación de sus cordones hacia las zonas distales a partir de la erosión de sus propios sedimentos. El predominio de la facies pbf en los registros realizados sobre la planicie de cordones litorales refleja el carácter progradante de su estructura interna. Su escasa representación en los registros obtenidos en las espigas vinculadas a la etapa final de colmatación de los ambientes de bahía, evidencia la escasez de detritos generada por la rectificación de la costa. Esta escasez origina la erosión en el frente de playa y permite la migración de las espigas por rodamiento transgresivo.

Figura 1. a) Corte oeste-este de una cantera de gravas con estratificación cruzada de bajo ángulo en la zona sur de la planicie de cordones litorales. b) Registro GPR con antena de 400 MHz e identificación de facies y superficies radar

en proximidades de a).

BibliografíaIsla, F.I. y Bujalesky, G.G. 2000. Cannibalisation of Holocene gravel beach-ridge plains, northern Tierra del Fuego, Argentina.

Marine Geology, 170:105–122.Meglioli, A., E. Evenson, P. Zeitler y Rabassa, J. 1990. Cronología relativa absoluta de los depósitos glaciarios de Tierra del

Fuego, Argentina y Chile. XI Congreso Geológico Argentino, Actas 2:457-460. San Juan. Montes, A. y Bujalesky, G.G. 2012. Migración y estructura interna de espigas en la zona del río Chico, Tierra del Fuego. XIII

Reunión Argentina de Sedimentología. Resúmenes:148-149. Salta.Montes, A. y Bujalesky, G.G. 2014. Evolución litoral durante el Holoceno en la zona del río chico, Tierra del Fuego. XIX

Congreso Geológico Argentino. Actas S12-32:1041-1042. Córdoba.Orford, J.D., Carter, R.W. y Forbes, D.L. 1990. Gravel barrier migration and sea level rise: some observations from Story

Head, Nova Scotia, Canada. Journal of Coastal Research 7(2):477-488.Sunamura, T. y Takeda, Y. 1984. Landward migration of inner bars. Marine Geology 60:63-78.

CAMBIOS RELATIVOS DEL NIVEL DEL MAR DURANTE EL HOLOCENO EN EL ESTUARIO DEL RÍO DE LA PLATA, ARGENTINA

Y URUGUAY: UNA REVISIÓN

Aldo R. Prieto1, Dominique Mourelle1, Isabel Vilanova2 y Lila Ricci3

Se propone una revisión crítica de la posición y tendencia del nivel relativo del mar durante el Holoceno en el área del estuario del río de la Plata (Argentina y Uruguay) basada en resultados geocronológicos publicados. Se compilaron más de 70 dataciones radiocarbónicas, cuyas limitaciones fueron consideradas previamente a los análisis, descartando aquellas con información contradictoria sobre su ubicación, altitud y/o edad. Por otra parte, se excluyeron las dataciones anteriores a 1980 porque la desviación estándar de las edades era demasiado grande, así como también las provenientes de material retrabajado y de depósitos arqueológicos. Por lo tanto el análisis se limitó a 52 puntos índices (index points) de 36 sitios diferentes que corresponden principalmente a moluscos estuarino-marinos datados por C14 (AMS o convencional), de los cuales Erodona mactroides representa el 63% del material datado. Las muestras proceden principalmente de depósitos de cordones de playas ubicados en ambas áreas costeras del estuario. Los datos radiocarbónicos fueron corregidos por un efecto reservorio regional y calibrados a años calendario antes del presente (años cal. AP). Los datos fueron analizados mediante métodos paramétricos (regresión polinomial múltiple), para lo cual se codificaron programas en lenguaje R (R CoreTeam 2013), y no paramétricos (LOESS Smoothing), utilizando el programa v.2.15 Past (Hammer et al. 2001). A partir de los resultados del modelo lineal generalizado Gamma (paramétrico) se sugiere que el nivel relativo del mar durante el Holoceno comenzó con una fase de ascenso que alcanzó el máximo de ca. + 4 m a 6000 años cal. AP. Con posterioridad, el nivel del mar descendió a + 3 m a ca. 4800 años cal. AP, manteniéndose relativamente estable hasta 2600 años cal. AP cuando comenzó una caída gradual hasta su posición actual. Por otro lado, los resultados del modelo LOESS permiten sugerir un nivel del mar similar al actual entre 7500 y 7000 años cal. AP, un máximo nivel de ca. + 4 m entre 5800 y 5400 años cal. AP durante un período de relativa estabilización entre ca. 6200 y 4800 años cal. AP, seguido por una caída gradual y continua hasta la actualidad. Ambos análisis desplegaron igual validez estadística, indicando que los modelos no son excluyentes y mostraron algunas diferencias respecto al momento de máximo nivel y al período de estabilización, que refleja la aleatoriedad de los datos. Las regresiones proporcionaron curvas estadísticamente robustas que señalan diferencias con la curva propuesta por Cavallotto et al. (2004) para el momento y la altura máxima del nivel del mar y en las tendencias durante la etapa regresiva. Las variaciones del nivel relativo del mar desde 8000 cal a AP inferidas a partir de los cambios en la distribución espacio-temporal de la vegetación y el paleomicroplancton de dos secuencias palinológicas ubicadas en las proximidades de la desembocadura del río de la Plata en la costa de Uruguay y a 30 km al O de la costa actual de la bahía Samborombón (Vilanova y Prieto 2012) se utilizaron como datos independientes para discutir similitudes y diferencias con las diferentes curvas propuestas. Las tendencias inferidas mostraron un mejor ajuste con las curvas de regresión que con la curva propuesta por Cavallotto et al. (2004). Aunque las curvas obtenidas no son capaces de producir conclusiones definitivas, es posible destacar estadísticamente que son igualmente probables patrones alternativos de movimiento del nivel del mar que deberían ser comprobados con evidencias de campo. Si bien los niveles altitudinales de los cordones de playas han sido utilizados como un indicador aproximado del nivel del mar del pasado, estos probablemente se formaron por encima del nivel medio del mar y por lo tanto las alturas propuestas podrían estar sobreestimadas.

1 - Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras, CONICET, Universidad Nacional de Mar del Plata, Mar del Plata, Argentina. E-mail: aprieto@mdp.edu.ar2 - CONICET, Museo Argentino de Ciencias Naturales “Bernardino Rivadavia”, Buenos Aires, Argentina3 - Departamento de Matemática, Universidad Nacional de Mar del Plata, Mar del Plata, Argentina

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BibliografíaCavallotto, J.L., Violante, R.A. y Parker, G. 2004. Sea-level fluctuations during the last 8600 years in the de la Plata river

(Argentina). Quaternary International, 114:155-165.Hammer, Ø., Harper, D.A.T. y Ryan, P.D. 2001. PAST: Paleontological statistics software package for education and data

analysis. Palaeontologia Electronica 4, 9.R Core Team. 2013. R: A language and environment for statistical computing. R Foundation for Statistical Computing,

Viena, Austria.URL http://www.R-project.org/.Vilanova, I. y Prieto, A.R. 2012. Historia de la vegetación de las llanuras costeras de la Bahía Samborombón (~ 35,5° S),

Argentina, desde 7800 14C años. Ameghiniana, 49 (3):303-318.

EL CUATERNARIO EN EL SECTOR MARINO DE LA CUENCA DEL COLORADO: ASPECTOS GEOMORFOLÓGICOS E IMPLICANCIAS

EN LA EVOLUCIÓN DEL MARGEN CONTINENTAL

Roberto A. Violante1

El Margen Continental Argentino evolucionó a partir del inicio de la apertura continental entre Sudamérica y África en el Jurásico-Cretácico. Sin embargo, recién comenzó a adquirir su configuración actual desde el Eoceno-Oligoceno, cuando el océano Atlántico suroccidental alcanzó la suficiente dimensión y dinámica de la circulación marina como para que los procesos sedimentarios y oceanográficos pudiesen modelar definitivamente el relieve. Los factores morfodinámicos mayores ocurridos durante el Cuaternario, como las transgresiones glacioeustáticas que afectaron principalmente a la plataforma y las costas, los procesos gravitacionales y turbidíticos en las pendientes mayores del talud y los procesos contorníticos profundos asociados a la circulación de las masas de agua oceánica de origen antártico, terminaron de definir los presentes rasgos morfosedimentarios del margen.

Estudios en avance en el sector surbonaerense del margen correspondiente al ámbito de la Cuenca del Colorado, están llevando a definir no solamente los rasgos morfosedimentarios y estratigráficos de la región sino también los aspectos evolutivos que le imprimieron a ese ámbito características particulares, diferentes a aquellas de las regiones adyacentes situadas hacia el norte y el sur.

La región se caracteriza por el desarrollo de un paquete sedimentario cenozoico reconocido a través de la sucesión de unidades sísmicas separadas por discontinuidades. Ellas conforman una secuencia de depósitos multicíclicos contorníticos, turbidíticos y de deslizamientos en masa, con estructuras progradantes, retrogradantes y agradantes que en muchos casos evidencian asociaciones a cambios eustáticos y paleoceanográficos. En el subsuelo de la plataforma esas unidades sísmicas se correlacionan con las unidades litoestratigráficas definidas en perforaciones offshore, representadas por las Formaciones Pedro Luro, Elvira, Barranca Final y Belén (Fryklund et al. 1996). En particular la Fm. Belén, que corresponde al Plioceno-Cuaternario, está representada en la plataforma interior y zonas más cercanas a la costa por arenas medianas a gruesas azul grisáceas, poco consolidadas, en parte conglomerádicas, que hacia el continente incorporan gravas y fragmentos de toscas. Hacia la plataforma exterior grada a depósitos con abundantes coquinas, arenas, limolitas y arcilitas que fueron considerados de ambiente litoral a plataforma (Fryklund et al. 1996).

Los rasgos geomorfológicos y morfosedimentarios actuales están labrados sobre la secuencia cuaternaria. La región presenta una franja litoral en la cual se diferencian tres rasgos mayores modelados durante el máximo alcance de la transgresión postglacial y posterior retroceso del nivel del mar. Al norte (sector de costa de orientación este-oeste entre Necochea y Bahía Blanca) se desarrolla una costa acantilada con extensas y amplias playas arenosas y cadenas medanosas. Al sur (sector de orientación norte-sur entre Bahía Blanca y la desembocadura del río Negro) se extienden sistemas de barreras arenosas y gravosas coronadas por una cubierta eólica, que dejan hacia el interior llanuras mareales; dentro de este ámbito se desarrolla la planicie deltaica actual del río Colorado que incluye relictos de paleodeltas; las playas son amplias y de carácter arenoso o gravoso. En el sector intermedio entre aquellas regiones (zona de Bahía Blanca) se desarrolla el ambiente mareal formado por costas bajas e islas de carácter arcilloso.

La plataforma es de relieve suave y uniforme aunque presenta algunas particularidades que permiten diferenciar áreas con rasgos propios. La plataforma interior (entre la costa y 30 m de profundidad) corresponde a la Terraza I (Parker et al. 1997), definida como un ámbito modelado por antiguos deltas del río Colorado durante etapas de bajo nivel del mar en el Holoceno (Spalletti e Isla 2003, Melo et al. 2003, Violante et al. 2014); su composición litológica superficial es de arenas finas a medianas con concentraciones de gravas que denotan un ambiente de alta energía al momento de su formación. La plataforma media (entre 30 y 70

1 - Servicio de Hidrografía Naval, División Geología y Geofísica Marina. Buenos Aires, Argentina E-mail: violante@hidro.gov.ar

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m) es de pendiente algo mayor a la anterior tapizada con arenas finas a muy finas, reconociéndose relictos de morfologías posiblemente asociadas a paleo-cursos fluviales activos durante etapas de bajo nivel del mar (Violante et al. 2014). La plataforma exterior (entre 80 m y el borde de transición al talud situado a ~120 m) tiene una superficie aterrazada subhorizontal correspondiente a la Terraza II (Parker et al. 1997) cubierta por arenas muy finas limosas, que incluye en su sector más externo superficies irregulares con numerosas depresiones y elevaciones (estas últimas de carácter bioclástico con abundantes conchillas) interpretadas como relictos de antiguos sistemas estuáricos y paleocostas de barreras formados en tiempos cercanos al LGM (Violante et al. 2014).

El talud, diferenciado por sus pendientes más empinadas, presenta tres áreas con particulares características morfosedimentarias. El talud superior, hasta profundidades entre 700 y 900 m, es de muy fuerte pendiente y carácter esencialmente erosivo. A partir de allí se extiende el talud medio constituido por la Terraza Ewing (hasta ~1300 m) de carácter contornítico (Hernández Molina et al. 2009), composición areno limosa y baja pendiente, la cual se encuentra recortada por importantes rasgos erosivos y evidencias de depósitos de transporte en masa y deslizamientos gravitacionales, así como por las cabeceras de cañones submarinos pertenecientes al sistema de Bahía Blanca. El talud inferior es nuevamente de fuerte pendiente hasta los 4000 m de profundidad, y aparece atravesado por cañones submarinos y modelado por depósitos gravitacionales.

La emersión se desarrolla a partir de los 4000 m, caracterizada por lóbulos sedimentarios de origen turbidítico y composición arenosa a limosa, que demuestran el dominio de la acción gravitacional desde los cañones submarinos y pendientes del talud, aunque reorientados en dirección oblicua a la base del talud hacia el noreste, al haber sido derivados en esa dirección por procesos contorníticos profundos.

En síntesis, los rasgos morfosedimentarios del ámbito marino bajo estudio señalan la presencia de un margen muy desestabilizado por la dinámica ocurrida durante el Cuaternario. La alta dinámica imperante en la plataforma cuando se encontraba expuesta durante la última glaciación y el postglacial, dominada por la presencia de un sistema fluvio-deltaico de gran magnitud (paleo-río Colorado), parece haber sido determinante en la transferencia de procesos de alta energía hacia el talud y emersión, donde dominan procesos gravitacionales favorecidos por la densa red de cañones submarinos, con abundante presencia de depósitos en masa y turbidíticos que afectan significativamente a las terrazas contorníticas.

AgradecimientosEl trabajo forma parte del Proyecto MARGEN (MinCyT-ANPCyT-PICT-2010-0953). Se agradece a la Secretaría de

Energía, YPF y Archivo de esta Empresa en Avellaneda, por la cesión de los datos de perforaciones offshore de la Cuenca del Colorado.

BibliografíaFryklund, B., Marshall, A. y Stevens, J. 1996. Cuenca del Colorado. En: Ramos, V. y Turic, M. (eds.) Geología y Recursos

Naturales de la Plataforma Continental Argentina. Relatorio XIII Congreso Geológico Argentino, Buenos Aires: 135-158.

Hernández-Molina, F.J., Paterlini, C.M., Violante, R.A., Marshall, P., de Isasi, M., Somoza. L. y Rebesco, M. 2009. A contourite depositional system on the Argentine Slope: an exceptional record of the influence of Antarctic water masses. Geology 37 (6): 507-510.

Melo, W.D., Schillizzi, R., Perillo, G.M.E. y Piccolo, M.C. 2003. Influencia del área continental pampeana en la evolución morfológica del estuario de Bahía Blanca. AAS, Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología 10 (1): 37-50.

Parker, G., Paterlini, C.M. y Violante, R.A. 1997. El fondo marino. En: Boschi, E.E. (ed.). El Mar Argentino y sus Recursos Pesqueros. INIDEP, Mar del Plata, Argentina 1: 65-87.

Spalletti L.A. e Isla, F.I. 2003. Características y evolución del delta del Río Colorado (“Colú-Leuvú”), Provincia de Buenos Aires, República Argentina. AAS, Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología 10: 23-37.

Violante, R.A., Laprida, C., Bressan, G.S., Diaz, G.R., Bozzano, G., Grant, J.P., Garcia Chapori, N., Cavallotto, J.L., Maidana, N.I., Cianfagna, F.A., Osterrieth, M.L., Paterlini, C.M. y Costa, I.P. 2014. Registro paleoambiental del Estadio Isotópico 2 en la Plataforma Continental exterior del Sureste Bonaerense: un nuevo aporte a la evolución regional. Revista de la Asociación Geológica Argentina 71 (3): 449-455.

“EXCURSIONES CIENTÍFICAS EN PATAGONIA NORTE”: CURSO DE CAMPO CON ABORDAJE CIENTÍFICO, ENFOCADO A LA

PROMOCIÓN Y CONSERVACIÓN DEL PATRIMONIO NATURAL Y CULTURAL PATAGÓNICO

Oscar A. Martínez1,2 y Laureano González Ruiz1,2

En la Sede Esquel de la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco (noroeste de la provincia del Chubut) se ha formulado un proyecto educativo dirigido al público en general,que aborda temáticas vinculadas al medio natural y cultural en un circuito que atraviesa magníficos escenarios patagónicos. Esta iniciativa, denominada “Excursiones Científicas en Patagonia Norte - Conocer para Preservar”, es dictada por docentes/investigadores de la mencionada universidad y del Consejo Nacional de Investigaciones Científicas (CONICET) y se lleva a cabo periódicamente(2-3 ediciones al año). Los objetivos de la actividad son: (a) brindar capacitación al ciudadano común, no especializado, en temáticas como geología, geomorfología, paleontología,ecología, arqueología e historia regional; (b) lograr de parte de la comunidad y a través del conocimiento, una mayor valoración del medio natural y cultural patagónico; (c) capacitar en las técnicas y procedimientos (legislación vigente) para preservar los recursos naturales y culturales de la región; (d) propiciar la integración entre la Universidad y la comunidad científica con las poblaciones más aisladas del norte patagónico; (e) sumar mayor actividad económica a las poblaciones locales mediante, por un lado, la prestación de los servicios necesarios para la realización del curso y, por otro, la inevitable y deseable difusión turística del área.

La propuesta pedagógica, esencialmente multidisciplinaria, se estructura sobre un circuito que se inicia en los alrededores de la ciudad de Esquel (Fig. 1) en donde se reconocen rocas y estructuras geológicas, el paisaje glaciario del Pleistoceno (según el esquema glaciestratigráfico de Martínez et al. 2011), las comunidades biológicas de ecotono, desarrollando temáticas relacionadas con el poblamiento histórico de la región. Luego,en el valle medio del río Chubut, entre Piedra Parada y Paso del Sapo (Fig. 1), se visitan ecosistemas esteparios, sitios arqueológicos (esencialmente pictografías del Holoceno medio, por ejemplo. el sitio Campo Moncada 2 que cuenta con una edad radiocarbónica máxima de 5080 AP, Bellelli 1987), yacimientos paleontológicos (esencialmente, depósitos continentales del Mioceno medioricos en restos de vertebrados, González Ruiz et al. 2011) y formaciones geológicas cuyo origen explica, en gran medida, el majestuoso paisaje del área (p. ej., la caldera paleocena de Piedra Parada, Aragón et al. 2002); se analizan también los procesos sociales que se desarrollaron en ese espacio. El curso finaliza con un examen escrito y una encuesta a los alumnos. La experiencia, exitosa y sustentable hasta ahora, ha permitido confirmar que: (a) existe una demanda concreta por parte de la comunidad (local, regional y extra-regional) de instancias de capacitación de excelencia académica, que tengan al territorio patagónico como objeto de análisis; (b) que el abordaje multidisciplinario propuesto enriquece fuertemente la actividad; (c) que el curso es complementario y sinérgico con la actividad turística, incipiente aún en el área; (d) que existe, a lo largo del circuito, cierta endeblez en la protección del patrimonio cultural, especialmente en lo que a sitios arqueológicos y yacimientos paleontológicos se refiere y que iniciativas de este tipo pueden constituir oportunidades para generar desde la universidad un espacio de articulación con los organismos públicos pertinentes y con los pobladores locales, que garantice una mayor protección del valioso patrimonio de la región a través de diversas acciones consensuadas.

1 - Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Sede Esquel, Chubut, Argentina. E-mail: oscarm@unpata.edu.ar2 - Centro de Investigaciones Esquel de Montaña y Estepa Patagónica (CIEMEP), CONICET.

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Figura 1. Mapa de ubicación y algunos de los elementos relevantes del circuito. (a) La Piedra Parada, domo vitrofírico (caldera homónima del Paleógeno); (b) Prospección paleontológica en afloramientos de la Fm. Collón Cura (Mioceno medio), en los alrededores de la localidad de Paso de Sapo; (c) Uno de los viñedos más australes

del hemisferio sur (en Paso del Sapo). Su presencia y sustentabilidad indican las singulares condiciones ecológicas del fondo del valle medio del Río Chubut; (d) Alguno de los numerosos sitios arqueológicos que se distribuyen a lo largo del valle medio del Río Chubut; (e) Pliegue volcado en las sedimentitas del Paleozoico superior en las inmediaciones de Esquel, (f ) Geoformas glacigénicas del Máximo de la Última Glaciación (morenas marginales,

rocas “aborregadas”, kettles, entre otras) en los alrededores de la ciudad de Esquel.

BibliografíaAragón, E., González, P., Aguilera, Y., Cavarozzi, C.E., Balgaciaga, M., D´Elia, L., Jovic, S. y Muravchik, M. 2002. Los

domos vitrofíricos y de riolitas foliadas del foso de la caldera paleógena de Piedra Parada. 15º Congreso Geológico Argentino, Actas en formato digital 170. El Calafate. Santa Cruz.

Bellelli, C. 1987. El componente de las capas 3a, 3b y 4a de Campo Moncada 2 (CM2) (Provincia de Chubut) y su relación con las industrias laminares de Patagonia Central. Primeras Jornadas de Arqueología de la Patagonia, Comunicaciones: 27-32, Rawson.

González Ruíz, L., Zurita, A., Scillato-Yané, G., Zamorano, M. y Tejedor, M. 2011. Un nuevo Gliptodontidae (Mammalia, Xenarthra, Cingulata) del Mioceno de Patagonia (Argentina) y comentarios acerca de la sistemática de los gliptodontes “friasenses”. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 28 (3): 566-579.

Martínez, O., Coronato, A. y Rabassa, J. 2011. Pleistocene glaciations in northern Patagonia, Argentina: an updated review. En: Ehlers, J.,Gibbard, P.L.y Hughes, P.D.(eds.), Quaternary glaciations – extent and chronology, Part IV – a closer look. Developments in Quaternary Science, Vol. 15, Elsevier: 729-734. Amsterdam, The Netherlands.

EVALUACIÓN DEL POTENCIAL ESTÉTICO DEL PAISAJE DEL SECTOR DE AMPIMPA, DEPARTAMENTO TAFÍ DEL VALLE,

TUCUMÁN, ARGENTINA

Liliana Neder1, Graciela Sánchez1, Rosana Ríos1 y Mayra Varela Ituarte 1,2

La evaluación de la apreciación estética del paisaje es compleja debido al alto grado de subjetividad, ya que depende de numerosos factores que se relacionan directamente con el observador (sensibilidad, instrucción, relación con el paisaje, etc.). La percepción visual se destaca entre los elementos sensoriales, que en cualquier paisaje son de naturaleza visual: forma, color, textura, entre los más importantes, por lo cual se establece una valoración visual. El objetivo de este trabajo es valorar el potencial estético del sector de Ampimpa en un abanico fluvio-aluvial formado en el piedemonte occidental de Cumbres Calchaquíes (Departamento Tafí del Valle), para promover el uso turístico sustentable de la región.

Para calcular el potencial estético se utilizó el método propuesto por Seoanez Calvo (1998) evaluando los componentes biofísicos (relieve, roca, agua, vegetación, fauna, clima y actuaciones antrópicas) y arquitectónicos (forma, escala/espacio, ejes-líneas, texturas, color y fondo escénico), asignándoles a cada uno un valor ponderal (peso) según su importancia en un paisaje estándar y un valor real según el paisaje analizado. Estos valores se multiplicaron y se sumaron, promediándolos para cada categoría en: muy bajo (<40), bajo (40-70), medio (70-100), alto (100-150) y muy alto (>150).

La vegetación es característica y resulta de la combinación de factores como altitud, sustrato, exposición y clima dominante. En laderas y piedemonte (1900-2700 m s.n.m.) hay arbustales xerófitos, cardonales, pajonales y praderas cenagosas, bosques de algarrobos (1800 m s.n.m.) y arbustales halófitos en el valle fluvial del río Santa María (1700 m s.n.m.). El relieve se destaca principalmente hacia el O y al E, en los flancos montañosos (Fig. 1) por la altitud, litología y el modelado, producto de movimientos tectónicos y procesos erosivos por acción hídrica y eólica.

Las visuales desde el fondo de valle son directas, se puede observar todo el piedemonte con la vegetación arbustiva contrastada estacionalmente, los sitios arqueológicos y afloramientos de coloraciones diversas, como así también la ladera con valles fluviales secundarios y procesos degradatorios principalmente de remoción en masa.

En el sector de Ampimpa se obtuvo el valor 105 de potencial estético, un valor alto con relevancia de los componentes relieve, vegetación, color y forma del terreno, en escenarios con presencia antrópica de baja densidad poblacional y predominio de rasgos naturales. Es importante la influencia de la vegetación con cambios estacionales, que genera efectos cromáticos entre la brotación de especies caducifolias y la floración de cactáceas y arbustivas. Los procesos morfodinámicos, principalmente eólicos, generan morfologías distintas como oquedades por erosión y acumulaciones como dunas. Las precipitaciones más frecuentes en verano generan aluvionamientos en el piedemonte y obstruyen las vías de comunicación como rutas y caminos.

La actuación humana está restringida a sectores por el recurso hídrico, donde cultivan y construyen pequeñas represas para consumo doméstico, tal el caso del dique Los Zazos. Las construcciones son pequeñas con materiales del lugar, rodeadas de alamedas que resaltan a la visual del observador.

Este valle tiene gran afluencia turística promovida por el clima, el paisaje y las fiestas populares durante las cuales se suman ofertas locales de actividades diversas. Estos eventos reciben gran afluencia de turistas que incrementan el movimiento automotor y peatonal, como así también el volumen de residuos sólidos urbanos. Ello requiere de la implementación de un programa sustentable que conserve los recursos propios, que promocione y controle la afluencia de visitantes, los organice en cantidad y les ofrezca una visión panorámica regional, una breve historia geológica, los sitios arqueológicos y las fiestas patronales/ancestrales locales.

1 - Laboratorio de Geoarqueología, Facultad de Ciencias Naturales e Inst. M. Lillo. San Miguel de Tucumán, Argentina E-mail: liliana.neder@yahoo.com.ar2 - CONICET

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Figura 1. Valle de Santa María en una imagen tridimensional del valle, donde se indica con línea blanca, el abanico de Ampimpa en el piedemonte occidental de Cumbres Calchaquíes, provincia de Tucumán, Argentina.

BibliografíaSeoánez Calvo, M. 1998. Ingeniería medioambiental aplicada a la reconversión industrial y a la restauración de paisajes

industriales degradados. Mundi-Prensa Libros, S.A. 476 págs. Madrid. España.

MIRADORES PAISAJÍSTICOS EN UN SECTOR MONTAÑOSO DE TUCUMÁN, ARGENTINA

Rosana Ríos1, Liliana Neder1, Mayra Varela Ituarte1 y Graciela Sánchez1

Las formas de conocer y disfrutar de un territorio son numerosas, entre las que se destacan las rutas y/o senderos, guiados por expertos que ofrecen al visitante información pertinente que jerarquiza el paisaje y las innumerables vistas panorámicas. El mirador es un lugar o punto desde el cual puede contemplarse con facilidad un paisaje natural, rural o un rasgo determinado en el entorno paisajístico. En este trabajo se presenta la “Ruta de los miradores a Tafí del Valle”, como la oportunidad de comprobar este tramo tan rico en contrastes altitudinales, morfológicos, biodiversidad y procesos morfodinámicos que brindan, en cada punto determinado, características únicas principalmente por las diferentes combinaciones de los aspectos mencionados. Se eligieron 9 miradores con entornos singulares de fácil acceso y especial interés paisajístico, plástico y escénico, donde el visitante puede comprobar el poder y la belleza natural de los ríos, valles y quebradas, como así también tomar contacto con la naturaleza percibiendo el perfume de la vegetación, la frescura del agua y la inigualable protección de la selva.

El Valle de Tafí es el circuito turístico más visitado de Tucumán, por su cercanía a la ciudad capital, San Miguel de Tucumán. Se accede por la RN 38 y en la localidad de Acheral se empalma con la RP 307 comenzando el ascenso a los valles Calchaquíes por una ruta de singular belleza, que recorre el río Los Sosa y atraviesa la Reserva Provincial homónima. 

Este estudio se realizó desde el piedemonte de cumbres calchaquíes hasta el valle de Yokavil, poniendo especial énfasis en la ruta de ascenso y en el valle de Tafí propiamente dicho. Los miradores que se proponen, destacan aspectos geológicos y geomorfológicos en el contexto paisajístico, en un sector de la provincia donde la divulgación de su belleza natural, paisajística y geológica ha sido poco desarrollada desde un enfoque científico. Dichos miradores se eligieron sobre la ruta que atraviesa relieves contrastados, distintas ecorregiones con alternancia de texturas de los componentes del paisaje con diferentes características climáticas.

La elección de los lugares para implementar los miradores, se realizó según los siguientes criterios: accesibilidad, relieve, vegetación, texturas y servicios en una transecta que se aborda de este a oeste. Dicha elección se cumplió en varias etapas: en la primera, se ubicaron en imágenes satelitarias los sectores con características resaltantes de paisajes singulares y áreas de visibilidad. En una segunda etapa, se efectuó el recorrido detectando las características propias de cada punto que se destacasen sobre el entorno y se consideró particularmente, la seguridad vial (alto riesgo por ser ruta de montaña) en los puntos de referencia.

En la última etapa se evaluaron los rasgos relevados en el campo, para ser expuestos en cada mirador, como: afloramientos rocosos, el tipo de vegetación, procesos morfodinámicos (remoción en masa, erosión hídrica, etc.), características fluviales (río Los Sosa, Tafí, Blanquito, etc.). Se hace referencia además, a los aspectos culturales como el monumento al Indio Calchaquí, sitios arqueológicos, dique La Angostura, como elementos destacados del paisaje.

Los miradores se definieron según la toponimia del lugar:1) Pasada Honda: se aprecia la diversidad de colores de la vegetación como así también la textura que presentan los distintos estratos arbóreos de selva de Yungas, plantas epífitas y las caudalosas aguas del Río Los Sosa.2) El Indio: se destaca la vista de las laderas de cumbres calchaquíes y la escultura de un indio “chasqui” realizada por el escultor Enrique Prat Gay puesta sobre una base de piedras de 10 m de altura.3) Deslizamiento: caracterizada por los procesos de deslizamientos que se producen en las laderas empinadas en un sustrato rocoso fracturado, que genera la construcción de obras ingenieriles de gran envergadura.4) La Angostura: acceso al valle donde impacta el contraste de la vegetación exuberante de bosques

1 - Laboratorio de Geoarqueología. Facultad de Ciencias Naturales e IML- Universidad Nacional de Tucumán. San Miguel de Tucumán, Argentina. E-mail: rosana_rios65@yahoo.com.ar

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de aliso con los pastizales de altura de las cumbres de Mala Mala. Estos bosques en el valle quedan restringidos a las laderas expuestas a los vientos húmedos. Los procesos de remoción en masa marcan escalonamientos irregulares en las laderas, por donde circula el ganado caprino y vacuno.5) Mástil en el Dique La Angostura: desde este punto se puede observar todo el valle de Tafí rodeado al E por cumbres de Mala Mala y calchaquíes, al O por las sierras del Aconquija y al S por el cerro Ñuñorco Grande y en el centro la Loma Pelada y el Dique La Angostura.6) Las siringuillas: es un área pedemontana ubicada en el piedemonte de las cumbres calchaquíes que fue objeto de una alta demanda inmobiliaria y se construyeron viviendas de alto poder adquisitivo de ocupación veraniega. Este gran emprendimiento se fundó movido por la vista inigualable al embalse, a las localidades de Tafí del Valle, del Mollar y Cerro Ñuñorco.7) El Cristo: ubicado en la zona de La Quebradita tiene vista panorámica al valle de N a S con vista al S del cerro Ñuñorco y a ambos lados cumbres calchaquíes y sierras del Aconquija, Loma Pelada, Dique la Angostura y Villa de Tafí.8) El Pinar: sector con bosque implantado, desde allí se observa la sierras del Aconquija con sus procesos erosivos, cumbres Calchaquíes y piedemonte del cerro Ñuñorco.9) La Bolsa: presencia de sitios arqueológicos bien conservados en la ladera y piedemonte de cumbres calchaquíes y sierra del Aconquija. Se observa la reserva arqueológica de La Bolsa que le otorga un valor patrimonial y cultural muy importante para la sociedad. Los aspectos poco conocidos por el público en general, deben ser presentados de manera objetiva y

fácil explicación para fomentar el interés por el paisaje, ya que este patrimonio pasa inadvertido y nos toca a los expertos la tarea de concientizar a la comunidad, sobre la importancia de los beneficios derivados de la conservación de estos recursos naturales y culturales.

Figura 1. Mapa de ubicación.

PAISAJES DESARROLLADOS EN IGNIMBRITAS

Emilia Y. Aguilera1,2, Irene Hernando3 y Gerardo Páez4

Se analizan paisajes desarrollados en las ignimbritas de Lihuel Calel (La Pampa), Barda Colorada (Chubut), Chon Aike (Santa Cruz) y Tobas del Portezuelo (Mendoza) entre otras. Se trata de depósitos formados a partir de flujos piroclásticos, a gran escala se consideran cuerpos homogéneos, aunque a escala de detalle presentan heterogeneidades reflejo de diferentes regímenes deposicionales dentro del flujo piroclástico. Su emplazamiento a altas temperaturas se refleja en el grado de soldamiento, designándose como ignimbritas de alto grado a las densamente soldadas y de bajo grado a aquellas que no lo están. La erosión diferencial es una característica de los distintos tipos de ignimbritas (Ollier 1988). En los afloramientos analizados se distinguen contrastantes paisajes desde formas muy similares a los típicos “paisajes graníticos” (Aguilera et al. 2014) hasta aquellos desarrollados en areniscas (Wilbur 2003; Bruthans et al. 2014). Entre la diversidad de geoformas analizadas se incluyen yardangs esculpidos en las Tobas del Portezuelo (Llambias 1966; Inbar et al. 2001) rasgos éstos desarrollados en una amplia variedad litológica (Goudie 1989). La metodología aplicada consistió en trabajos de campo y petrografía de láminas delgadas para el estudio de los distintos afloramientos. Los resultados obtenidos revelaron erosión diferencial de los depósitos según el grado de soldamiento y los sistemas de fracturas. Ambos aspectos participan en la configuración de variadas geoformas del tipo Inselbergs, Bornhardt, Nubbins, Castle Koppies, Tors, crestas y pináculos, bardas bajas, lomos de ballena, con numerosas formas menores asociadas. Se destaca el desarrollo de arcos/puentes naturales condicionados por la combinación de procesos erosivos, mediante “piping o tunnelling”(Fig.1). En el desarrollo de yardangs habrían actuado de forma combinada procesos de abrasión socavando la parte basal en frentes y flancos en las zonas más soldadas, mientras que los efectos de la ablación habrían actuado removiendo las partes menos soldadas. Formas de micromodelado se disponen en la base de paredes verticales a modo de cavidades del tipo alveólos y tafone con evolución a cuevas, cavernas o abrigos. Mientras que en superficies horizontales se observan gnamas y regueros de diversas magnitudes. Estas morfologías se habrían producido por meteorización subsuperficial y posterior exhumación. Se concluye que las heterogeneidades mayormente debidas al grado de soldamiento generan diferentes macro y microformas.

Figura 1. Arco en la Ignimbrita Barda Colorada

1 - Universidad Nacional de La Plata, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, La Plata, Argentina. E-mail: eaguilera@fcnym.unlp.edu.ar2 - Dirección de Aplicación de Imágenes Satelitarias /DAIS, La Plata, Argentina3 - Centro de Investigaciones Geológicas - UNLP-CONICET, Argentina4 - CONICET, INREMI- UNLP, La Plata, Argentina.

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BibliografíaAguilera E.Y., Sato A. M., Llambias E., TickyJ, H. 2014. The Erosional Surfaces and Granitic Landscape in Ignimbrites

of Sierra De Lihuel Calel, Province of La Pampa, Argentina. Gondwana Landscapes in southern South America, Argentina, Uruguay and southern Brazil. Ed. Rabassa J. y Ollier C. Springer Earth Systems Sciences, 393-422.

Bruthans, J., Soukup, J., Vaculikova,J., Filippi,M., Schweigstillova J., Mayo,A.L., Masin, D., Kletetschka G. y Rihosek J., 2014. Sandstone landforms shaped by negative feedback between stress and erosion Nature Geoscience 7, 597–601.

Goudie, A.S.1989. Weathering processes. En David S.G. Thomas (Ed.). Arid zone geomorphology, 11-24 London : J. Wiley & sons

Inbar, M , Risso C. 2001. Earth Surface Processes and Landforms- Earth Surf. Process Landforms 26, 657–666. Llambias E. 1966. Geología y petrografía del Volcán Payun Matru. Acta Geologica Lilloana VIII: 265–315.Ollier, C. 1988. Volcanoes. Oxford: Basil Blackwell, 228 p. 

CARACTERIZACIÓN LITOGEOMORFOLÓGICA DE LA CUENCA DEL RÍO MARAPA, DEPARTAMENTOS J. B. ALBERDI Y GRANEROS.

TUCUMÁN, ARGENTINA

Sofia Carolina Avellaneda1, Liliana del Valle Neder1, 2 y Carlos Martín Falcón1, 3

El Río Marapa, con sus nacientes en las cumbres de Las Higueras y de Santa Ana, recibe este nombre desde la confluencia de los ríos Singuil y Chavarría. Estas serranías pertenecen al sistema morfoestructural de Sierras Pampeanas, donde la altitud varía entre 1450 y 275 m s.n.m., siendo este último el nivel de base local del embalse de río Hondo.

El objetivo fue presentar la cartografía litogeomorfológica, como base de análisis de la evolución del modelado superficial de la ladera, el piedemonte y la llanura.

El relieve, entre el sector montañosos y pedemontano, es contrastado, producto de tectónica, litología y erosión donde se distinguen tres unidades diferentes.

1) Ladera oriental de la Silleta de Escaba y El Cerro Quico: ocupa una porción restringida del sector de estudio, formada por rocas del Basamento Migmatítico (Precámbrico superior-Cámbrico inferior), Granito San Ignacio-Los Pinos (Carbonífero) y conglomerados, areniscas y tobas (Eoceno medio) de la Formación Aconquija. El modelado responde a las características de sierras Pampeanas con laderas orientales extensas y las occidentales cortas y de pendientes empinadas. El diseño del drenaje es subdendrítico a subangular, generado por fallas con direcciones dominantes NNO-SSE (Avellaneda 2014).

2) Piedemonte: en este sector la influencia de movimientos tectónicos se manifiesta en las colinas residuales fragmentadas y desmembradas de la ladera, cuyo núcleo está formado por sedimentos terciarios no diferenciados (Toledo 2005, Avellaneda 2014). Su morfología responde a cumbres aplanadas con depósitos cuaternarios, compuestos por fanglomerados y arenas del glacis cubierto (Fig. 1). Rodeando las colinas residuales se observaron depósitos de loess, paleosuelos y arenas fluviales, conformando el piedemonte distal con espesores mayores.

3) Llanura: en esta unidad se observaron alineaciones de geoformas como indicadores de movimientos tectónicos o lineamientos (Fig. 1), como cambios en la dirección de los ríos, su morfología y la presencia de escarpas estructurales, que controlan los cauces fluviales. El diseño del drenaje actual es meandriforme con meandros abandonados y lagunas estacionales por anegamiento. Los ríos en la llanura han depositado materiales clásticos (gravas, arenas y limos) formando abanicos aluviales. El abanico aluvial del río San Ignacio es la geoforma de mayor extensión, cuya área de aporte es la cuenca de Balcozna. Está compuesto por gravas, arenas y limos, con estratificación laminar y entrecruzada. En el sector distal del abanico hay zonas deprimidas, que producen divagaciones del cauce y anegamientos por largos períodos, permitiendo el desarrollo de bajos salinos en época de déficit hídrico. Los depósitos de origen fluvial, están interdigitados con niveles de loess respondiendo a situaciones paleoambientales como los derrames estacionales por desbordamiento hídrico en períodos húmedos o períodos de sequedad marcados.

Los cauces de los ríos Marapa y San Ignacio muestran dos niveles de terrazas, por exhondación del lecho y un tercero de desarrollo incipiente (Toledo 2005, Avellaneda 2014). Los interfluvios están compuestos por materiales finos (loess y paleosuelos) con un modelado plano a ligeramente ondulado, donde se observan bajos salinos, paleocauces de baja profundidad y zonas anegables.

La morfología descripta al Sudoeste del territorio tucumano representa la evolución de la ladera, piedemonte y llanura en relación a los procesos endógenos (tectónicos) y exógenos (climáticos) que contribuyeron al modelado actual. Además, este aporte constituye la base para estudios hidrogeológicos e hidroestratigráficos del piedemonte y la llanura del sur de la provincia de Tucumán.

1 - Facultad de Ciencias Naturales e I.M.L., Universidad Nacional de Tucumán, Tucumán. Argentina. E-mail: sofi_avellaneda1@hotmail.com2 - Laboratorio de Geoarqueología-FCN e IML. Universidad Nacional de Tucumán. Tucumán. Argentina.3 - Instituto Superior de Correlación Geológica-INSUGEO-CONICET. Tucumán. Argentina.

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Figura 1. Mapa litogeomorfológico de la cuenca del río Marapa, Tucumán, Argentina, y sus referencias.

RELACIONES EDAFO-GEOMORFOLÓGICAS EN EL DISTRITO URANÍFERO PICHIÑÁN ESTE, CENTRO DE LA PROVINCIA DEL

CHUBUT

Pablo José Bouza1

La presente contribución comprende parte del estudio de la línea de base ambiental en Edafología del yacimiento de uranio Cerro Solo, ubicado en la región central de la provincia del Chubut (Fig. 1a). Dicho estudio fue financiado por la CNEA mediante el convenio CNEA-CONICET (resolución 3315).

Para cada Unidad Geomorfológica (UG) se delimitaron las Superficies Geomórficas, las cuales están definidas en términos de la génesis de los componentes de la geoforma, de la edad y de los rasgos pedogenéticos (Gile et al. 1981). Se distinguieron siete UG (Fig. 1b): (1) Peneplanicie Exhumada (PE), (2) Pedimentos de Flanco Convergentes de la PE (PFC-PE), (3) Pedimentos de Flanco Convergentes (PFC), (4) Pedimentos Cubiertos Mesetiformes (PCM), (5) Antiguas Bajadas Aluviales de Piedemonte (Al), (6) Abanicos Aluviales Coalescentes Modernos (AA) y (7) Planicies Aluviales Actuales (PAA) y Mallines (M) asociados. Asimismo fueron reconocidos rasgos geomorfológicos recurrentes en la mayoría de las unidades como son los bajos endorreicos (BE) y las escarpas de erosión (EE). Las superficies geomórficas son indicadas de mayor a menor edad relativa con números arábigos.

La PE comprende lomadas redondeadas de vulcanitas mesosilíceas de la Formación Lonco Trapial ( Jurásico medio). Los suelos, si bien son someros, presentan desarrollo de horizontes con rasgos de iluviación de arcillas y costras petrocálcicas entre los fragmentos rocosos. Los suelos fueron clasificados como Petrocalcides cálcicos líticos. Los PFC-PE se encuentran confinados entre las lomadas de las vulcanitas. Esta unidad se desarrolla en las sedimentitas continentales del Grupo Chubut (Cretácico), que rellenaron los paleovalles labrados en la Formación Lonco Trapial. Estos suelos, en general, fueron clasificados como Natrargides típicos.

Los PFC se asocian a superficies de erosión labradas también sobre las sedimentitas del Grupo Chubut y en general se encuentran muy disectadas, reconociéndose al menos tres superficies geomórficas. Los suelos del nivel de pedimento 1 (PFC1) suelen observarse erosionados y fueron clasificados como Torriothentes típicos dominantes, seguidos de Haplocalcides típicos. El nivel de pedimento 2 (PFC 2) muestra una mayor distribución. Los suelos se presentan como una asociación de Haplargides, Calciargides, Natrargides y Natrigypsides, todos típicos. El nivel de pedimento 3 (PFC 3) está asociado a las escarpas de erosión de las sedimentitas del Grupo Chubut. Generalmente se caracteriza por tener suelos de poco desarrollo clasificándolos en su mayoría como Torriorthentes típicos y Torriorthentes líticos.

Los Pedimentos Cubiertos Mesetiformes (UG PCM) están constituidos por antiguas superficies de agradación relictas, depositadas sobre las sedimentitas del Grupo Chubut. En general son depósitos tabulares de psefitas y psamitas que corresponden a la Formación Renguenao (Pleistoceno). Se distinguen al menos cuatro niveles de pedimentos mesetiformes. Los más antiguos (PCM1- PCM3) constituyen relictos aislados que sobresalen del relieve. Los suelos fueron clasificados como Haplocalcides típicos. En los PCM4 la forma de los perfiles evidencia menor grado de evolución que los suelos de los otros niveles, presentando solamente un horizonte cálcico. En uno de los perfiles se observa un paleosuelo con evidencias de iluviación de arcillas, meteorización química y carbonatación. Los suelos en estas superficies geomórficas fueron clasificados también como Haplocalcides típicos.

Las Antiguas Bajadas Aluviales de Piedemonte (UG Al) se componen de tres sistemas de abanicos aluviales relictos. Si bien estas superficies geomórficas presentan igual génesis, materiales parentales y suelos similares, los mismos difieren en su grado de desarrollo de acuerdo a su edad relativa. La superficie geomórfica Al1 presenta suelos con horizontes subsuperficiales cálcicos y petrocálcicos. La superficie geomórfica Al2, si bien no presenta un horizonte cálcico de mayor desarrollo que los suelos de Al1, exhibe un horizonte de alteración. La superficie geomórfica Al3 se sobreimpone y/o secciona a la Al1. En los horizontes cálcicos

1 - Centro Nacional Patagónico, CONICET, Puerto Madryn, Chubut, Argentina. E-mail: Bouza@cenpat.edu.ar

BibliografíaAvellaneda, S. C. 2014. Hidroestratigrafía de la cuenca del río Marapa. Tesis de grado. Universidad Nacional de Tucumán,

(inédita), 184 pag., Tucumán, Argentina.Toledo, M. 2005. Geología del Cuaternario y evolución paleoambiental e hidrogeomorfológica de la cuenca del río San

Ignacio-Marapa (Provincias de Catamarca y Tucumán). Tesis doctoral. Universidad Nacional de Tucumán, (inédita), 284 pag., Tucumán, Argentina.

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suelen observarse fragmentos de costras petrocálcicas provenientes de horizontes petrocálcicos de las superficies más antiguas.

Los Abanicos Aluviales Coalescentes Modernos (UG AA) se desarrollan en la salida de detritos de los dos principales arroyos del área. Los materiales parentales se componen de depósitos aluviales con cierta estratificación y gravas provenientes de las sedimentitas del Grupo Chubut. En esta unidad se distinguen dos generaciones de abanicos, los más antiguos (AA1) presentan Natrargides típicos. Asociados a esta unidad se observan otros lóbulos más modernos (AA2) desarrollados por encima de los AA1. Estos suelos suelen presentar un horizonte de iluviación enterrado que se correlaciona con los horizontes nátricos de los suelos descriptos en AA1. Los suelos fueron clasificados como Haplocalcides sódicos y Torriorthentes típicos.

Las Planicies Aluviales Actuales (UG PAA) corresponden a las planicies activas de los arroyos principales y en general a las planicies de pequeños cursos que se distribuyen en toda la zona constituyendo las vías del escurrimiento hídrico superficial, no sólo como tributarios de los arroyos mencionados, sino también hacia los bajos endorreicos. Los suelos fueron clasificados como Torrifluventes típicos. Los Mallines (M) asociados a estas planicies presentan un régimen de humedad ácuico (suelos hidromórficos) y fueron clasificados como Torrifluventes y Haplocalcides ácuicos.

De lo expuesto se concluye que el estudio de la relación geomorfología–suelos, constituye una herramienta no sólo para correlacionar depósitos inconsolidados, sino también para caracterizar el contenido pedológico de las unidades geomorfológicas.

Figura 1. a) ubicación del área de estudio; b) distribución de las Superficies Geomórficas.

BibliografíaGile, L., Hawley H. J. y Grossman R. B. 1981. Soil and Geomorphology in the Basin and Range area of southern New

Mexico. Guidebook to the Desert Proyect, Memoir 39, New Mexico Bureau of Mines and Mineral Resourses, 222 p. New Mexico.

CARACTERÍSTICAS GEOMORFOLÓGICAS COSTERAS Y PERICOSTERAS ENTRE LAS DESEMBOCADURAS DE LOS RÍOS LETICIA Y POLICARPO, ISLA GRANDE DE TIERRA DEL FUEGO

Juan Matias Catinari1 y Matias M. Ghidina1

Los ríos Leticia y Policarpo se desarrollan en la península Mitre de la isla Grande de Tierra del Fuego y desembocan sus caudales en el océano Atlántico sur. La zona de estudio del presente trabajo está comprendida entre estos dos cauces y el pie de las sierras de Irigoyen hacia el sur, quedando geológicamente enmarcada por afloramientos del Cretácico y del Paleógeno de la cuenca Austral, incluidos en el sector de faja plegada y corrida de los Andes Fueguinos (Furque y Camacho 1949, Malumián y Olivero 1998, Olivero et al. 2002).

El objetivo de este estudio busca aportar datos geomorfológicos de la isla mediante el mapeo de los procesos y geoformas actuantes en el área.

Para arribar al objetivo, se utilizaron técnicas de interpretación de imágenes satelitales asociadas a las observaciones de campo y se confeccionó una base de datos, con toda la información seleccionada, en un Sistema de Información Geográfica, alcanzando de esta manera, el desarrollo del mapa geomorfológico.

Del análisis de las descripciones tomadas se interpreta un paisaje compuesto, con procesos y geoformas típicos de ambientes costeros, fluviales, de remoción en masa y periglaciarios. Dependiendo el tramo de la línea costera, se observan claros indicios de erosión o del desarrollo de terrazas marinas y la acumulación de materiales clásticos, resultantes de cierta dinámica costera que tiende a rectificar la costa en la zona de estudio. Espigas de barrera y otras geoformas evidencian deriva litoral hacia el este-sudeste.

Alejándose de la línea costera y de los acantilados, dominan los procesos fluviales, con cursos en su mayoría permanentes y de hábito sinuoso. Las planicies aluviales son relativamente anchas y con presencia de numerosos lagos y lagunas que conforman un diseño multicuencal, estrechamente ligado al deficiente drenaje propio de los turbales. La mayoría de los cauces fluviales evidencian un comportamiento consecuente, aunque al atravesar las terrazas marinas pasan a una conducta subsecuente, controlados por cordones litorales. Se observan tramos de ríos aislados por la erosión costera de los lagos y lagunas y rasgos fluviales que demuestran un típico control estructural.

Todas estas geoformas, entre otras que acreditan remoción en masa y un ambiente periglacial, han sido debidamente registrados en el mapa geomorfológico, ampliando, ajustando y unificando los primeros mapas de esta materia realizados entre los ríos Leticia y Policarpo (Catinari 2009, Ghidina 2010).

BibliografíaCatinari, J. M. 2009. Geología del área del río Bueno, Tierra del Fuego. (Trabajo final de licenciatura) Universidad de Buenos

Aires, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Departamento de Geología (inédito), 157 p., Buenos Aires, Argentina.Furque, G. y Camacho, H. H. 1949. El Cretácico superior de la costa Atlántica de Tierra del Fuego. Revista de la Asociación

Geológica Argentina, 4: 263-297.Ghidina, M. M. 2010. Geología del área de Punta Duquesa, Isla Grande de Tierra del Fuego. (Trabajo final de licenciatura)

Universidad de Buenos Aires, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Departamento de Geología (inédito), 178 p., Buenos Aires, Argentina.

Malumián, N. y Olivero, E.B., 1998. La Formación Río Bueno, relaciones estratigráficas y edad, Eoceno inferior, Isla Grande de Tierra del Fuego, Argentina. 10° Congreso Latinoamericano de Geología y 6° Congreso Nacional de Geología Económica, Buenos Aires. Actas 1, 120-124.

Olivero, E.B., Malumián, N., Palamarczuk, S. y Scasso, R. 2002. El Cretácico superior-Paleógeno del área del Río Bueno, costa atlántica de la Isla Grande de Tierra del Fuego. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57: 199-218.

1 - Universidad de Buenos Aires, Argentina. E-mail: jmcatinari@gmail.com

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GEOMORFOLOGÍA DE LAS INMEDIACIONES DEL CERRO SOLO, ENTRE LOS CAÑADONES LA VOLANTA Y LA ORIENTALA,

PROVINCIA DEL CHUBUT

Juan Matias Catinari1 y Carlos Eduardo Miani2

El área estudiada comprende los alrededores del Cerro Solo (43° 23´ 10´´ S; 68° 44´ 45´´O), entre los cañadones La Volanta y La Orientala al sur y norte respectivamente. Está incluida dentro del Distrito Uranífero Pichiñán Este (Fig. 1) y afectada por fallas asociadas al sistema de Gastre, descriptas originalmente por Volkheimer (1965) y más tarde por Coira et al. (1975).

El propósito de este trabajo es enmarcar el sector con una descripción y mapeo geomorfológico a escala 1:10.000, para que pueda ser utilizado en los procesos de selección de sitios de infraestructura de una eventual actividad de producción minera uranífera y para que quede registro de la geomorfología previa a posibles modificaciones antrópicas del paisaje.

La descripción, caracterización e interpretación geomorfológica del área fue alcanzada mediante el estudio de fotografías aéreas e imágenes satelitales asociado a verificaciones de campo, volcando toda la información relevante en un Sistema de Información Geográfica para desarrollar el mapa geomorfológico correspondiente.

La zona fue caracterizada geomorfológicamente en un paisaje en sedimentitas con control estructural (Anselmi et al. 2004) y representada por una unidad geomorfológica de pedimentos (Romanazzi 2012). Según las observaciones de imágenes satelitales y de campo realizadas en el presente trabajo, los principales procesos modeladores corresponden a la acción fluvial, de remoción en masa y eólicos con ciertos ajustes estructurales en la red de drenaje.

La red fluvial está compuesta por cauces efímeros, alimentados con exclusividad por las precipitaciones locales (Romanazzi 2012). En gran parte del área, los arroyos drenan sobre un suelo limo arcilloso a arenoso, en sectores con presencia de arcillas expansibles evidenciadas por la manifestación de grietas de desecación. Los cañadones La Volanta y La Orientala pertenecen a la cuenca del Arroyo Perdido y vuelcan sus aguas hacia el río homónimo, pasando por el área de estudio con un marcado control estructural, a juzgar por sus pronunciados cambios de rumbo de este-oeste a noroeste-sureste, y cierto control litológico por la presencia de bancos de menor y mayor competencia. Entre estos cañadones se pueden reconocer dos subcuencas adyacentes con diseño fluvial dendrítico en los sectores de cabeceras, evolucionando a distributivo en coincidencia con la pérdida de pendiente topográfica y desarrollando abanicos aluviales al alcanzar los cauces principales o viéndose reducidos por efecto de infiltración en las pendientes de percolación, terrazas aluviales relictas y fondos aluviales. Ambas subcuencas tienen cauces con control estructural que guían el flujo a una laguna efímera (43° 23´ 05´´ S; 68° 43´ 35´´ O) que está desvinculada parcialmente de la cuenca del Arroyo Perdido debido a un endicamiento natural causado por el desarrollo de dunas en el flanco este de dicha laguna.

Entre las geoformas positivas mapeadas se destacan los aparatos volcánicos (Cerro Solo), lomadas y montículos redondeados, y las terrazas estructurales ubicadas entre las fallas El Ganso y Renguenao (Benítez et al. 1997). Estas últimas sirven de apoyo a otras geoformas menores, entre las cuales se observan laderas en estado de inactividad o actividad suspendida, coronadas por escarpas de erosión y parcialmente cubiertas por caída de detritos, antiguos deslizamientos y depósitos de talud. Además, un juego de terrazas aluviales relictas contornean las terrazas estructurales mencionadas.

Las geoformas negativas se forman en torno a un relieve irregular residual. Se observan planicies aluviales, y en los sectores más desprotegidos del viento suele encontrarse el desarrollo de pavimentos del desierto y hoyos de deflación poco pronunciados vinculados a encharcamientos efímeros, por lo general

1 - División Ingeniería de Minas, Gerencia Producción de Materias Primas, Comisión Nacional de Energía Atómica, Ciu-dad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. E-mail: jmcatinari@gmail.com2 - División Proyecto de Desarrollos Productivos, Gerencia Producción de Materias Primas, Comisión Nacional de Energía Atómica, Mendoza, Argentina

ubicados en las superficies horizontales de las terrazas estructurales, terrazas aluviales y planicies aluviales. Cabe destacar un bajo estructural que responde a una fosa tectónica de tipo graben, enmarcado por dos fallas (Renguenao y Geoquímica) de rumbo NW-SE y buzamiento convergente (Romanazzi 2012). La depresión está bordeada por la extensa superficie de pedimentos al norte y por las terrazas aluviales relictas al suroeste. Los cauces tributarios que pasan por esta unidad suelen infiltrarse y en algunos casos llegan a perderse antes de llegar al canal colector que corre de noroeste a sudeste enmarcando el bajo estructural.

El mapa geomorfológico elaborado (Fig. 1) es de suma importancia pues constituye un registro de las condiciones previas a cualquier modificación del terreno, permitiendo así predecir impactos ambientales y planificar la eventual localización de la infraestructura minera en el caso de que prospere el proyecto de producción de uranio a cielo abierto en el sector considerado en el Yacimiento Cerro Solo.

Figura 1. Mapa geomorfológico elaborado para ser utilizado en los procesos de selección de sitios de infraestructura de una eventual actividad de producción minera uranífera y para que quede registro de la geomorfología previa a

posibles modificaciones antrópicas del paisaje.

BibliografíaAnselmi, G., Gamba, M. T. y Panza, J. L. 2004. Hoja Geológica 4369–IV, Los Altares. Provincia del Chubut. Instituto de

Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 313, 98 p. Buenos Aires.Benítez, A.F., Clein, D.A., Gallucci, A.R. y Haluska, P. 1997. Impacto ambiental para la etapa de exploración (Ley 24.585).

Informe interno, Comisión Nacional de Energía Atómica, (inédito), 65 p. Buenos Aires.Coira, B.L., Nullo, F., Proserpio, P. y Ramos, V.A. 1975. Tectónica de basamento de la región occidental del Macizo

Nordpatagónico. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 30(4): 361-383.Romanazzi, P.G. 2012. Estudio Hidrogeológico del Distrito Uranífero Pichiñan Este (Provincia del Chubut). Universidad de

La Plata. Informe interno, Comisión Nacional de Energía Atómica, (inédito), 302 p. Buenos Aires.Volkheimer, W. 1965. Bosquejo geológico del noroeste del Chubut extrandino (zona de Gastre-Gualjaina). Revista de la

Asociación Geológica Argentina, 20(3): 326-350.

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GEOMORFOLOGÍA DE LA REGIÓN COMPRENDIDA ENTRE LAS SIERRAS DE NAVAS Y DE LAS VACAS, CORDILLERA PATAGÓNICA

DE SANTA CRUZ

Leonardo Escosteguy1 y Carlos Wilson1

La diferenciación de las unidades geológicas, en el marco del levantamiento geológico de la Hoja 4772-II Monte Tetris realizado por el Servicio Geológico Minero Argentino, que abarca la zona comprendida entre los paralelos 48° y 49° S, el meridiano 72° y el límite con Chile, posibilitó un análisis geomorfológico detallado y actualizado de esta región, que hasta el momento sólo contaba con el trabajo de Caldenius (1932).

En ese contexto, el área reúne características propias de la Patagonia cordillerana, destacándose un paisaje montañoso con grandes lagos y ríos con aguas permanentes, modelado fuertemente por la actividad glaciaria, fluvial y volcánica, con la participación subordinada de procesos de remoción en masa. La gran variedad de unidades con litologías contrastantes, le dan a este sector de la Patagonia argentina características propias y atractivas, añadido a que aún existen en la sierra de Sangra grandes cuerpos de hielos permanentes, que confieren a esta región bellísimos paisajes con un alto potencial para su desarrollo turístico.

El análisis de las distintas geoformas ha permitido distinguir tres unidades geomorfológicas principales, formadas por la combinación de paisajes simples y compuestos, que derivan de procesos endógenos y exógenos (Fig. 1).

La unidad occidental, la más elevada de la comarca, corresponde a un paisaje compuesto, con predominio de la erosión glaciaria, labrado en rocas duras del basamento cristalino de la Formación Río Lácteo, volcanitas del Complejo El Quemado y rocas volcaniclásticas de la Formación El Bello, con un marcado control estructural y litológico. Se extiende desde el límite con Chile por unos 29 km hacia el este. Se observan allí gran cantidad de valles en “U” y circos glaciarios, lagos generados por la misma acción glaciaria, y morenas y planicies glacifluviales disectadas por las corrientes fluviales. La acción fluvial y la posterior remoción en masa, generaron planicies aluviales y deslizamientos.

La segunda unidad ocupa la faja central del área relevada, constituida por un paisaje labrado en sedimentitas cretácicas de la Cuenca Austral, modelado principalmente por la acción fluvial y procesos de remoción en masa, y por la acción glaciaria. Se distinguen capas geológicas coloridas con una extendida continuidad lateral, con un fuerte control estructural determinado por corrimientos y plegamientos de rumbo N-S, y áreas con badlands. Completan geoformas conspicuas como relictos de morenas terminales, coladas volcánicas y planicies estructurales lávicas.

La tercera unidad, ubicada en el extremo nororiental de la comarca, es un paisaje característico de la Patagonia extraandina, que corresponde a la parte proximal de una extensa planicie estructural de gravas, que posee gran extensión hacia el este. Esta unidad está constituida por depósitos de agradación que se disponen sobre sedimentitas neógenas de la Formación Santa Cruz.

1 - Servicio Geológico Minero Argentino, Buenos Aires, Argentina. Email: leonardo.escosteguy@segemar.gov.ar

Figura 1. Mapa de ubicación y esquema geomorfológico del área estudiada.

BibliografíaCaldenius, C. 1932. Las glaciaciones cuaternarias en la Patagonia y Tierra del Fuego. Dirección Nacional de Minas y

Geología, Publicación 95, 148 p. Buenos Aires.

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MAPEO Y CARACTERIZACIÓN DE UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS CUATERNARIAS Y SU APLICACIÓN

EN EL ESTUDIO DE LA FLORA NATIVA DE UN VALLE PRECORDILLERANO

Daniel Flores1, Emmanuel Ocaña1, Aixa Rodríguez1 y Graciela Suvires1

En las regiones áridas, como la que se presenta en este estudio, la heterogeneidad de los factores ambientales constituye una de las principales características. A nivel de paisaje o de detalle, las comunidades de plantas están distribuidas de acuerdo a diferencias climáticas, edáficas y topográficas entre los distintos sitios (Bisigato et al. 2009, Flores et al. 2014). La acción conjunta e integrada de los factores ambientales son indicadores de las características ecológicas del área de estudio. El valle de Zonda se ubica en la depresión tectónica homónima, en la provincia de San Juan y la provincia fitogeográfica del Monte. El clima es árido seco, con una temperatura media anual de 18 ºC y con lluvias estivales que no superan los 100 mm/año. Este trabajo integra, en primer lugar, la delimitación de unidades geomorfológicas mediante el análisis morfogenético, morfodinámico y morfométrico, obtenidos mediante el análisis de imágenes satelitales y reconocimiento en campo y en segundo lugar, el análisis de la vegetación mediante el método Point Quadrat Modificado. Se utilizó el método estadístico ANOVA para la identificación de diferencias significativas y un test de contrastes (a-priori) con el método de Tukey. El estudio e interpretación de la zona permitió identificar 10 unidades geomorfológicas cuaternarias principales (UGs) (Tabla 1 y Fig. 1). Entre ellas, los relieves de piedemonte presentan un conjunto mixto de procesos fluviales y gravitacionales, expresados en depósitos coluvio-aluviales, mientras que los relieves fluviales se expresan en planicies y abanicos aluviales, cauces de estiaje, cauces de inundación y terrazas abandonadas. Los procesos geomorfológicos presentes en las UGs son: erosión fluvial concentrada, erosión fluvial laminar, erosión retrocedente y modificación antrópica. El inventario florístico permitió identificar 101 especies de plantas nativas pertenecientes a 37 familias. Las especies con mayor cobertura en las UGs son: Bulnesia retama, Larrea divaricata, L. cuneifolia, Deuterocohnia longipetala, Tephrocactus aoracanthus. El análisis de la varianza para la cobertura de la vegetación de las diferentes unidades geomorfológicas muestra diferencias significativas (p= 0,001; n=166) (Tabla 1).

En base al mapeo y análisis de la vegetación resultante, en esta región árida, se observa que: a) las características de los depósitos así como el agente de depositación involucrado (río, lago, gravedad y agua) influyen notoriamente en la distribución y diversidad de la vegetación. b) Las unidades que están expuestas hacia el norte son las más xéricas ya que poseen la cobertura, riqueza y diversidad más baja, seguidas por las de exposición noroeste, mientras que la unidad con exposición oeste (más fresca y húmeda) posee la mayor riqueza de especies. c) si se considera al clima regional como árido a hiperárido, las variaciones de vegetación en cuanto a tipo y cobertura, están condicionadas por las características del sitio, suelo, y natrualeza del depósito donde crecen. d) La morfodinámica de las unidades sería la responsable de las variaciones de la cobertura y diversidad de la El análisis de la vegetación debe comenzar por escalas de estudio detalladas para luego finalizar en síntesis regionales como lo presentado en la figura 1.

1 - CONICET. Universidad Nacional de San Juan. FCEFyN. INGEO. Gabinete de Geología Ambiental, San Juan, Ar-gentina. E-mail: danielgermanflores@gmail.com

Tabla 1. Propiedades de las UGs del valle de Zonda. Letras distintas denotan diferencia significativa. P: Pendiente, A: Área, Exp: exposición, r´: Riqueza, H´: Diversidad de Shannon, Cob. (%): Cobertura.

UGMORFOGÉNESIS MORFOMETRÍA* VEGETACIÓN

P(º) A(km²) Exp.(º) r´ H´ Cob.(%)

1 Depósitos Lacustres Lacustre 1,9 0,23 N 4 0,8 19,9 a

2 PDM. Cerro Zonda Coluvial-Aluvial 7,7 10,9 E 23 2,3 29,6 bg

3 PDM. Cerro Blanco Coluvial-Aluvial 6,5 1,5 E 28 2,3 36,3 cd

4 PA. Río Seco de la Ciénaga Fluvial 1 12,6 NO 15 1,9 30,8 cef

5 PDM Sierra Chica Coluvial-Aluvial 6,2 5,9 O 32 2,6 42,8 b

6 AA. del río San Juan Aluvial 0,4 41,3 SE 25 2,1 38,8 bdf

7 AA. del río Ancho Aluvial 2,8 24,4 NO 18 2,4 33,11 b

8 PDM. Sierra de Marquesado Coluvial-Aluvial 15 13,2 E 22 2,4 44,8 c

9 Lomadas del cerro Zonda Estructural-denudativo 3,5 6,5 E 18 2 33,1 beg

10 T.F. río Seco de la Ciénaga Fluvial 1,2 0,4 N 14 1,6 23,5 ab*Tomado de Ocaña et al. 2014

Figura 1. Mapa Geomorfológico-florístico del valle de Zonda.

BibliografíaBisigato, A.J., Villagra, P.E., Ares, J.O., y Rossi, B.E. 2009. Vegetation heterogeneity in Monte Desert ecosystems: A multi-

scale approach linking patterns and processes. Journal of Arid Environments, 73 (2):182-191.Flores, D., Suvires, G. y Dalmasso, A.D. 2014. Distribución de la vegetación nativa en ambientes geomorfológicos cuaternarios

del Monte árido central de Argentina. Revista Mexicana de Biodiversidad (en prensa).Ocaña, R., Suvires, G. y Pittaluga, M.A. 2014. Cartografía Geomorfológica digital de la depresión tectónica Matagusanos-

Zonda-Acequión, San Juan. Argentina. Actas del 19° Congreso Geológico Argentino. 1906 p. Córdoba, Argentina.

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GEOMORFOLOGÍA DEL SUR DE LA LLANURA PAMPEANA

Alicia Folguera1, Mariela Etcheverría1 y Marcelo Zárate2

El área de trabajo está ubicada en los sectores nordeste, sudeste y sudoeste de las provincias de Río Negro, La Pampa y Buenos Aires respectivamente. Cubre una superficie aproximada de 14.430 km2 y está limitada por los paralelos 38°10’ y 39° S y los meridianos 63° y 64°30’ O. Abarca parte de las provincias geológicas Cuenca del Colorado y Bloque de Chadileuvú.

La región presenta un paisaje mesetiforme, que hacia el este es gradualmente enmascarado por depósitos loéssicos que aumentan progresivamente su espesor. En el modelado del paisaje dominan los procesos fluviales y eólicos. Este sector se encuentra surcado hacia el sur por el río Colorado y se caracteriza por tener un relieve diferente al de sus áreas lindantes, ya que presenta un grado de disección mucho más importante. Teniendo en cuenta los procesos morfogenéticos actuantes y las geoformas resultantes se realizó el esquema geomorfológico de la comarca (Fig. 1).

Mesetas: se encuentran bien representadas en el sector centro-occidental del área de trabajo y se caracterizan por un relieve escalonado coronado por niveles de calcreta que han permitido su conservación. Existen cuatro niveles, que evidencian distintas etapas de reactivación y erosión. Estas mesetas conservan su morfología primaria por lo que las más antiguas tienen cotas mayores y mayor grado de disección relativo. Los depósitos que las integran corresponden a facies distales de abanicos aluviales y cada uno de ellos sobreyace al inmediato inferior mediante una discordancia erosiva. Este rejuvenecimiento o reactivación que da lugar a la disección se halla asociado probablemente con ascensos tectónicos del área.

El nivel I es el más antiguo y se encuentra en el sector nor-oriental del área a cotas cercanas a los 220 m. El nivel II se halla en los sectores más occidentales a cotas de entre 200 m y 180 m y presenta el mayor grado de disección relativo; el nivel III, ubicado en el sector sur, se encuentra a cotas de 130 m en el occidente y de 80 m en el oriente, mientras que el nivel IV, conservado dentro en el sudeste de la laguna Blanca Grande, se ubica a cotas aproximadas de entre 60 y 70 m. Sobre el nivel III se encuentra preservada una red de paleocanales, formada por los antiguos cursos del sistema fluvial, con orientación preferencial NO-SE. Este nivel se encuentra disectado por el río Colorado, principal colector de la zona, quién labró barrancas sobre sus dos márgenes y cercenó parte de los paleocanales originando valles colgantes. Como los niveles se encuentran cubiertos por una calcreta que controla su erosión, y es común que hacia los bordes de las mesetas se observen cornisas.

Bajos: como ya fue mencionado, la disección en el área es importante, por lo que los bajos llaman la atención tanto por su amplitud como por su profundidad ya que alcanzan valores de hasta -20 m b.n.m., como es el caso del bajo las salinas Chicas. De hecho, la mayoría de los grandes bajos en la zona presentan cotas por debajo del nivel del mar (bajos de la Colorada Grande, la Blanca Grande, Negro, de los Chanchos). Tienen una red de drenaje del tipo centrípeto, con colectores efímeros, y en su mayoría presentan en su parte más profunda barreales, lagunas temporales y evaporitas. También es común observar acumulaciones eólicas que forman importantes campos de dunas, en su mayoría fijas por la vegetación, donde predominan las longitudinales y en menor proporción los barjanes. Los bajos menores, ocupados por lagunas transitorias, son abundantes en el nivel III de meseta, y tienen profundidades menores a las mencionadas.

Antiguas superficies de erosión: en el sector occidental existe una superficie de erosión regional labrada sobre las rocas de basamento del Bloque de Chadileuvú y de la cual emergen cerros relícticos (monadnocks) tales como el de Los Viejos y Redondo. También se encuentran pedimentadas las sedimentitas miocenas tardías en las laderas de los bajos con pedimentos de flanco.

Planicie loéssica: los depósitos de loess se extienden por todo el área; sin embargo, su mayor desarrollo es en el sector oriental, donde supera el espesor de 0,80 m. En el sector occidental y central estos depósitos

1 - Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino, San Martín, Buenos Aires, Argenti-na. E-mail: alifolguera@gmail.com2 - Instituto de Ciencias de la Tierra y Ambientales de La Pampa, Universidad Nacional de La Pampa-Conicet, Santa Rosa, La Pampa, Argentina.

se encuentran tapizando las mesetas, apoyados sobre los niveles de calcreta, con espesor variable, que en la mayoría de los casos no supera los 0,40 m. Sin embargo, hacia el este aumenta gradualmente el espesor cubriendo mesetas y bajos por igual, generando en el paisaje un aspecto suavemente ondulado. Este manto, de textura limo-arenosa, es de gran importancia para la zona porque constituye el material originario de los suelos actuales.

Discusión: esta región se ubica entre la Patagonia y la llanura Pampeana y se caracteriza principalmente por un paisaje mesetiforme escalonado que pone en evidencia avances del frente orogénico y alternancia de períodos de erosión y de sedimentación. Es interesante destacar que la gran disección que muestra, en relación con las áreas lindantes, indica una historia diferente de rejuvenecimiento del paisaje, que se podría entender como ascensos del área respetando líneas de debilidad, como la del lineamiento del salitral de la Vidriera por el norte. Sin embargo, no existen registros de reactivaciones tectónicas en la región por lo cual se requiere de más datos para corroborar esta hipótesis.

Figura 1. Esquema geomorfológico.

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GEOFORMAS GRANÍTICAS: DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Y PROCESOS FORMADORES. BATOLITO DE ACHALA, PROVINCIA DE CÓRDOBA

Eduardo García Aráoz1 y Marcela Cioccale2

Los terrenos graníticos ofrecen la posibilidad de observar una gran diversidad de paisajes como resultado de la combinación de formas heredadas y actuales; la naturaleza de estas rocas y su historia evolutiva condicionan el desarrollo y distribución de las geoformas típicas (Mayor Rodríguez 2011). Los estudios de este tipo de relieve demuestran las relaciones existentes entre formas de diferentes escalas (mayores y menores) que constituyen la unidad geomorfológica. Cada uno de los elementos que los componen posee una historia que explica su origen, sin la necesidad de que éstas sean únicas ni particulares (Cerruti 2002). Es así que a partir de su análisis puede obtenerse una propuesta evolutiva, que relacione las morfologías en espacio y tiempo, reconociendo superposición de unas sobre otras, siendo las menores, generalmente, las más modernas (y que siguen actuando en la actualidad) y las mayores las originadas bajo condiciones muy distintas a las actuales y que quedan como relictos de relieves antiguos. En este estudio se analizan diferentes geoformas graníticas encontradas en una porción del Batolito de Achala ubicada en las inmediaciones de la localidad de Tanti (31°21´35.46´´ S - 64°35´56.98´´ O), aportándose así nuevos datos para explicar el desarrollo geomorfológico de las Sierras de Córdoba, considerando que las formas actuales responden a una evolución en diferentes etapas cuya expresión subaérea se desarrolla desde el Mesozoico hasta la actualidad (Carignano et al. 1999). El presente aporte tiene como objetivos: (1) describir y clasificar los paisajes y formas graníticas de la región de estudio; (2) analizar la relación existente entre las formas y las estructuras (diaclasas) en la morfología granítica; (3) establecer los principales procesos genéticos responsables de las formas estudiadas; (4) obtener un modelo cronológico relativo en función de las formas y procesos analizados.

Se efectuaron tareas de campo y de gabinete. En gabinete se realizaron las tareas de análisis bibliográfico y cartográfico del sector; la zona de interés se estudió a partir de imágenes satelitales con resolución de 1,02 m/píxel suministradas por el satélite Nokia DG Sat (maps.ovi.com). En campo se efectuó el relevamiento a lo largo de una transecta de aproximadamente 10 km sobre una pendiente de ladera con orientación O-E y se confeccionó un inventario de geoformas graníticas donde se registraron parámetros morfométricos, estructurales y petrológicos. Las formas encontradas se clasificaron según la propuesta de Vidal Romaní y Twidale (1998) en formas “mayores” (bloques, llanuras graníticas, estructuras de descamación), “medias” (tafoni y gnammas) y “menores” (surcos, fracturas poligonales, honeycombs, espeleotemas). Existe un orden cronológico relativo en el desarrollo de estas formas, siendo las mayores las más antiguas y las menores las más modernas y que siguen actuando en el presente. En la figura 1 es posible observar la distribución espacial de las morfologías encontradas y su relación con las estructuras previas del granito.

Se pudo observar que los principales factores que controlan su génesis son las discontinuidades y estructuras previas existentes en la roca y la textura de la roca (los procesos erosivos se concentran sobre los lineamientos previos y se acentúan en las zonas de mayor tamaño de grano). Por otra parte, es posible observar una relación entre la distribución espacial de las distintas geoformas y la pendiente del relieve, en este sentido la presencia de bloques (principal geoforma encontrada) y tafoni se incrementa en las zonas de mayor pendiente estructural y, por el contrario, el desarrollo de gnammas se produce principalmente en las zonas cumbrales o de pendientes estructurales suaves.

Como resultado de las observaciones sobre la transecta y el análisis de las imágenes satelitales se establecieron 6 zonas, cada una de ellas con patrones estructurales y texturales diferentes que se ven reflejados en las asociaciones de las diferentes geoformas. Un claro ejemplo de esto puede observarse a partir del contraste entre las formas encontradas en las zonas extremas del itinerario; en la zona 1 se observa un predominio de estructuras con desarrollo horizontal y son frecuentes los tafoni con forma de aleros

1 - Consultor independiente. Tanti, Córdoba. E-mail: garciaaraoze@hotmail.com2 - Departamento de Geología aplicada. Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdo-ba, Córdoba, Argentina

desarrollados sobre las estructuras de descamación. En esta zona el tamaño de grano es grande y el granito presenta una fuerte foliación horizontal que condiciona el desarrollo de esas formas y el crecimiento a partir del lajamiento. Por el contrario, en la zona 6 se destaca el desarrollo de tafoni laterales en bochones y escarpes, con mayor desarrollo vertical que horizontal, estas cavidades son más redondeadas y es común la presencia de honeycombs asociados. Se presentan sobre granitos de grano medio a fino de estructura masiva, el crecimiento de las geoformas se produce tanto por lajamiento como por desagregación granular.

Las conclusiones preliminares permiten establecer que las geoformas encontradas son consecuencia de una historia evolutiva que incluye tanto etapas magmáticas como epigenéticas. Durante las etapas magmáticas (intrusión y enfriamiento de los plutones que integran el batolito) se desarrollaron procesos endógenos que condicionan los parámetros estructurales, texturales y petrológicos de la roca, como consecuencia de estos procesos se generan formas típicas tales como: bandeado estructural (foliación), nerviaciones, “sheet structures”, sistemas de diaclasas y formas latentes relacionadas con las concentraciones de cargas (tafoni y gnammas) y esfuerzos de cizalla (“polygonal cracking”). Posteriormente, en las etapas epigenéticas, los procesos exógenos desarrollan y liberan las formas subedáficas en el contacto entre el macizo rocoso y el frente de alteración.

Considerando que a la escala de estudio la historia geológica para todo el paisaje granítico es la misma y que los patrones estructurales y texturales de la roca se ven reflejados en las asociaciones de las geoformas típicas, podemos concluir que las variaciones geomorfológicas observadas en este estudio están controladas principalmente por lo ocurrido en las etapas magmáticas, con lo cual un estudio más detallado de estas formas permitiría comprender mejor los procesos inherentes a estas etapas y contribuiría a dilucidar la historia de emplazamiento del batolito de Achala.

Figura 1. Distribución de las formas encontradas y su relación con las estructuras de la roca.

BibliografíaCarignano, C., Cioccale, M. y Rabassa, J. 1999. Landscape antiquity of the central-eastern Sierras Pampeanas (Argentina):

geomorphological evolution since Gondwanic times. Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Suppl.-Bd. 118. 245-268. Berlin, Stuttgart.

Cerutti, N. 2002. Geoformas graníticas en el Batolito de Achala, Sierras Grandes de la Provincia de Córdoba, Argentina (Trabajo final), Universidad Nacional de Córdoba (Inédito), 114 p., Córdoba, Argentina.

Mayor Rodríguez, J.A. 2011. Génesis de cavidades graníticas en ambientes endógenos y exógenos (Tesis Doctoral), Instituto Universitario De Xeoloxía Isidro Parga Pondal, 396 p., A Coruña, España.

Vidal Romaní, J.R. y Twidale, C.R. 1998. Formas y paisajes graníticos. Universidade da Coruña, servicio de publicacións, nº55, 411 p. España.

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ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO DEL CENOZOICO TARDÍO CONTINENTAL EN EL SUDOESTE DE LA PROVINCIA DE BUENOS

AIRES (ARGENTINA)

Silvia Grill1,2, Verónica Gil 3,4, Jorge Gentili3, Nora Cesaretti1, Mauro Gómez Samus4,5, Cinthia Johansson Reinhardt1, Mariana Garrone1 y Vanesa Bohn1,3

Las planicies del sudoeste bonaerense formadas por el piedemonte serrano y la llanura subventánica, forman el “nivel de planación general” (González Uriarte 1984) e integran el positivo bonaerense. Esta unidad, constituida en gran parte, por el relleno sedimentario continental del Mio-Plioceno, se halla en sectores, enmascarada por los depósitos más modernos (Pleistoceno-Holoceno) (Folguera y Zárate 2009). En las proximidades de la ciudad de Bahía Blanca, en el paraje “Cueva de los Leones” un afloramiento, de aproximadamente 3 hectáreas de extensión, expone parte de ese relleno donde sedimentos eólicos / aluviales rematan con un importante banco de tosca asignada al Plio-Pleistoceno (González Uriarte 1984). El objetivo de este trabajo es realizar un aporte para la comprensión de la evolución del paisaje del sudoeste bonaerense a partir de estudios efectuados en el mencionado paraje. El estudio es abordado de forma multidisciplinaria mediante apreciaciones de campo, magneto estratigrafía, trazas fósiles, análisis químicos, petrográficos, de cenizas volcánicas y rayos X. Para ello se utilizaron los laboratorios de Petrotomía, INGEOSUR-UNS (Geología), LANAIS N-15, CONICET-UNS (Agronomía) y el laboratorio de Paleomagnetismo del LEMIT. El análisis cristalográfico de cenizas volcánicas se efectuó con un difractómetro de Rayos X (Rigaku Radation Shield) y la petrografía con un microscopio de refracción Zeizz, modelo Axiolab. Las toscas se analizaron con un Microscopio Nikon Eclipse 50i POL, equipado para polarización y fluorescencia (reflexión). Las icnitas fósiles se observaron en el campo mediante un Microscopio USB Digital, Nisuta NS-DIMI (20x-200x) V2.0 y luego fueron estudiadas con detalle y fotografiadas. El análisis de los aspectos métricos, genéticos y cronológicos, permitió confeccionar el mapa geomorfológico del área. El trabajo de campo consistió en el análisis de distintos procesos geomorfológicos y el levantamiento y descripción de 8 perfiles (1 a 5 alejados del arroyo Saladillo de García; 6,7 y 8 en las proximidades) analizándose las variaciones verticales y horizontales de los depósitos y sus relaciones estratigráficas. Los mayores espesores del afloramiento se registraron cerca del arroyo, disminuyendo los mismos hacia el Oeste y Noroeste del área, a su vez las laderas “solanas” (ubicadas hacia el Sur), resultaron más potentes que las “umbrías”. La base del afloramiento, está constituida por sedimentos de tipo loessoide con espesores y composición textural variables. En los sectores más alejados del arroyo (Perfiles 1 a 5), dicha composición alterna entre limos, arcillas y arenas muy finas, de color pardo amarillento, ocre y rojizo claro y espesores que varían entre 0,50 y 1,50 m (Perfil 2). Es común la presencia de carbonatos (en proporciones muy variables: 0,0075% - 21,734%) dispuestos en forma laminar, nodular o en enrejado. En general presenta estructura masiva, sólo en algunos sectores hay algunas evidencias de procesos pedogenéticos. En relación a la magnetoestratigrafía, Gómez Samus et al. (2013) ubican tentativamente esta parte de la sucesión al Cron Matuyama inferior (2,58-2 Ma), basándose en la presencia dominante de direcciones de polaridad reversa, sin descartar que la sedimentación sea aún más antigua. Hacia el arroyo Saladillo de García (Perfiles 6,7 y 8) los sedimentos descriptos presentan un cambio importante. El Perfil 6 que registra~1m de espesor del material sedimentario, presenta en sus 70 cm inferiores alternancia de areniscas finas y limolitas, color pardo, estructura masiva y portadoras de abundantes raíces fósiles. Es notable la presencia de un lente de ceniza volcánica de ~2 m de longitud y 47 cm (espesor máximo), de los cuales los 37 cm inferiores corresponden a una tufopsamita con estructura masiva, blanquecina y carbonato de calcio pulverulento y los otros 10 cm a una ceniza gruesa. Según los análisis de Rayos X, la tufopsamita está formada por

1 - Dpto. Geología (UNS), Argentina. E-mail: silviacgrill@gmail.com2 - INGEOSUR (CONICET), Argentina3 - Dpto. Geografía y Turismo (UNS), Argentina4 - CONICET, Argentina5 - LEMIT, Argentina

cristales de cuarzo, plagioclasa calco-sódica, calcita y material amorfo. De acuerdo al análisis petrográfico es una roca volcaniclástica producto del retrabajo de depósitos piroclásticos preexistentes (Grill et al. 2014c). En el Perfil 7, en un nivel consolidado de limolita arenosa (56 cm) con clastos arcillosos (1/2mm) y laminación incipiente, se registraron trazas fósiles asignadas a los géneros Beaconites (Vialov 1962) y Taenidium (Heer 1877), que evidencian la Icnofacies de Scoyenia (Grill et al. 2014a). Esta Icnofacies se desarrolla generalmente en sedimentos arenosos/arcillosos, húmedos, de baja energía tales como planicies de inundación (Buatois y Mángano 1995a). El género Taenidium ha sido registrado en la provincia de La Pampa, en sedimentos que forman parte del relleno sedimentario continental del Cenozoico Tardío asignados a la Formación Cerro Azul (Sostillo et al. 2013). En el Perfil 8 el material sedimentario alcanza ~1.50 m de espesor, se conforma por varios paquetes de areniscas limolíticas y areniscas finas/gruesas de base erosiva, portadoras de clastos y láminas de arcillas, las cuales muestran bioturbación y contienen raíces fósiles. Hacia arriba gradan a areniscas medias/ gruesas (algunas rojizas) con laminación entrecruzada y en artesa, cementadas con carbonatos o sílice y lateralmente a areniscas con laminación planar. Por encima del material sedimentario descripto, en todo el afloramiento, se hallan dos capas de tosca: granular o pulverulenta (por debajo) y acintada o laminar (por encima). A través de estudios paleomagnéticos se obtuvieron, en las capas de tosca, direcciones de polaridad normal y oblicua que podrían asignarse al límite Matuyama inferior / Olduvai (~2Ma) (Gómez Samus et al. 2013). Cabe destacar que estas interpretaciones magnetoestratigráficas son de carácter provisional y las únicas disponibles hasta el momento. Mediante la obtención de nuevos datos de índole cronológica las mismas serán, en futuras contribuciones, ajustadas, corroboradas o modificadas. En relación a la tosca granular alcanza espesores de 1,25 m (Perfil 2), suele incluir clastos de 10/12 cm de diámetro de distinta composición y mostrar intercalaciones de tosca laminar y pátinas oscuras de manganeso. La proporción de carbonatos varía entre: 55,58% (Perfil 4) a 19,6% (Perfil 6). La petrografía de este tipo de costra mostró estructuras crustiformes y cementos silíceos coloformes con aporte clástico durante su crecimiento, evidenciando exposición subaérea con precipitación química de carbonatos o diagénesis vadosa (zona no saturada) (Grill et al. 2014b). La tosca acintada dispuesta en contacto neto sobre la granular presenta alto grado de fracturación por acción de raíces y mayor dureza que la granular, deformaciones, pseudoanticlinales y en sectores dos capas netas. Sus espesores varían entre 0.60m a 1,60 m (Perfiles 1 a 8 respectivamente) y la proporción de carbonatos entre 53,4% (Perfil 6) a 67,89% (Perfil 4). La petrografía reflejó envolturas micríticas, espesor homogéneo de los cementos carbonáticos (anillos de igual espesor formados por cristales de carbonato) y estructuras oolíticas, que permitieron inferir mayor humedad ambiental o diagénesis freática (zona saturada) (Grill et al. 2014b). A nivel macroscópico las toscas presentaron estructuras secundarias destacándose gnammas, “nidos de abeja” y “cuevas o aleros”. De los estudios efectuados hasta el momento se puede concluir que el relleno sedimentario continental del Neógeno se halla muy bien preservado en la Cueva de los Leones. Las sedimentitas (asociadas a ambientes eólicos y flujos efímeros) y las costras (asociadas a génesis vadosa o freática), evidencian la importante rigurosidad climática ocurrida durante ese período, sólo interrumpida temporariamente por episodios de torrencialidad.

BibliografíaBuatois, L. y Mángano, M. 1995a. The paleoenvironmental and paleoecological significance of the lacustrine Mermia

ichnofacies: An archetypical cubaqueous nonmarine tracess fossil assemblage. Ichnos 4: 151 – 161. Folguera, A. y Zárate, M. 2009. La sedimentación neógena continental en el sector extrandino de Argentina central. Revista

de la Asociación Geológica Argentina 64 (4): 692-712. Gómez Samus, M., Grill, S., Bidegain, J.C., Gil, V. y Gentili, J. 2013 Paleomagnestismo en sedimentos del Cenozoico tardío

de Cueva de los Leones, Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires (Argentina). 2º Simposio del Mioceno-Pleistoceno del Centro y Norte de Argentina. Libro de resúmenes: 14.

González Uriarte, M. 1984. Características geomorfológicas de la porción continental que rodea la Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires. 9º Congreso Geológico Argentino, Actas: 556-576.

Grill, S., Garrone, M. y Manera, T. 2014a. Hallazgo de trazas fósiles en la Cueva de los Leones, Bahía Blanca. 24º Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Bahía Blanca. Publicado en CD.

Grill, S., Cesaretti, N., Gil, V. y Gentili, J. 2014b. Morfología y Petrografía de la tosca de la región de Bahía Blanca. 24º Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Bahía Blanca. Publicado en CD.

Sostillo, R., Cardonatto, M.C., Montalvo, C., Visconti, G. y Melchor, R. 2013. New findings of invertebrate trace fossils in a Late Miocene loess-paleosol succession, Cerro Azul Formation, La Pampa, Argentina Segundo Simposio Latino americano de Icnología (SLIC2013).

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GEOMORFOLOGÍA URBANA DE SAN MIGUEL DE TUCUMÁN (TUCUMÁN)

Elvira Yolanda Guido1 y Pablo José Sesma1

La realización de la cartografía geomorfológica de áreas urbanas representa un interesante desafío para muchos de los profesionales que se dedican a esta temática, debido a que la mayoría de los elementos geomorfológicos primigenios han sido modificados (o “borrados”) por las múltiples actividades antrópicas. En la actualidad no está en discusión la importancia de los estudios geomorfológicos como instrumentos para la planificación y ordenamiento territorial, en especial cuando se trata de áreas urbanas que concentran altas densidades poblacionales. Disponer de una cartografía detallada de los elementos geomorfológicos de una localidad, en donde se indiquen las geoformas y su relación con la generación y/o intensificación de riesgos geoambientales, resulta un privilegio para pocas ciudades.

Si bien existen numerosos trabajos relacionados a la geomorfología de la provincia de Tucumán y de su Área Metropolitana (Sayago et al. 1998, 2010, Sesma et al. 2005, Neder et al. 2010, entre otros), se carece de una caracterización y cartografía morfogenética de la ciudad de San Miguel de Tucumán, a la escala requerida por los organismos encargados de la gestión ambiental.

El objetivo del trabajo fue la caracterización y mapeo de los elementos morfogenéticos de San Miguel de Tucumán, a escala detallada. Para tal fin, se realizaron trabajos de fotointerpretación, con fotogramas a escala 1:20.000 del año 2000, interpretación de imágenes satelitales provistas por el Programa Google Earth, de 2014 y controles de campo (junio de 2014), para la actualización y descripciones de las geoformas identificadas.

El Municipio de San Miguel de Tucumán se ubica en el sector centro-norte de la provincia, ocupa una superficie de 90 km2, tiene 548.866 habitantes (casi el 38% de la provincia) y una densidad poblacional de 6.098,5 hab/km2 (Censo 2010). La ciudad se encuentra entre dos barreras naturales, al oeste el piedemonte oriental de la sierra de San Javier y al este, la margen derecha del río Salí. Es importante destacar que está rodeada por canales de desagüe en sus límites norte, oeste y sur.

Altitudinalmente se desarrolla entre los 487 y 426 m s.n.m., en sentido oeste-este y entre los 481 y 403 m s.n.m., en sentido norte-sur. La mayor parte de la ciudad se ubica en el piedemonte, en el glacis de erosión distal, mientras que su extremo oriental se desarrolla en la llanura aluvial, en el valle fluvial del río Salí (Sayago et al. 2010). El piedemonte se caracteriza por presentar un relieve plano a suavemente inclinado hacia el este y sudeste por donde escurren los cauces fluviales actuales (Sayago et al. 1998). Está compuesto por depósitos cuaternarios integrados por sedimentos limos, arenas y conglomerados. La llanura aluvial presenta un relieve plano a ondulado y una litología de limos, arenas y niveles de gravas, cubiertos por sedimentos de loess retransportado.

La cartografía geomorfológica (Fig. 1) muestra las geoformas positivas (lomas) y negativas (bajos), “lineaciones”, dirección de escurrimiento, además de la ubicación de espacios verdes y de la infraestructura vial.

Las lomas, denominadas así según la definición de Calmels y Carballo (1992), son unidades con sustrato loéssico que sobresalen en el glacis de erosión distal. Tienen cima redondeada, escasa altura (no superan los 3 m de desnivel) y longitudes variables, entre 350 y 3.000 m. Ocupan superficies significativas, 8,25 ha, las pequeñas hasta 151,4 ha, las más grandes. Sus perímetros son entre 1,2 y casi 10 km. En general, son elongadas en sentido norte-sur, pero las hay también semi-circulares y la forma varía de convexa-plana a convexa-cóncava. Su disposición condiciona fuertemente el escurrimiento pluvial y las más importantes actúan como obstáculos a la libre evacuación hídrica.

Los bajos, depresiones locales que no superan 1 m de profundidad, son elongados en diferentes direcciones, principalmente norte-sur. Algunos corresponden a paleocauces que testimonian la dinámica fluvial pasada, con condiciones paleoclimáticas más húmedas que las actuales, mientras que otros son de

1 - Cátedra de Geografía Física, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, Universidad Nacional de Tucu-mán. San Miguel de Tucumán. Argentina. E-mail: gyetomas@uolsinectis.com.ar

origen antrópico, especialmente los ubicados en el valle del río Salí (ladrilleras, canteras de áridos, labores para construcción de caminos). Los más largos tienen un eje axial de 2,3 km y el más corto de sólo 130 m. Ocupan superficies similares a las lomas (entre 157 y 0,4 ha) y con perímetros entre 0,35 y 9 km. Colectan las aguas pluviales que se originan en las lomas y algunos están asociados a niveles freáticos superficiales, siendo áreas propicias para procesos de anegamiento estacional. Las actividades extractivas de canteras, en especial las ubicadas en las márgenes del río Salí, están aumentando las superficies de los bajos y, en consecuencia, el riesgo de inundación.

En imágenes satelitales se identificaron rasgos lineales, distinguibles por la disposición de árboles que atraviesan las lomas y bajos. Ante la duda en darle una correcta denominación geomorfológica, se las nombró “Lineaciones”, sin que ello tenga necesariamente una connotación tectónica. En el terreno son difícilmente identificables por su escasa altura (no superan 1 m), son de longitudes variables, entre los 0,58 y 3,29 km y tienen específicamente rumbo noreste-suroeste. Se distribuyen en tres sectores bien definidos: noroeste, central y sudeste, en donde se encuentran los de mayor longitud.

La cartografía geomorfológica urbana de San Miguel de Tucumán constituye un avance en la investigación geomorfológica de la provincia y una herramienta valiosa, de aplicabilidad inmediata, en los programas de gestión ambiental local.

Figura 1. Cartografía geomorfológica urbana del Municipio de San Miguel de Tucumán (Tucumán).

BibliografíaCalmels, A. y Carballo, O. 1992. Vocabulario de Geomorfología. Publicación de Extensión Cultural y Didáctica N° 1,

Departamento de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa. 470 pp. La Pampa.

Neder, L.; Busnelli, J. y Ríos, R. 2010. Influencia de la urbanización en el cambio de la dinámica fluvial, Tucumán, Argentina. VI Simposio Universitario Iberoamericano Sobre Medioambiente, celebrado en el marco de la 15 Convención Científica de Ingeniería y Arquitectura, p. 7. La Habana, Cuba.

Sayago, J.M., Collantes, M.M. y Toledo, M.A. 1998. Geomorfología. En: Geología de Tucumán, Gianfrancisco, M.E. Puchulu, J.D. de Cabrera y G. Aceñolaza (eds.), Colegio de Graduados en Ciencias Geológicas de Tucumán, Segunda Edición, Capítulo 11: 241-257. Tucumán.

Sayago, J.M.; Collantes, M.; Neder. L. y Busnelli, J. 2010. Cambio climático y amenazas ambientales en el Área Metropolitana de Tucumán. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 66 (4): 544-554.

Sesma, P.; Guido, E. y Sabaté, S. 2005. Cartografía y evaluación de las líneas de escurrimiento como herramientas para la gestión ambiental. Caso de estudio: El piedemonte oriental de la Sierra de San Javier (Tucumán). XVI Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 499-506. La Plata.

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MODERN EVOLUTION OF THE COLORADO DELTA, NORTHERN PATAGONIA

Federico Isla1, Marcela Espinosa1, Rocío Fayó1 and José Manuel Bedmar1

The Colorado River has significantly diminished its drainage area. Today it flows across Mendoza, Neuquén, La Pampa, Rio Negro and Buenos Aires provinces, although in the past its drainage area also covered San Juan, La Rioja and San Luis. Several lobes corresponding to Pleistocene highstands were distinguished interfingering within the plain (Spalletti and Isla 2003).

Four distributary channels were defined growing during the Middle Holocene to historic intervals. Across the Villalonga Channel, the Holocene progradation of the delta was recorded (Weiler 1983). Diatom assemblages from a 172 cm long core drilled close to the current active channel were studied. From this sequence, a freshwater environment dominated by planktonic taxa (Aulacoseira granulata and Stephanodiscus hantzschii) was defined at 4132 ± 35 14C years BP ago. Towards the top of the core, a shallower and more vegetated environment occurred about 142 ± 36 14C years BP represented by freshwater epiphytes and aerophilous diatoms (Ulnaria delicatissima var. angustissima, Rhopalodia gibba, Epithemia adnata and Hantzschia amphyoxis). To the top of the core, similar taxa of the base dominate with the appearance of the tychoplanktonics taxa Staurosirella pinnata and Cyclotella ocellata.

At the northernmost distributary, the presence of living-positioned shells of Tagelus plebeius suggest a subtidal flat 350 ± 50 14C years BP. Close to this northern distributary channel several fore-dune ridges were sampled at distances of 3.4, 6.4, 10.9 and 12.4 km from the present shoreline. During the Spanish Viceroyalty administration, the delta was prograding into the Anegada bay, according to the nautical chart drawn by José de la Peña in 1795. The blocking of the river was performed in 1906 at the site called “El Tapón”, and originated a conic lobe with a distal width of 3 km spanning to 36 km at the present coast. Due to a flood caused by the sudden discharge of Cari Lauquen Lake in 1914, the blockage opened. Several channels were dug since the arrival with the railway of the first colonies (1921). Another blockage was achieved between 1924 and 1925, but another flood in 1931 originated a new arm: the Colorado Nuevo. The ENSO-triggered 1983 flood signified the last connection of the Curacó river system. It is assumed that man-made alterations (Casa de Piedra Dam, or the water pumping at Pichi Mahuida) are responsible for the slight increase in salinity at the lower plain. This modern situation should be considered, as one of the purposes of this study is to compare present salinity fluctuations to the Holocene changes recorded by the composition content of diatom assemblages in core sediments.

1 - Instituto de Geología de Costas y del Cuaternario, Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras, CONICET, Mar del Plata. Argentina. E-mail: fisla@mdp.edu.ar

Figura 1. Location of the Colorado Delta showing distributary channels and barriers (modified after Weiler 1983).

BibliografíaSpalletti, L. A. and Isla, F. I., 2003. Evolución del delta del Río Colorado (“Colú Leuvú”), Provincia de Buenos Aires,

República Argentina. Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología, 10: 23-27.Weiler, N. E., 1983. Rasgos morfológicos evolutivos del sector costanero comprendido entre Bahía Verde e Isla Gaviota,

Provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 38: 392-404.

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REGISTRO DAS MUDANÇAS AMBIENTAIS DO QUATERNÁRIO SUPERIOR DO PLANALTO DAS ARAUCARIAS (SUL DO BRASIL) EM

CABECEIRAS DE DRENAGEM (PEQUEÑA CUENCA)

Julio C. Paisani1, Marga E. Pontelli1 e Margarita L. Osterrieth2

O termo cabeceira de drenagem se refere a unidade de relevo côncava de dezenas de m2 situada a montante de canal de primeira ordem hierárquica (Sistema de Classificação de Strahler 1952). Na literatura, essa feição também é designada de valley head, zero-order basin, hillslope hollow, anfiteatro, vale não canalizado, dambo, dentre outras. Essa área faza conexão entre dois setores geomorfológicos distintos, encosta e fundo de vale. Geralmente, ela é o setor das bacias hidrográficas que responde prontamente às mudanças ambientais induzidas por fatores climáticos (pedogênese ou morfogênese), tectônicos ou antrópicos. A cabeceira de drenagem pode apresentar solos modernos, paleossolos enterrados e depósitos coluviais. Estes últimos geralmente trazem importantes informações paleoambientais a respeito de processos de encosta e fluviais (Thomas 1994). No Planalto das Araucárias há cabeceiras de drenagem desenvolvidas em basaltos que exibem Nitossolos (Paisani et al. 2013), enquanto que em áreas sobre riolitos há cabeceiras de drenagem com Neossolos hidromórficos. Em setores do Planalto das Araucárias, onde houve desconexão das cabeceiras de drenagem em relação à rede hidrográfica, motivada por variações do nível de base (neotectônica), as cabeceiras de drenagem passaram a se comportar como pequenas áreas receptoras de sedimentos no Quaternário Tardio. Essas áreas foram detectadas sobre riolito e registram sequencias pedoestratigráficas constituídas por paleossolos hidromórficos com horizontes A húmicos enterrados por sedimentos coluviais (Paisani et al. 2014). As datações por 14C (paleossolos) e LOE (sedimentos coluviais) das sequencias pedoestratigráficas apontam para cobertura pedológica contínua entre encosta e fundo de vale, com desenvolvimento de horizontes hidromórficos no centro das cabeceiras de drenagem durante o MIS 3. Mudança de regime hídrico para mais seco foi verificada durante o MIS 2, quando os paleossolos hidromórficos passaram por mudanças estruturais (Paisani et al. 2014). Na passagem do MIS 2/1 os solos que recobriam as encostas foram remobilizados gerando delgadas camadas coluviais. Esse fenômeno continuou durante a maior parte do MIS 1 e foi intercalado por erosão linear (gully), sobretudo durante meados desse estágio isotópico.

Agradecimentos: CAPES/CNPq (Projeto 144/2012-PVEs), Fundação Araucária do Paraná (Convênio 204/2012) e CNPq (Proc. 300530/2012-9).

BibliografíaPaisani, J., Pontelli, M., Corrêa, A. y Rodrigues, R. 2013. Pedogeochemistry and micromorphology of oxisols – a basis for

understanding etchplanation in the Araucárias Plateau (Southern Brazil) in the Late Quaternary. Journal of South American Earth Sciences, 48:1-12. doi:10.1016/j.jsames.2013.07.011.

Paisani, J., Pontelli, M., Osterrieth, M., Paisani, S., Fachin, A., Guerra, S. y Oliveira, L. 2014. Paleosols in low-order streams and valley heads in the Araucaria Plateau – record of continental environmental conditions in Southern Brazil at the end of MIS3. Journal of South American Earth Sciences, 54:57-70. doi:10.1016/j.jsames.2014.04.005.

Strahler, A. 1952. Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geological Society of America Bulletin, 63:1117-1142. doi: 10.1130/0016-7606(1952)63[1117:HAAOET]2.0.CO;2.

Thomas, M. 1994. Geomorphology in the Tropics: A Study of Weathering and Denudation in Low Latitudes. Wiley, 460 p, Chichester.

1 - Núcleo de Estudos (Paleo) ambientais, Universidade Estadual do Oeste do Paraná, Brasil. E-mail: juliopaisani@hotmail.com2 - Centro de Geología de Costas y del Cuaternario, Universidad Nacional de Mar del Plata, Argentina.

ATRIBUTOS EDÁFICOS QUE CARACTERIZAN LA RELACIÓN PAISAJE-SUELO EN LAS DUNAS LONGITUDINALES DE LA PAMPA

ARENOSA, NOROESTE DE BUENOS AIRES, ARGENTINA

Ileana Ruth Paladino1, Julieta Irigoin1, Lucas Martín Moretti1 y Gabriela Civeira1

El relieve es uno de los cinco factores que determinan la formación de los suelos. El concepto de catena de suelos hace referencia al hecho de que la distribución de los distintos tipos de suelo está relacionada con la posición topográfica. El caso de la Pampa Arenosa resulta un buen ejemplo de la relación existente entre el suelo y el paisaje, ya que dicho vínculo es concretamente evidente. Particularmente el área de estudio fue construida sobre antiguas geoformas eólicas, las dunas longitudinales (Malagnino 1991), las cuales persisten en la actualidad e influyen en las características de los suelos que ocupan los distintos sectores de las dunas y espacios de interdunas (Moscatelli 1991). La Cartografía de suelos debería estar apoyada en la génesis del paisaje-suelo. Asimismo, desde el punto de vista agronómico, la interpretación utilitaria de las tierras debería considerar estos aspectos para poder establecer el uso y manejo sostenible a nivel regional. En este sentido, el objetivo de este trabajo fue conocer los atributos edáficos que están fuertemente vinculados a la geomorfología, dada su implicancia en la variabilidad espacial de los suelos, en el sector de dunas longitudinales en el Noroeste de la provincia de Buenos Aires.

Se utilizaron datos analíticos de 32 perfiles de suelos de 4 partidos pertenecientes a la Pampa Arenosa en la provincia de Buenos Aires: 9 de Julio, Carlos Casares, Pehuajó y Trenque Lauquen (SAGPYA-INTA 1974-1997). Se analizaron a nivel de subgrupo taxonómico los siguientes suelos: Ustipsamentes típicos, Udipsamentes típicos, Hapludoles énticos, Hapludoles cumúlicos, Hapludoles típicos, Hapludoles thapto árgicos, Hapludoles thapto nátricos, Natralboles típicos, Natracuoles típicos y Natracualfes típicos, los cuales se ubican en distintas posiciones topográficas en orden decreciente desde la cresta de la duna hacia el espacio de interduna. Se analizaron mediante análisis de Componentes Principales (ACP) las siguientes variables edáficas: Arena 2000-50 μ (A:%), Limo 2-50 μ (Li:%), Arcilla <2 μ (Ar:%), Sodio Intercambiable (PSI:%), pH en agua (pH: 1:2,5), Carbono orgánico (CO:%), Suma de Bases (SB: Meq/100g), Capacidad de intercambio catiónico (CIC: Meq/100g), Coeficiente de capacidad de campo (CC,-33 KPa) y Coeficiente de punto de marchitez permanente (PMP, -1500 KPa), estas dos últimas variables estimadas a partir de funciones de pedotransferencia (Rawls et al. 1982).

El análisis de CP permitió observar las variables de mayor relevancia para explicar la relación paisaje-suelo. El CP1 explicó el 74,4 % de la variación de los datos y el CP2 el 21,7 %, y ambos explicaron el 96,1 % de la variabilidad total. En el CP1, la mayoría de las variables presentaron valores similares en los autovectores (AV), con excepción del CO cuyo AV fue igual a 0.09; destacándose que la única variable con distinta direccionalidad fue la arena (-0.31). La Fig. 1 esquematiza lo antedicho, mostrando la distribución de las variables y el ordenamiento de los suelos. En ella puede observarse que el CP1 logra ordenar los suelos según la textura (% de arena, limo y arcilla), con aquellos de mayor porcentaje de arena hacia la izquierda y los de menor hacia la derecha. Este ordenamiento coincide en gran medida con el escalonamiento topográfico de los distintos tipos de suelo desde la cresta de la duna (los más arenosos) hasta la zona de interduna (los menos arenosos). Respecto del CP2, los AV de mayor incidencia fueron el CO (0.64) con signo positivo y el PSI (-0.45) con signo negativo. El CP2 ordena los suelos en función del grado de afectación con sodio y el contenido de carbono orgánico. Los suelos menos sódicos y con mayor contenido de carbono orgánico se encuentran en los cuadrantes superiores y los suelos sódicos con menos carbono en los inferiores (Fig. 1). Estos resultados sostienen que la textura es el atributo que mejor expresa la relación paisaje-suelo. Si bien otros atributos como CIC, CC, PMP y SB tuvieron AV similares en el CP1, esto se debe a que se encuentran fuertemente condicionados por la textura. El CP2 muestra que para suelos de igual textura, cobran importancia otros atributos para explicar la relación paisaje-suelo, estos son

1 - Instituto de Suelos, Cartografía y Evaluación de Tierras. INTA CASTELAR. Argentina. E-mail: paladino.ileana@inta.gob.ar

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CO y PSI (y su relación directa con el pH). Tal es así, que los suelos Hapludoles thapto árgicos se ubican en posiciones más elevadas que los Hapludoles thapto nátricos, estos últimos con menor CO y mayor PSI, como consecuencia del ascenso freático.

Este trabajo pone de manifiesto que la influencia de la geoforma en la distribución de los suelos va más allá del “efecto relieve” sino que evidencia la morfodinámica del proceso eólico que le dio origen. Los vientos que formaron a las dunas longitudinales determinaron una distribución granulométrica decreciente desde la cresta de la duna hacia los espacios de interduna donde aflora el típico loess pampeano (de textura mayormente limosa) y sobre el cual fue construido el campo de dunas. En este sentido, surge la necesidad de comprender la distribución de los suelos a partir de profundizar en el estudio de los factores formadores, de manera de establecer un modelo o patrón que sirva de apoyo para el relevamiento y finalmente pueda ser representado en la cartografía de los suelos.

Figura 1. Gráfico de Componentes Principales

BibliografíaMalagnino, E. 1991. Late Pleistocene to Late Holocene Evolution of the Paleodesert of the Central Region of Argentina and

its Paleoclimatic Implication. International Conference On Desert Landscapes. International Geological Correlation Programme. Project 252. Perth Western Australia.

Moscatelli, G., 1991. Los Suelos de la Región Pampeana. En: Barsky, O. (Ed.). El desarrollo Agropecuario pampeano. Pp. 11-75. Editorial Grupo Editores Latinoamericanos, INTA, ICCA, INDEC.

Rawls, W.J., Brakenseik, D.L. y Saxton, K.E. 1982. Estimation of soil water properties. Trans. ASAE, 25:1316-1320.

GEOMORFOLOGÍA DEL PARTIDO DE AVELLANEDA, PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Karina Mónica Rodríguez1

Actualmente el partido de Avellaneda constituye uno de los sectores más densamente poblados del conurbano bonaerense por lo que las geoformas que constituían el paisaje original han quedado enmascaradas parcial o totalmente bajo la urbanización.

En este trabajo, que es parte del trabajo final de licenciatura del autor, se buscó confeccionar un mapa sobre la geomorfología del partido utilizando todo tipo de datos (antecedentes históricos y científicos, mapas antiguos, fotografías aéreas, imágenes satelitales, perfiles de pozos, entre otros) y se realizó un cuidadoso reconocimiento de campo a través de perfiles y calicatas. A partir de ello se definen tres unidades geomorfológicas de mayor jerarquía, las que a su vez pueden ser divididas en varias unidades menores.

Intentando establecer un orden cronológico en que los agentes geológicos tuvieron participación dominante (no excluyente de otros procesos) puede observarse que es el proceso eólico el primero en imperar, generando una planicie loéssica sobre la cual se labran, posteriormente, cubetas de deflación eólica de orden mayor y menor en virtud de sus dimensiones. El loess que la integra, vinculado a un evento de extrema aridez acaecido en el Pleistoceno temprano, corresponde al sector cuspidal de la Formación Ensenada (Ameghino 1889). Este material fue provisto por fuertes vientos con dirección SO-NE que removilizaron depósitos de llanura glacifluvial y abanicos aluviales depositados por ríos y arroyos a partir del retrabajo de sedimentos finos del volcanismo terciario acaecido en la Cordillera de los Andes. Dicho depósito presenta un nivel de calcretes edáficos de 1 m de potencia hacia el tope de la secuencia en el Partido de Avellaneda. Si bien hacia los 700.000 años AP tuvo lugar una breve ingresión marina (caracterizada por los sedimentos de la Formación Belgrano (Ameghino 1908)) que dejó como evidencia depósitos de conchillas en Wilde, los mismos son sub-aflorantes. Posteriormente, otro evento glacial, traducido en un nuevo ciclo árido, favoreció la acumulación del loess de la Formación Buenos Aires (Ameghino 1889), durante el Pleistoceno tardío, que apoya en la mayoría de los casos, discordancia mediante, sobre la Formación Ensenada y a veces sobre la Formación Belgrano en el área de estudio. Estas tres unidades formacionales están representadas en la planicie loéssica (1) cuyo paisaje constituyó un llano uniforme debido a la horizontalidad de los estratos que lo componían.

Hacia los 10.000 años AP, fines del Pleistoceno y principio del Holoceno, las condiciones climáticas se tornaron húmedas y frías, dando origen a los sedimentos Post-pampeanos. Debido a ello la erosión fluvial fue más efectiva frente a otros procesos geológicos originando la erosión general de las pendientes de la planicie loéssica y generando bajos y lagunas (2) (ocupadas por sedimentos de la Formación Luján (Ameghino 1889)) rellenados posteriormente en forma natural o antrópica. Hacia los 6000 años A.P. la región se vio afectada por el ascenso relativo del nivel del mar que invadió en forma significativa el valle del Riachuelo. El clima se tornó subtropical a tropical suscitando una interacción entre los procesos litoral y fluvial vinculados al estuario del Río de la Plata. Así la planicie loéssica quedó recortada y acantilada coincidente con la cota de 5 m, truncando la red de drenaje. El límite de este suceso lo manifiesta la posición de la pendiente marginal (3) hacia el extremo SO del Partido. Su retiro se produjo en tres pulsos (Cavallotto 2002) separados los dos primeros por un período de estabilidad, concluyendo el primer pulso hacia los 5000 años A.P. En el Partido queda registrado de la siguiente forma: hacia el NE por una planicie de marea antigua (4) (caracterizada por los sedimentos de la Formación Querandí (Frenguelli 1950) y hacia el SE por una importante plataforma de abrasión (labrada sobre la Formación Ensenada (cuspidal) subyacente a los cordones litorales sobre la que apoya parcialmente en la actualidad el Centro de Disposición de Residuos Sólidos. El segundo pulso regresivo que comienza a los 3500 años A.P genera la planicie de marea (albúfera) (5). Sobre ella se instauran cordones litorales (6) (integrados por la Formación La Plata o Platense Marino (Frenguelli 1950), canales de marea e importantes hoyas sobre la plataforma de abrasión por disolución preferencial del calcrete. Simultáneamente se generaron extensas cubetas de deflación (7)

1 - SEGEMAR. San Martín, Buenos Aires. Argentina. E-mail: karina.rodriguez@segemar.gov.ar

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hacia el sector SO de Avellaneda, que se extienden hacia los partidos de Lanús y Quilmes sobre la planicie loéssica. Por otro lado, en el ámbito costero, se establecieron dunas coronando los depósitos conchíferos y sobre los sectores bajos de la comarca, mantos de sedimentos limosos observados entre las canalizaciones de los arroyos Sarandí y Santo Domingo. A partir de los 2900 años AP la velocidad de regresión disminuyó (tercera fase) y comienzan a depositarse los sedimentos de la planicie estuárica del río de la Plata (8) que está conformada por un albardón y depósitos actuales. Hacia el Reciente, domina el proceso fluvial cuyas subunidades la constituyen la planicie aluvial del Riachuelo, terrazas del Riachuelo, fajas aluviales de cursos menores y lagunas (Rodríguez 2004).

Figura 1. Mapa geomorfológico del partido de Avellaneda.

BibliografíaAmeghino, F. 1889. Contribución al conocimiento de los mamíferos fósiles de la Republica Argentina. Academia Nacional

de Ciencias, Actas VI, págs. 1-1027. Córdoba.Ameghino, F.1908. Las formaciones sedimentarias de la región litoral de Mar del Plata y Chapadmalal. Museo Nacional de

Historia Natural de Buenos Aires, Anales, Serie 3, X (Buenos Aires), Págs. 343-428.Cavallotto, J.L. 2002. Evolución holocena de la llanura costera del margen sur del Río de la Plata. Revista Asociación

Geológica Argentina, LVII (4): 376-388. Frenguelli, J. 1950 Rasgos generales de la morfología y la geología de la Provincia de Buenos Aires. Rev. LEMIT. Serie II .

Nº 33. La PlataRodríguez, K.M. 2004. Geología del Partido de Avellaneda. Impacto antrópico sobre el medio físico. FCEyN-UBA, Trabajo

Final de Licenciatura, inédito.

CARACTERIZACIÓN MORFOGENETICA DE LA CUENCA DE SALINAS GRANDES, PUNA SEPTENTRIONAL ARGENTINA

María Visich 1 y Mirian M. Collantes 2

La cuenca de Salinas Grandes se sitúa al N de la República Argentina, en el NO del departamento jujeño de Tumbaya y en el departamento salteño de La Poma, encontrándose el centro del salar próximo a las coordenadas 23º 38´ S y 66º 05´ O.

El presente trabajo tiene como objetivo, caracterizar y definir espacialmente las principales unidades morfogenéticas del área. Desde el punto de vista metodológico, la clasificación morfogenética se basó en los criterios establecidos por Verstappen y Van Zuidam (1991), quienes agrupan a las formas del relieve en base al proceso predominante que les dio origen. Se utilizaron como base cartográfica imágenes satelitales descargadas en formato TIFF Landsat 7 ETM+ (Enhanced Thematic Mapper Plus), georeferenciadas, con el respaldo de interpretación de fotografías aéreas a escala 1:50.000 y controles en el terreno. Se obtuvo como resultado el mapa morfogenético del área de estudio (Fig. 1), en el cual se representan diversas unidades, de origen estructural-denudativo, denudativo, fluvial-aluvial, lacustre, eólico y glacial. A continuación, se sintetizan las características más relevantes de cada una de ellas:

- Unidad de Origen Estructural-Denudativo: agrupa los relieves que limitan la cuenca por el E, S y O, generados por procesos endógenos (litología y tectónica) y exógenos (meteorización, disección pluvio-fluvial y remoción en masa). Estas áreas fueron afectadas por procesos relacionados con pendientes pronunciadas, alta densidad del drenaje, valles secundarios profundos y empinados, presencia de material coluvial inconsolidado, ausencia de vegetación en las áreas cumbrales, reactivaciones tectónicas terciarias, dinámica criogénica, precipitaciones pluviales y nivales actuales. En ella se identificaron: (a) Zona montañosa con laderas denudacionales, escarpas y valles estructurales: representada por montañas en bloques, con orientación submeridiana; (b) Relieve colineado con afloramientos aislados: corresponde a afloramientos aislados, colineados identificados al O y S de la cuenca constituidos por rocas de diferente litología y génesis; (c) Cono volcánico denudado: al sur de la cuenca, constituido por las rocas del complejo volcánico Chimpa (Arnosio 2002).

- Unidades de origen denudativo: agrupa todas las formas o superficies erosivo-acumulativas modeladas por procesos denudacionales como la meteorización, el transporte de materiales por erosión y remoción en masa. En ella se identificaron: (a) Glacis cubierto: se identificaron tres niveles (E y S de la cuenca), asociados a diferentes ciclos de denudación. Según Tchilinguirian et al. (2001), el primer nivel se formó como respuesta al levantamiento del frente de corrimiento oriental de la Sierra Alta, durante la Fase Diaguita (?). El origen del primer y segundo nivel se debe además al progresivo levantamiento de los relieves que conforman la depresión. Los depósitos del tercer nivel corresponden a depósitos cenoglomerádicos y aluviales actuales. El escurrimiento influye en la evolución de estas morfologías; (b) Glacis de acumulación: geoformas desarrolladas en el extremo distal oriental de la Sierra de Cobres, a partir de la coalescencia de conos aluviales y/o abanicos aluviales inactivos por lo que presentan la morfología propia de abanicos aluviales.

- Unidades de origen fluvial-aluvial: (a) Cono aluvial: resultan de una compleja interacción entre el clima y la tectónica (Schwab 1984), procesos de erosión y depositación; (b) Cono aluvial con características deltaicas: desarrollados a partir de cauces con diseño entrelazado, con barras interiores y cauces divergentes; (c) Delta: corresponde a un delta polilobular homopícnico desarrollado por el río Las Burras al llegar al cuerpo de la salina; (d) Cauce actual-llanura de inundación: corresponde a la morfología fluvial actual.

- Unidades de origen lacustre: (a) Laguna de costra salina: constituye morfológicamente, la zona más baja de la cuenca (3428 m s.n.m) ocupada por depósitos evaporíticos; (b) Área de costra lagunar con derrame fluvial y eflorescencias salinas: rodea periféricamente la laguna.

1 - Cátedra de Geomorfología, Universidad Nacional de Salta, Salta, Argentina. E-mail: mcvisich@hotmail.com2 - Instituto de Geociencias y Medio Ambiente, Universidad Nacional de Tucumán. Tucumán, Argentina

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- Unidades de origen eólico: acumulaciones de arena con morfologías características, como dunas parabólicas, dunas longitudinales o lineales, dunas trepadoras y nebkas.

- Unidades de origen glaciario: se reconocieron circos y morenas glaciarias, por encima de los 4500 a 5000 m de altura en el límite oriental del área de estudio.

Figura 1. Mapa Geomorfológico de la cuenca de Salinas Grandes.

BibliografíaArnosio, M. 2002. Volcanismo, geoquímica y petrología del Volcán Chimpa (24°S– 66°O). Tesis Doctoral, Universidad

Nacional de Salta (inédita), 139 p., República Argentina.Schwab, K. 1984. Contribución al conocimiento del sector occidental de la cuenca sedimentaria del Grupo Salta (Cretácico-

Paleógeno), en el noroeste argentino. 9° Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 586-604, S.C. de Bariloche.Tchilinguirian, P. y F. Pereyra. 2001. Geomorfología del sector Salinas Grandes-Quebrada de Humahuaca, provincia de Jujuy.

Revista de la Asociación Geológica Argentina, 56, 1: 3-15.Verstappen, H.Th. y Van Zuidam, R.A. 1991. The ITC system of geomorphologic survey. ITC Publication, Second edition,

10, 89 p.

EJEMPLO DE BARRERA ESTRATIGRÁFICA DE SEDIMENTOS GLACIGÉNICOS POR DESPRENDIMIENTOS EN EL VALLE DEL

HUASCO (29-30º S). NUEVA EDAD AMS C14

Albert Cabré1, Germán Aguilar2 y Rodrigo Riquelme3

El estudio de los distintos retrocesos glaciales entre los 29º y los 30º S en Chile ha sido ampliamente discutido ya que este segmento representa el limite septentrional de la influencia de avances glaciales asociadas a las glaciaciones cuaternarias, que más al norte, en el contexto del clima híper-árido del Desierto de Atacama está ausente (Zech et al. 2006, 2007, Riquelme et al. 2009, 2011, Aguilar 2010). Uno de los valles más estudiados es el Valle del Encierro, donde el máximo avance ha sido datado mediante edades de exposición Be10 en muestras de bloques en superficie en ≈27 Ka AP (Riquelme et al. 2009, Zech et al. 2006). En los trabajos de Zech et al. (2006) y Riquelme et al. (2009) se relacionan diferentes morrenas aguas arriba con edades más jóvenes (Zech et al. 2006) que indican diferentes pulsos de avances relativamente menores en un contexto general de retroceso glacial que se desarrolló hasta los ≈14 Ka AP.

A medida que la extensión de la cobertura glacial fue reduciéndose se habría generado la transferencia de los sedimentos glacigénicos aguas abajo. La transferencia temprana se puede asociar a una dinámica fluvial de escasa energía responsable del transporte de sedimentos finos depositándolos hasta 60 km aguas abajo de los frentes morrénicos. Posteriormente, se produjo un cambio en la dinámica fluvial, que en una etapa tardía de mayor energía, generó la incisión de los depósitos asociados al primer pulso y transportó bloques y gravas a lo largo de los valles.

Edades de AMS C14 de niveles carbonosos intercalados en los depósitos de sedimentos finos indican que el pulso temprano se desarrolló entre los 11 y 6 Ka AP, mientras que el segundo tardío se inició a los 6 Ka AP (Aguilar 2010).

Trabajos anteriores han interpretado que la escasa capacidad de transporte de sedimentos del pulso temprano se explicaría por un clima árido imperante, en relación al clima más húmedo después de los 6 Ka AP (Riquelme et al. 2009, Aguilar 2010). Sin embargo, también es posible que esto sea, al menos en parte, el resultado del entrampamiento de los sedimentos ligado a los numerosos desprendimientos que se observan en estos valles. Esto parece coherente al observar que los sedimentos finos glacigénicos se extienden hasta la posición de los depósitos caóticos asociados a desprendimientos y que el depósito caótico infrayace en discordancia a una sucesión estratificada de limos, cuya base fue datada en 14 Ka AP por AMS C14 (Fig.1).

En base a las relaciones estratigráficas y a las edades obtenidas, se puede interpretar que la agradación de sedimentos durante el Holoceno, no sólo estaría controlada por variaciones de la dinámica fluvial asociada a cambios climáticos, sino que también a barreras estratigráficas asociadas a desprendimientos. En lo referido a los mecanismos que pueden haber generado este desprendimiento nos referimos a trabajos con mayor población de datos realizados en los Andes (p. ej. Antinao y Gosse 2009), cuyos resultados principales apuntan a eventos sísmicos someros asociados a fallas como motor de estos grandes desprendimientos. En efecto, la zona del desprendimiento coincide con la traza de la Falla Pinte (Salazar 2012). Lo anterior ilustra el cuidado que se debe tener al momento de interpretar la morfo-estratigrafía de depósitos fluviales en términos climáticos. Donde además se deben considerar otros factores, como eventos sísmicos de carácter aleatorio que intervienen en la dinámica fluvial.

1 - Departamento de Geología, Facultad de Ingeniería, Universidad de Atacama, Copiapó, Chile. E-mail: albert.cabre@uda.cl2 - Advanced Mining Technology Center, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago, Chile.3 - Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile.

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Figura 1. Esquema de la evolución para los últimos ≈27 Ka AP y ubicación relativa de las muestras.

BibliografíaAguilar, G. 2010. Érosion et transport de matière sur le versant occidental des Andes semiàrides du Nord du Chili (27 - 32°

S) : d’une approche à grande échelle temporelle et spatiale, jusqu’à l’évolution quaternaire d’un système fluvial. Tesis doctoral, Université de Toulouse, (inédita), 204 p., Toulouse, France.

Antinao, L. y Gosse, J. 2009. Large rockslides in the Southern Central Andes of Chile (32-34.5º S): tectonic control and significance for Quaternary Landscape evolution. Geomorphology, 104 (3-4):117-133.

Riquelme, R.; Aguilar, G.; Rojas, C. y Lohse, P. 2009. Cronología 10Be y 14C del último avance glacial en Chile semiárido (29-30° S) y factores que controlan los cambios climáticos del Pleistoceno tardío-Holoceno (CD-ROM). XII Congreso Geológico Chileno, Santiago (Chile).

Riquelme, R.; Rojas, C.; Aguilar, G. y Flores, P. 2011. Late Pleistocene-Early Holocene paraglacial and fluvial sediment history in the Turbio Valley, semiarid Chilean Andes. Quaternary Research, 75:166-175.

Salazar, E. 2012. Evolución tectono-estratigráfica post-paleozoica de la Cordillera de Vallenar. Tesis de Magister, Universidad de Chile, (inédita), 126 p., Santiago de Chile.

Zech, R.; Kull, C. y Veit, H. 2006. Late Quaternary glacial history in the Encierro Valley, northern Chile (29º S), deduced from 10Be Surface exposure dating. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 234:277-286.

Zech, R.; Kull, C.; Kubik, P.W. y Veit, H. 2007. Exposure dating of Late Glacial and pre/LGM moraines in the Cordon de Doña Rosa, Northern/Central Chile (~31º S). Climate of the Past, 3:1-14.

ANÁLISIS ESTOCÁSTICO DE ESTABILIDAD DE FALLA PLANA (PROCESO DE MONTE CARLO) APLICADO AL PLANO ACTUAL

DEL ESCARPE DE ARRANQUE DEL MEGADESLIZAMIENTO DEL CERRO URITORCO, CÓRDOBA, ARGENTINA

Claudio A. Carignano1,2,3, Néstor Vendramini3 y Marcela A. Cioccale2,3

En el extremo norte de la Sierra Chica de Córdoba (30°49’55,46” S y 64°29’50,31” O), sobre el flanco oeste del cerro Uritorco (1949 m s.n.m.), se ha identificado un megadeslizamiento con la movilización de un volumen estimado en 2,1 x109 m3 (Carignano et al. 2014). La geoforma actual del mencionado megadeslizamiento muestra un escarpe de arranque (Fig. 1A y D) que incluye sectores con alto ángulo (aprox. 60°) y alturas del rango de 400 m. Las simulaciones en laboratorio establecen que la topografía inicial ejerce un fuerte control en caso de colapso gravitacional y el número de fracturas influye en el volumen movilizado y su cinemática Bois et al. (2012). En ese marco se propone un análisis preliminar de la estabilidad remanente en un perfil tipo del escarpe actual del megadeslizamiento del cerro Uritorco (Fig. 1B), considerando aquellos sectores de alto ángulo y máxima altura del coronamiento. La metodología consistió en analizar los perfiles sobre el modelo digital del terreno (SRTM30) y seleccionar una sección tipo con máxima pendiente (Fig. 1A). Se midieron y estimaron los parámetros específicos (input) para macizo rocoso confinado siguiendo el criterio de Hoek-Brown y equivalente Mohr-Coulomb (Tabla 1). Se corrieron simulaciones con proceso Montecarlo, considerando variables randómicas de la posición de falla con orientación crítica y los parámetros de resistencia al corte. Se aplicó el modelo numérico computacional para cálculos de estabilidad de taludes por equilibrio límite, fallas planas y en cuña, con análisis determinístico y estocástico (Vendramini y Niell 1994, 1997). Los resultados preliminares del cálculo de equilibrio límite permitieron establecer potenciales condiciones de inestabilidad, por la acción de subpresiones en aquellos sectores de escarpe remanente con pendientes >60°. En este aspecto se determinaron factores de seguridad de riesgo por subpresiones cuando la carga hidráulica supera en 50% en la grieta de tracción de cresta (Fig. 1C). Estos primeros resultados permiten establecer dos escenarios a considerar: (a) el introducido en la presente contribución o sea evaluaciones de estabilidad remanente en perfiles tipo de las escarpas actuales con alto ángulo y (b) la investigación de las condiciones de ocurrencia del megadeslizamiento utilizando modelos de procesos sub-rotacionales a partir de las condiciones morfométricas y estructurales definidas. Finalmente se considera que el presente aporte es adecuado y extensible para realizar el análisis de las condiciones de estabilidad laderas remanentes de grandes deslizamientos en las Sierras Pampeanas.

Tabla 1. Parámetros utilizados y cálculos

1 - CICTERRA (UNC-CONICET. Córdoba, Argentina2 - CIGEA (UNC-CNEA). Córdoba, Argentina3 - Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba, Argentina. E-mail: ccarignano@hotmail.com

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Figura 1. A. Modelo digital del terreno (ASTER-DEM). B. Perfiles topográficos. C. Resultados de análisis de estabilidad. D. Datos y esquema del Megadeslizamiento (Modificado de Carignano et al. 2014)

BibliografíaBois, T., Bouissou, S. y Jaboyedoff, M. 2012. Influence of structural heterogeneities and of large scale topography on

imbricate gravitational rock slope failures: New insights from 3-D physical modeling and geomorphological analysis. Tectonophysics 526-529: 147-156.

Carignano, C., Cioccale, M. y Martino, R. 2013. Megadeslizamiento del Cerro Uritorco, ladera occidental de la Sierra Chica de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina 71(1): 21-32.

Vendramini, N. y Niell, A. 1997. Modelo numérico computacional para cálculos de estabilidad de taludes por equilibrio límite, fallas planas y en cuña análisis determinístico y estocástico. Revista Asociación Argentina de Geología Aplicada a la Ingeniería 11:118-125.

Vendramini, N. y Niell, A. 1994. Tratamiento de datos de orientación de discontinuidades. Modelo estructural probabilístico (MEP). Revista Asociación Argentina de Geología Aplicada a la Ingeniería 8:122-134.

MODELACIÓN DE ÁREAS SUSCEPTIBLES DE DESLIZAMIENTOS MEDIANTE ANÁLISIS ESPACIAL Y REGRESIÓN LOGÍSTICA

MULTIVARIANTE

Diego Fernández1,2 y María Elena Puchulu1

La susceptibilidad puede definirse como la propensión de un área para generar deslizamientos o, desde un punto de vista matemático, como la probabilidad espacial de que ocurran deslizamientos debido a un conjunto de factores de control geoambientales (Guzzetti et al. 2006). Desde los años 90´s numerosos métodos (heurísticos, determinísticos y estadísticos) han sido utilizados para evaluar la susceptibilidad de deslizamientos a escala regional. Dentro de este conjunto de métodos, los estudios estadísticos han brindado resultados satisfactorios para la delimitación de áreas susceptibles presentando la ventaja de poder evaluar de forma fiable su performance (Frattini et al. 2010).

El propósito de este trabajo es presentar un modelo de evaluación de áreas susceptibles de deslizamientos a nivel de cuenca hidrológica mediante el análisis espacial de diferentes variables geoambientales apoyado por el uso de herramientas estadísticas multivariante. La técnica elegida fue la regresión logística binaria multivariante debido a que es un procedimiento apropiado cuando se tiene una variable dependiente dicotómica (presencia o no de deslizamientos) que se quiere predecir o para evaluar su relación con otras variables independientes que controlan a la primera. Por otro lado, la elevada capacidad predictiva de este método fue comprobada por diferentes autores (Ayalew y Yamagishi, 2005, Carrara et al. 2008, Mancini et al. 2010). Para la construcción del modelo se introdujo como variable dependiente la presencia/ausencia de deslizamientos someros y flujos de detritos en 3 cuencas hidrológicas de la provincia de Tucumán que se desarrollan bajo climas distintos: cuenca del río Caspinchango (subtropical), cuenca del río Blanco (semiárido) y cuenca del río Pichao (árido). Para las variables independientes se trabajó con 12 parámetros que tienen influencia sobre el control de la ocurrencia de deslizamientos clasificados de la siguiente manera: geomorfológicos (curvatura vertical, curvatura horizontal, pendiente, longitud de pendiente, factor LS, orientación de las pendientes, insolación total), hidrológicos (distancia a los ríos, índice de potencia de cauce, índice de rugosidad de Melton, índice topográfico de humedad) y de cobertura vegetal (índice NDVI). La mayoría de estos parámetros fueron seleccionados en base a los factores de control de deslizamientos que fueron mencionados por Fernández (2009) para la provincia de Tucumán. Para la obtención de los parámetros geomorfológicos e hidrológicos se trabajó con datos de altura del proyecto ASTER-GDEM con tamaño de celda de 27 m. A este modelo se le aplicó un filtro (mesh denoise) para remover los artefactos y luego fueron rellenadas las depresiones para el cálculo de los factores hidrológicos. Para la obtención del índice NVDI se trabajó con imágenes satelitales Landsat 5 del año 2011 las que fueron corregidas por interferencia atmosférica.

En total fueron incorporados al modelo 152 puntos correspondientes a deslizamientos distribuidos en las tres cuencas hidrológicas a los que se sumaron otros 152 puntos correspondientes a sectores que no evidencian problemas de deslizamientos en esas cuencas. Se realizó la regresión logística introduciendo de a una las variables independientes mediante el método paso a paso hacia adelante (forward stepwise) con el fin de seleccionar sólo las más significativas. Finalmente el modelo seleccionó 5 variables significativas (sig < 0,05) de las 12 originales que fueron incorporadas originalmente y arrojó la ecuación que sirve para predecir la probabilidad de que un evento de deslizamiento ocurra (Fig. 1a). El modelo obtuvo un coeficiente de determinación de Nagelkerke de 0,663 llegando a clasificar de manera correcta el 85,5 % de las áreas bajo estudio categorizadas como estables o inestables. El gráfico de distribución de puntos obtenidos a partir de las probabilidades modeladas permite diferenciar un campo de “estabilidad” para valores entre 0 y 0,4 y un campo de “inestabilidad” para valores entre 0,4 y 1 (Fig. 1b). Este modelo fue probado en una cuarta cuenca (cuenca del río Jaya) y se obtuvo que el 77 % de los deslizamientos inventariados en la cuenca cayeron en

1 - Facultad de Ciencias Naturales e IML, Universidad Nacional de Tucumán, Tucumán, Argentina. E-mail: diefer@csnat.unt.edu.ar2 - SEGEMAR (Delegación Tucumán), Tucumán, Argentina

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áreas de susceptibilidad alta a muy alta, el 14,8 % en áreas de susceptibilidad moderada y sólo el 8,2 % en áreas de susceptibilidad baja demostrando una fiabilidad elevada en la predicción de áreas susceptibles a deslizamientos.

Figura 1. a) Cuadro de salida del modelo con los resultados de la interacción 5 en donde se muestran las variables finales seleccionadas con sus coeficientes de regresión (B) y su significancia (Sig.). Más abajo se plantea la ecuación

final del modelo. b) Gráfico de distribución de puntos de los grupos analizados y las probabilidades obtenidas.

BibliografíaAyalew, L. y Yamagishi, H. 2005. The application of GIS-based logistic regression for landslide susceptibility mapping in the

Kakuda-Yahiko Mountains, Central Japan. Geomorphology, 65:15-31.Carrara, A., Crosta, G. y Frattini, P. 2008. Comparing models of debris-flow susceptibility in the alpine environment.

Geomorphology, 94:353-378.Fernández, D. 2009. Eventos de remoción en masa en la provincia de Tucumán: Tipos, características y distribución. Revista

de la Asociación Geológica Argentina, 65 (4):748-759.Frattini, P., Crosta, G. y Carrara, A. 2010. Techniques for evaluating the performance of landslide susceptibility models.

Engineering Geology, 111:62-72.Guzzetti, F., Reichenbach, P., Ardizzone, F., Cardinali, F. y Galli, M. 2006. Estimating the quality of landslide susceptibility

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area, Italy. Natural Hazards and Earth System Sciences, 10:1851-1864.

DESLIZAMIENTOS EN SIERRA LARGA Y CERROS ALEDAÑOS (PARTIDOS DE BALCARCE Y LOBERÍA, PROVINCIA DE BUENOS

AIRES)

Rodolfo Osvaldo Gentile1

En sectores de Tandilia, los deslizamientos constituyen procesos de importancia en la evolución de laderas de cerros modelados en sedimentitas del Grupo Sierras Bayas (SGSB) y Formación Balcarce (SFB). No obstante, hasta la primera década del siglo 21 dichos procesos no habían tenido el impulso de otros tópicos de la geomorfología. A partir de aquella, aportes vinculados con esta temática se generaron en el área de Balcarce, Tandil y Benito Juárez. En esta contribución se caracterizan deslizamientos en sierra Larga y cerros aledaños, ubicados en los partidos de Balcarce y Lobería, a unos 22 km al oeste de la ciudad de Balcarce. En dicha sierra, ya habían sido señalados muy someramente rasgos de deslizamientos. Para la realización del trabajo se utilizaron fotografías aéreas (escala 1:20.000) de la década de 1980 del Ministerio de Obras Públicas de la provincia de Buenos Aires, imágenes de Google Earth y trabajos de campo.

La geología del área se integra por un basamento cristalino (BC) agrupado como Complejo Buenos Aires de edad proterozoica, sedimentitas de la Formación Balcarce del Paleozoico inferior y una cubierta sedimentaria correspondiente al Cenozoico superior. Se diferencia un sector de mayor y otro de menor relieve. El primero se integra por sierra Larga y cerros de dimensiones menores ubicados al suroeste de aquella y laderas de detritos asociadas. Presenta una cota máxima de 423 m (cerro El Bote) en el noroeste de la sierra referida y un relieve local máximo de unos 200 m. En sectores, sierra Larga está disectada por valles pequeños de dirección norte-sur y noreste-suroeste, cuya erosión retrocedente conduce a separarla en componentes menores. El sector de relieve menor se extiende a partir del anterior y conforma una llanura extensa, con depósitos eólicos (arenas limosas-limos arenosos) superficiales y ondulaciones que integran divisorias locales y líneas de escurrimiento. Parte de los cursos de agua que nacen y descienden del ámbito de relieve mayor alcanzan los colectores y otros pierden desarrollo en la llanura mencionada. Los cerros modelados en las SFB exhiben en general un frente escarpado (FE) bien desarrollado (en ocasiones más de uno), vertical y en ocasiones escalonado. A partir del pie del FE o de aquel ubicado topográficamente más bajo cuando se presentan más de uno, se desarrolla un talud principal (TP) que bordea los cerros y puede alcanzar unos 600-650 m medidos horizontalmente. Se integra por materiales producto de la denudación de las SFB con participación de sedimentos eólicos, estos últimos, también presentes en sectores de las cimas de los cerros, tienen gran distribución más allá del pie del TP (Fig. 1). En algunos tramos de este último se pueden presentar asomos de BC, los que aportan localmente materiales al mismo.

Las evidencias morfológicas de deslizamientos se reconocen por km a lo largo de los cuerpos serranos modelados en SFB y están representadas en el TP por un conjunto de rasgos y materiales entre los que se incluyen: zonas de arranque, cicatrices de escarpas, lomadas de formas y dimensiones variables, depresiones y bloques de las SFB en la superficie del talud referido (Fig. 1).

En sectores, las zonas de arranque de materiales pueden alcanzar unos 550 m de longitud, medidos transversalmente a la inclinación del TP. Las cicatrices de escarpas bien definidas en algunas zonas de arranque pueden presentar una zona de ruptura de aspecto cóncavo y en ocasiones cóncavo-convexo ladera abajo, estas últimas con longitudes cercanas a los 100 m. Las lomadas producto de acumulación de materiales por deslizamientos son uno de los rasgos más representativos del TP. Suelen presentar en fotografías aéreas una tonalidad clara, en contraposición a las depresiones adyacentes que suelen mostrar tonos ligeramente más oscuros y alturas en general de alrededor de 1-5 m. Adquieren en planta y transversalmente a la inclinación de la ladera aspecto de terraplenes, coronas y una morfología cóncavo-convexa. El pie de las lomadas más distales puede ubicarse a unos 400 m de las zonas de arranque (medidos horizontalmente a partir de aquellas). Se diferencian lomadas individuales de 10-20 m de ancho, las que pueden alcanzar en ocasiones unos 250

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo (Universidad Nacional de La Plata), La Plata, Argentina. E-mail: rodolfo@way.com.ar

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m. No obstante, predominan mayoritariamente lomadas agrupadas, vinculadas en sentido transversal y longitudinal a la dirección de inclinación del TP, generando en el último caso un relieve “escalonado”. En el tramo de sierra Larga ubicado al este de Puerta del Diablo, entre otros, las lomadas exhiben, casi en forma continua una morfología cóncavo-convexa muy característica hacia las partes distales bajas del mismo y a lo largo de unos 4 km, distancia similar al tramo de la sierra en dicho sector. En este caso, ladera arriba de las lomadas se desarrollan sectores deprimidos los que pueden extenderse hasta aproximadamente la mitad de la ladera. En distintos sectores las lomadas están sujetas a procesos de erosión por acción de las aguas de escurrimiento que descienden desde las partes más elevadas del TP. Las depresiones (que pueden presentar cuerpos de agua de escasas dimensiones) asociadas a lomadas corresponden a zonas de agotamiento o a sectores entre lomadas cuando éstas se ubican en distintas posiciones topográficas. Los bloques de las SFB (que pueden alcanzar ejes mayores de algo más de 4-5 m), yacen en el TI y se reconocen marcadamente al pie y en cercanías de los FE como en lomadas producto de deslizamientos.

Los deslizamientos son procesos de importancia en la degradación de los cuerpos serranos asociados a las SFB en el área, siendo dominantes en gran parte de las laderas. Se reconocen dos sistemas de deslizamientos principales: FE y TP. Los materiales movilizados desde los FE corresponden a rocas y en el TP a regolito (detritos). A partir de los FE las caídas de bloques conducen al retroceso del mismo y además, aportan materiales que conducen al desarrollo del TP. Los bloques son posteriormente movilizados en el TP como componentes detríticos por otros tipos de deslizamientos. La producción de dichos bloques en los FE, está favorecida por planos de estratificación y fracturas en las SFB, afectados por procesos de meteorización. Los deslizamientos modifican las características morfológicas del TI como consecuencia de la generación de sobreempinamientos en zonas de arranque de materiales, lomadas producto de la acumulación de los materiales movilizados y terrenos deprimidos asociados a zonas de agotamiento como a sectores entre lomadas. A su vez, en tramos del TI estos rasgos impulsan controles localizados del escurrimiento superficial y sectores propensos a la producción de nuevos deslizamientos. Así, las lomadas actúan como divisorias muy limitadas de jerarquía menor, a partir de las cuales diverge el escurrimiento superficial. El contacto

entre una lomada y el sector de talud adyacente, favorece en ciertos casos el escurrimiento del agua sobre el terreno en esos lugares y las depresiones asociadas suelen concentrar, al menos transitoriamente, las aguas. La formación de escarpas en zonas de arranque de materiales, incrementa localmente las pendientes del TI, generando sectores potencialmente favorables para la producción de nuevos movimientos. La presencia de cicatrices “frescas” en zonas de arranque de materiales asociadas a cuerpos de deslizamientos preexistentes, sumado al gran desarrollo de deslizamientos es indicador de reactivaciones en sentido amplio en el TP.

Desde el punto de vista geomorfológico los deslizamientos constituyen procesos de suma importancia en el modelado y evolución de los cerros del área. Las evidencias significativas de deslizamientos en el sector considerado, sumadas a aquellas reconocidas en contribuciones previas en otros sectores de Tandilia (Martínez 2001, Gentile 2006) es indicador del carácter regional de estos procesos en el modelado de laderas en SFB y SGSB, señalando además, la amenaza y riesgo potencial que representan.

BibliografíaGentile, R. 2006. Movimientos en masa en laderas del sur del Partido de Tandil (Provincia de Buenos Aires). 3° Congreso

Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas 1:405- 415. Córdoba.Martínez, G. 2001. Geomorfología y Geología del Cenozoico Superior de las Cuencas de Drenaje de los Arroyos Los Cueros

y Seco, Sierras Septentrionales de la Provincia de Buenos Aires. Tesis Doctoral. Universidad  Nacional del Sur, (inédita), 320 p., Bahía Blanca, Argentina.

Figura 1. Sector de Puerta del Diablo. (Sierra Larga)Deslizamientos.

APLICACIÓN DE UN MÉTODO TOPOGRÁFICO CONVENCIONAL Y TAQUIMETRÍA ELECTRÓNICA PARA EL ANÁLISIS DE PROCESOS

DE REMOCIÓN EN MASA

Carmen Quispe1 y María del C. Visich2

La determinación de las posibles causas que producen procesos de remoción en masa (PRM) en una ladera, requieren del estudio de un conjunto de factores condicionantes, entre ellos, geológicos (litología y tectónica), topográficos (morfológicos del terreno), antrópicos y climáticos.

Este trabajo se efectuó en el marco de un proyecto de investigación y con el objetivo de estudiar las características geomorfológicas y geotécnicas de relieves terrazados o afectados por remoción en masa, de diferentes zonas de las provincias de Salta y Jujuy. El paso inicial, fue la localización de los sectores críticos y posteriormente se analizaron los agentes generadores de los PRM. En particular, se procesaron los resultados obtenidos de mediciones topográficas en un tramo de la ruta nacional N° 51, que comunica Salta (Capital) con San Antonio de los Cobres (Puna salteña) y que es afectada por estos eventos cada año en época estival. Esto trae aparejado no sólo el corte de la ruta, sino que, por la magnitud y riesgo de los PRM, se consideró conveniente la habilitación de un camino alternativo por la llanura de inundación del Río Toro, paralelo a la traza de la antigua ruta, actualmente abandonada.

En el año 2010 lluvias intensas, sismos y sus réplicas produjeron un PRM, de relevancia en la zona. En el estudio de los PRM y para el análisis del factor topográfico, se realizaron mediciones con

estación total. En los lugares donde, por las pendientes, la magnitud de los volúmenes desplazados y la imposibilidad de obtener resultados en forma directa, se empleó una estación total sencilla combinada con la doble aplicación de la nivelación trigonométrica convencional, lo que permitió a partir de lecturas registradas y luego procesadas, la obtención de resultados numéricos (ver Tabla 1 y Fig. 1).

La tabla comparativa muestra los resultados obtenidos para los cuatro sectores que fueron elegidos por sus diferentes amplitudes, relevancia ambiental y ubicación, ya que corresponden a PRM ocurridos en laderas contiguas a la vía de comunicación mencionada. Ellos se identificaron como: Río Blanco, Las Higueritas 1, Las Higueritas 2 ubicada a 100 m de la anterior y Las Higueritas 3 a 700 m de Las Higueritas 2, este último sobre la antigua traza de la ruta.

Con las observaciones realizadas se determinaron y compararon las alturas de los PRM respecto del relieve original y la pendiente, la altura del sector afectado, el talud de falla y el talud de la antigua traza. Se efectuó también la identificación de las cicatrices de despegue y se obtuvo la extensión y los volúmenes de material acumulado producto del proceso gravitacional. Se relevaron además los sectores próximos a movilizarse. Tanto el volumen calculado como la amplitud, altura y pendiente, son cantidades estimativas ya que no se pudieron efectuar mediciones inmediatamente de producido el evento.

La determinación de los factores que inciden en la desestabilización de los relieves y que afectan el talud del camino, es relevante, porque movilizan volúmenes variables de materiales que son acumulados en el cauce del río Toro, colector principal de la cuenca, por lo que, influyen en la dinámica fluvial y contribuyen al aluvionamiento del cauce.

Los resultados topográficos obtenidos y el análisis de los factores, son indicativos de la magnitud de los procesos y por consiguiente permitirán adoptar medidas preventivas, dado que los PRM, constituyen verdaderos riesgos para las poblaciones cercanas y sus vías de comunicación como sucedió en el año 2010.

1 - Facultad de Ingeniería, UNSa. Argentina. E-mail: cquispe@unsa.edu.ar2 - Facultad de Ciencias Naturales, UNSa. Argentina.

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Tabla 1. Tabla comparativa de PRM

LugarAltura de la ladera

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Sector afectado Cono Talud Material

acumulado

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amplitud(m)

altura(m) talud falla camino Volumen

(m3)

Río Blanco 15 12 6 3,10 46° 70° 81° 6

Las Higueritas 1 155,86 77,75 72 33,76 30° 58° 48° 101.800

Las Higueritas 2 235,28 226,20 225,63 59,40 27° 39° 50° 376.978

Las Higueritas 3 No se conoce

No se conoce 11,50 4,40 30° 35° 50° 30

Figura 1. Esquema de una sección en Las Higueritas 2

BibliografíaCruden, D.M. y Varnes, D.J. 1996. Landslide types and processes. En: Turner, K., y Schuster, R.L. (ed.) Landslides

investigation and mitigation: Washington D. C, National Academy Press, Transportation Research Board Special Report 247: 36-75.

Quispe, C. 2012. Métodos de nivelación trigonométrica. Facultad de Ingeniería. Universidad Nacional de Salta.

PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA EN REGIONES SEMIÁRIDAS, CÁLCULO DE VOLUMENES E INCIDENCIA AMBIENTAL

María del Carmen Visich1, Carmen Quispe2 y José Medina1

Los procesos de remoción en masa tienen notable incidencia en las regiones semiáridas del NO argentino debido, fundamentalmente, a la ocurrencia de lluvias torrenciales, las que movilizan volúmenes variables de detritos y material limo-arcilloso. Contribuyen al desenlace, los relieves topográficos abruptos desprovistos de vegetación y acciones antrópicas que modifican el talud original (trazado de la ruta).

Este trabajo se dividió en 2 sectores correspondientes a las rutas de acceso a Chile: el Sector N, representa un tramo de 1 km, de la ruta nacional Nº 52, en la Puna septentrional, por la ladera occidental de la sierra de Lipán. El Sector S, ruta nacional Nº 51, en la quebrada del Toro, Paraje Las Higueritas. Las coordenadas y características generales se describen en la Tabla 1.

En base a la clasificación de Cruden (1996) se identificaron deslizamientos, flujos y caídas, los que en general son considerados procesos complejos, ya que involucran al material producto de la meteorización termoclástica de los afloramientos altamente tectónizados, la descompresión lateral y el desplazamiento de los sedimentos mediante procesos iniciales de deslizamientos.

Los cálculos de volúmenes no se efectuaron en el sector N (R.N.Nº 52), debido a que los materiales acumulados fueron removidos inmediatamente de producido el evento para liberar el tránsito automotor. A ello se suman los rasgos propios de la zona ya que, al tratarse de un camino de cornisa, existen barrancos de alturas variables. Por tal motivo, sólo se efectuó la descripción e identificación del proceso, según la Tabla 1.

En el Sector S (R.N.Nº 51), a diferencia de lo ocurrido en el anterior, el material no pudo ser retirado. El deslizamiento mayor provocó, en enero de 2010, un importante desplazamiento de detritos, lo que trajo aparejado la obstrucción definitiva de 1 km de la mencionada ruta, lo que motivó la construcción de un camino alternativo por la llanura de inundación del río Toro. Es en este sector del relieve, donde se efectuaron las mediciones para calcular el volumen de materiales deslizados.

Entre los factores analizados en este sector, se consideró el topográfico, fundamentalmente, mediante mediciones realizadas con estación total, con el objetivo de cuantificar el material producto del deslizamiento.

Para el cálculo de volumen se consideraron figuras volumétricas conocidas, como la de la figura 1, considerando: talud de la antigua traza, dimensiones del tramo del camino cubierto por el material, pendiente adquirida por el material acumulado y las alturas obtenidas del relevamiento efectuado.

Desde 2010 a la fecha, en el Paraje Las Higueritas se produjeron deslizamientos consecutivos en un tramo de 1000 m, determinándose en sectores elegidos por su magnitud, volúmenes que oscilan entre 100.000 y 350.000 m3. La nueva traza ha quedado a unos 20 m del pie de los deslizamientos relevantes, analizados recientemente.

Los efectos de los procesos de remoción generan daños de magnitud variable, interrumpiendo las actividades humanas y ocasionando deterioro en obras civiles y pérdidas económicas.

1 - Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Salta, Salta, Argentina. E-mail: mcvisich@hotmail.com2 - Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de Salta, Salta, Argentina

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Tabla 1. Coordenadas y características generales de los procesos de remoción.Tramo N

Coordenadas/ Altitud Observaciones

1 23º41´48.4´´ S/ 65º 44´0´´ O. 3.742 m s.n.m.

Deslizamiento: afloramientos de cuarcitas diaclasadas recubiertas por material fino y suelo poco desarrollado. El escurrimiento generó un surco fluvial con progresión a cárcava.

2 23º 41´47.9´´ S/ 65º 44´01.2´´ O. 3.740 m s.n.m.

Situado a 35 m del proceso 1. Caída de bloques y flujos de detritos. El lóbulo alcanzó una amplitud de 10 m, cortando la ruta 52.

3 23º 41´45.5´´ S/ 65º 44´06.4´´ O. 3.725 m s.n.m.

A 200 metros del proceso 1.Caída de bloques y flujos de detritos que llegan y cortan la ruta 52.

4 3.725 m s.n.m. A 50 metros de 3.Los flujos de detritos cortan la ruta y por lo tanto el acceso a la salina.

5 23º 41´44.4´´ S/ 65º 44´08.9´´ O. 3.725 m s.n.m.

A 25 metros de 4. En este sector los flujos provocan erosión lateral dejando al descubierto caños con salidas de agua hacia el Río Ronqui Angosto.

6 3.725 m s.n.m. A 80 m de 5. Ancho del lóbulo de flujo 4.50 m.

7 23º 41´37.8´´ S/ 65º 44´24.7´´ O. 3.720 m s.n.m.

A 25 m de 4. Abanico aluvial afectado por procesos actuales. La erosión deja al descubierto una doble alcantarilla de paso de agua hacia el Río Ronqui Angosto.

Tramo S

1 24°53’28.8’’ S; 65°40’48.9’’ O.1634 m s.n.m.

Deslizamiento principal.

2 1634 m s.n.m. A 350 m al E de 1. Deslizamiento menor.

Figura 1. Esquema de la forma volumétrica considerada.

BibliografíaCruden, D.M. y Varnes, D.J. 1996. Landslide types and processes. En: Turner, K., y Schuster, R.L., ed., Landslides investigation

and mitigation. Washington D.C, National Academy Press, Transportation Research Board Special Report 247:36–75.

NEW EXPERT-BASED COASTAL CLASSIFICATION: A GIS TOOL TO COMPARE AND ANALYSE COASTAL REGIONS

Gabriella M. Boretto1, Horst Sterr2, Enrique Fucks3 y Athanasios Vafeidis2

A coastline is the area where interaction of the sea and land processes occurs. Coastal areas are very high-dynamic regions, continuously affected and permanently formed by littoral geomorphologic processes (Bird 2008). The configuration of a coast is associated with various factors, such as the geological setting, substrate-lithology, ecosystem characteristics, regional climate, wave and tidal regimes, human development and near shore infrastructure.

To conduct a coastal classification in broad sense is a fairly complex task, depending on the objective of the work. Many different concepts have been applied to coasts in attempts to characterize dominant features in terms of physical or biological properties, modes of evolution, geographic occurrence, among others (Finkl 2004). Also, the need for a better coastal management due to the world-wide human pressures on the coastal zone and the resulting vulnerability when erosion processes and human activity come into conflict, motivated the development of coastal classification criteria that fit different purposes (Finkl 2004, Ihl et al. 2006, Appelquist 2013, Appelquist y Balstrøm 2014). Some of the earlier classification approaches were broad in scope but lacked important details while other specialized systems were topically too focused. As a result of more comprehensive studies of coasts and the increasing availability of digital information, such as Geographic Information System (GIS) frameworks, integrated and systematics approaches to coastal classification are now the preferred options (Finkl 2004 y Scheffers et al. 2012). Present-day management demands require problem solutions, which overlook and integrate the marine, littoral and terrestrial sphere of the coastal zone.

In this context, the aim of this project is to carry out a comprehensive GIS-based coastal classification scheme in order to provide a basis for a general characterization of the coastal area. This tool is meant to be open for use over coastal regions world-wide and to be further developed through expert knowledge.

The framework uses a simple assessment methodology, considering data and computing requirements, allowing application by any kind of user. Through the software Maptitude, littoral sections are segmented and classified according to six categories: (1) Dominant coastal type, e.g. cliff coast, (2) substrate/geology/lithology at the coastline, (3) man-made coastline modifications, (4) seaward environment, (5) landward environment, (6) type of human development. In the experimenting phase of the project we work on a scale of 1:20.000; however, the scale is flexible and requires adjustment, depending on the overall length of the coastal region under consideration.

At this preliminary stage, coastal areas of Argentina and Germany are classified, with a wide variety of coastal characteristics: the first region has an open coast in the south Atlantic ocean, whereas the German Baltic coastal region shows environmental conditions typical of a nearly closed sea. Based on the differences between these coasts and the lessons learned in this comparative analysis, the proposed coastal classification method has been developed and improved and its general applicability has been tested. As a preliminary result, the Argentine coast is mainly distinguished by two distinct regional sectors, the Buenos Aires and the Patagonian coastlines. In the first region the classification tool records extended modifications due to the development of industrial and recreational infrastructure, geomorphological dominated by sandy beaches and tidal plains, whereas the Patagonian coast, in general, preserves a natural setting without intensive human intervention. The coastal landscape there is characterized by gravel-sand beaches, cliffs and coastal platforms. On the other hand, the classification for the German Baltic coast identified a high degree of human intervention along the coast; thus, in certain segments the original coastal landscape is modified by commercial and military ports, dikes, artificial beaches and marinas, among others.

1 - Centro de Investigaciones en Ciencias de la Tierra (CICTERRA). Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET)/Universidad Nacional de Córdoba (UNC). Córdoba, Argentina. E-mail: gmboretto@yahoo.com.ar2 - Dept. of Geography, Christian-Albrecht-Universität zu Kiel, CAU, Germany3 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. La Plata, Argentina

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The classification method presented here intends to provide a tool for scientists to advance the understanding of coastal systems world-wide and to compare regional coastal settings, e.g. with respect to vulnerability from climate change and sea level rise. The tool may also assist coastal managers in assessing the environmental state of specific coastal areas and in choosing appropriate options for sustainable development there in years to come.

This work was developed under the bilateral project called “Development of a methodology for a multi-proxy global coastal classification to evaluate the impact of the potential sea level rise and the consequences of the tourism increased in coastal areas by analyzing ecosystem services”, Ministry of Science, Technology and Innovation Production of Argentina (MINCYT) and the Bundesministerium für Bildung und Forschung (BMBF) of Germany. The authors thank Dr. Kai Ahrent and Dr. Armando Scalise for suggestions and comments to develop this work.

BibliografíaAppelquist, L.R. 2013. Generic framework for meso-scale assessment of climate change hazards in coastal environments.

Journal of Coastal Conservation, 17:59-74.Appelquist, L.R., Balstrøm, T. 2014. Application of the Coastal Hazard Wheel methodology for coastal multi-hazard

assessment and management in the state of Djibouti. Climate Risk Management. In press.Bird, E.C.F. 2008. Coastal geomorphology. Second Edition (eds.) John Wiley & Sons Ltd, The Atrium, Southern Gate,

Chichester, 411 p., England.Finkl, C.W. 2004. Coastal classification: systematic approaches to consider in the development of a comprehensive

scheme. Journal of Coastal Research, 20 (1): 166-213.Ihl, T., Martínez, O.F., López, J.R., Bautista, F. 2006. A Coastal Classification: A First Step for a Better Coastal Management

System in Yucatan? In XXIII International FIG Congress, Actas 8-13. Munich, Germany. Scheffers, A.M., Scheffers, S.R., Kelletat, D.H. 2012. The coastlines of the world with Google Earth: understanding our

environment. Springer, 293 p., The Netherlands.

VARIACIONES HIDROLÓGICAS ASOCIADAS A CAMBIOS EN LA GEOMORFOLOGÍA DEL CORDÓN MEDANOSO EN LOCALIDADES

DEL PARTIDO DE LA COSTA, PROVINCIA DE BUENOS AIRES

Silvina Carretero1

Las localidades de San Clemente del Tuyú y Santa Teresita (Partido de La Costa, Buenos Aires) se encuentran emplazadas sobre un cordón medanoso. Se destaca que los habitantes dependen, para el suministro de agua, de un acuífero freático alojado en dicho cordón costero, el cual se encuentra limitado hacia el E y O por agua salada marina y agua salobre continental, respectivamente. La recarga al sistema hídrico se produce únicamente por infiltración de los excesos de las precipitaciones (Carretero 2011). La mayoría de las localidades del Partido de La Costa no poseen servicio de agua potable y sus habitantes se abastecen mediante pozos domiciliarios individuales, sin tratamiento del agua ni control de los caudales extraídos. En este trabajo se analiza la evolución del uso del suelo en San Clemente del Tuyú y Santa Teresita asociado al incremento poblacional, y la ausencia/presencia de servicio de abastecimiento de agua con el objetivo de evaluar cambios en el sistema hidrológico a través del tiempo. Se realizaron tareas de campo, evaluándose las características geomorfológicas, hidrogeológicas y de uso del suelo. En base al trabajo de Carretero et al. (2014) se seleccionaron los sectores de interés de las imágenes satelitales Landsat TM con 30 m de resolución para 1986 y 2010. Esta selección se basa en que se poseen datos históricos (CFI 1990) y muestreos actuales que permitieron la elaboración de mapas de curvas isofreáticas y de isoconductividad eléctrica. Para el análisis de las imágenes, cálculo de áreas y recarga asociada a la clasificación de uso de suelo se siguió la metodología aplicada en Carretero et al. (2014). Del análisis de las imágenes se observa un incremento de las superficies urbanizadas en detrimento del ambiente natural de médanos lo cual implica mayores superficies impermeabilizadas, no aptas para la infiltración y recarga del acuífero (Fig. 1). Si bien este proceso se advierte en ambas localidades es de mayor magnitud en Santa Teresita que en San Clemente del Tuyú. Esto se relaciona directamente con los resultados del análisis de los mapas isofreáticos observándose un mayor descenso generalizado de los niveles en la primera localidad. La hidroquímica muestra que en Santa Teresita se ha producido un fenómeno de intrusión salina observado sobre la avenida Costanera mientras que en San Clemente del Tuyú la calidad química se ha mantenido dentro de los mismos parámetros a través del tiempo estudiado. En ambas áreas se ha producido una reducción de las reservas, pero sólo en Santa Teresita se ha deteriorado la calidad química del agua. El factor condicionante en este caso es la presencia de servicio de abastecimiento de agua. En San Clemente del Tuyú la red alimenta principalmente la zona céntrica donde se encuentran emplazados restaurantes, hoteles y los mayores edificios frente a la avenida costanera. El campo de extracción se localiza al S de la ciudad en el médano semi-fijo y, en función de la metodología de explotación utilizada, los niveles no han descendido por debajo de los 0 m s.n.m. El rango de los caudales de explotación está dentro de las reservas reguladoras y se produce una sustancial modificación del ciclo hidrológico natural (Carretero y Kruse 2010). Por el contrario, Santa Teresita carece de este servicio y el mayor desarrollo urbano se encuentra sobre la costanera donde se observan edificios de gran porte que extraen agua sin ningún tipo de control. Se concluye que el proceso de urbanización (superficies impermeables) ha producido un impacto negativo en el sistema hídrico en áreas de cordones medanosos, afectando el proceso de infiltración y recarga. La presencia de sistemas de abastecimiento controlado adquiere importancia como factor condicionante para evitar los procesos de intrusión salina en localidades costeras. Es imprescindible la instauración de un plan de ordenamiento territorial que proteja las áreas no afectadas por la urbanización que pueden servir de reservorio para abastecimiento futuro a las poblaciones.

1 - Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, La Plata, Argentina. E-mail: scarretero@fcnym.unlp.edu.ar

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Figura 1. Cambios en el uso del suelo entre 1986 y 2010, a) San Clemente del Tuyú, b) Santa Teresita. Modificado de Carretero et al. (2014)

BibliografíaCarretero, S. 2011. Comportamiento hidrológico de las dunas costeras en el sector nororiental de la provincia de Buenos Aires.

Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. Argentina. Disponible en: http://sedici.unlp.edu.ar/search/request.php?id_document=ARG-UNLP-TPG-0000002075&request=request

Carretero, S. y Kruse, E. 2010. Areal exploitation of groundwater in coastal dunes, Buenos Aires. Argentina. En B.S. Paliwal (editor). Global Groundwater Resources and Management. Scientific Publishers (India), Jodhpur, p. 385-398.

Carretero, S., Braga, F., Kruse, E. y Tosi, L. 2014. Temporal analysis of the changes in the sand-dune barrier in the Buenos Aires Province, Argentina, and their relationship with the water resources. Applied Geography (54): 169-181.

CFI. 1990. Evaluación del Recurso Hídrico Subterráneo de la Región Costera Atlántica de la Provincia de Buenos Aires Región 1 Punta Rasa-Punta Médanos. Informe Final. Tomo1. Hidrología Subterránea. CFI, 177 p.

LOS SUELOS DEL ÁREA METROPOLITANA DE BUENOS AIRES: CONTRIBUCIÓN A LOS SERVICIOS ECOSISTÉMICOS

Gabriela Civeira1

Los ecosistemas urbanos son sitios donde se pueden encontrar desde espacios verdes hasta agricultura urbana (AU) que se desarrolla sobre suelos que presentan una gran heterogeneidad (Zezza y Tasciotti 2010, Civeira 2010). Los suelos originales de la región del Área Metropolitana de Buenos Aires (AMBA), se encuentran dentro de la subregión denominada Pampa ondulada y por lo tanto se desarrollaron sobre el loess pampeano. Estos suelos presentan una textura limosa, una composición mineralógica alta en nutrientes y un horizonte superficial de color oscuro (orden Molisoles) (Hall et al. 1992, Zárate 2007). Los suelos tienen la capacidad de proveer servicios ecosistémicos (p. ej. retención de carbono y productividad) (Constanza et al. 1997). Los objetivos de este trabajo fueron evaluar el contenido de C y la productividad primaria neta (PPN) de los cultivos que se implantan en el área metropolitana, los tipos de suelos y los factores edáficos que los regulan en suelos urbanos bajo AU y espacios verdes. Se estimaron los contenidos de C y PPN a través de las bases de datos provenientes de los censos agropecuarios, relevamientos de suelos (INDEC, MAA, MINAGRI, INTA) y de datos propios relevados durante el periodo 2012-2014. La metodología utilizada para evaluar la PPN a nivel de partido es la propuesta por Prince et al. (2001). Las estimaciones fueron realizadas a nivel de partidos del AMBA: se evaluaron la ciudad de Buenos Aires (CABA), los partidos de Presidente Perón y Esteban Echeverría.

La PPN total a nivel de partido presentó rangos entre 10,4 y 14,7 Mg ha-1 año-1. La CABA presentó la menor PPN y Presidente Perón la mayor (Fig. 1). La PPN presentó correlación negativa con el contenido de arcillas y positiva con el contenido de materia orgánica (Tabla 1). El contenido de C también presentó diferencias entre partidos, fue mayor en los suelos de la CABA (1,8 %) y menor en el partido de Esteban Echeverría (1,25%). Los servicios ecosistémicos como la PPN y la retención de C son espacialmente variables y estas diferencias estuvieron relacionadas a las características relevantes del tipo de suelos en cada partido o zona. La PPN presentó correlación negativa con el contenido de arcillas. La PPN correlacionó positivamente con la profundidad del horizonte A en todas las localidades (Tabla 1). Los diferentes suelos del AMBA bajo agricultura urbana tienen la capacidad de proveer servicios ecosistémicos a la ciudad, por lo tanto su conservación bajo este tipo de prácticas agropecuarias debería continuar para garantizar la calidad de vida de los habitantes urbanos.

Figura 1. Productividad primaria neta (PPN: Mg ha-1 año-1) y contenido de C (g kg-1) en suelos en los partidos analizados del AMBA.

1 - Cátedra de Fertilidad y Fertilizantes FAUBA-Instituto de Suelos, INTA, Argentina. E-mail: gciveira@agro.uba.ar

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Tabla 1. Correlaciones (Pearson) entre la PPN y las variables edáficas seleccionadas a nivel localidad. En negrita se resaltaron las variables independientes que correlacionaron significativamente (p<0.05).

Localidad Prof. HA arena limo arcilla pH CICEsteban Echeverría

PPN 0,51 0,55 0,15 -0,85 0,65 0,45valor P 0,04 0,25 0,25 0,005 0,04 0,18CABAPPN 0,45 0,61 0,19 -0,54 0,69 0,49

valor P 0,03 0,25 0,28 0.08 0,04 0,17Pte. Peron

PPN 0,61 0,63 0,23 -0,45 0,63 0,53valor P 0,04 0,25 0,25 0,61 0,046 0,19

BibliografíaCiveira, G. 2010. Influence of municipal solid waste compost on soil properties and plant reestablishment in peri-urban

environments. Chilean Journal of Agricultural Research, 70:446-453.Constanza R., D’Arge, R., De Groot, R., Farberk, S., Grasso, M., Hannon, B., Limburg, K., Naeem, S., O’Neill, R., Paruelo,

J., Raskin, R., Suttonkk, P. y Van den Belt, M. 1997. The value of the world’s ecosystem services and natural capital. Nature, 387: 253-260.

Hall, A., Rebella, C., Ghersa, C. y Culot, J. 1992. Field crop systems of the Pampas. In: C.J. Pearson (ed.), Field crop ecosyst. World 18. Elsevier: 413-450.

Prince, S., Haskett, D., Steininger, M., Strand, H. y Wright, R. 2001. Net primary production of U.S. Midwest croplands from agricultural harvest yield data. Ecological Applications, 11:1194–1205.

Zárate, M. 2007. South American Loess record. Encyclopedia of Quaternary Science, Elsevier: 1466-1479. Zezza, A. y Tasciotti, L. 2010. Urban agriculture, poverty, and food security: Empirical evidence from a sample of developing

countries. Food Policy, 35: 265-273.

GEOMORFOLOGÍA DE LA CIUDAD DE ASUNCIÓN

Christian Colman1, Moisés Gadea1, Ricardo Souberlich1, Daniel Vargas1 y Sergio Ríos2

La ciudad de Asunción (25°16’55.83”S; 57°38’6.48”O) se encuentra situada en la margen derecha del río Paraguay y se encuentra en el borde del margen occidental de la cuenca del Paraná, lo cual corresponde a la zona centro-oeste de la Región Oriental, con una superficie de 117 Km2. Se destaca por sus colinas de pendientes suaves, por sus planicies de inundación, y por el último magmatismo que se ha registrado en la geología del país en forma de volcanes y diques que atravesaron los sedimentos jóvenes, sobre el cual descansa la ciudad.

El objetivo principal de este trabajo fue caracterizar geomorfológicamente la ciudad de Asunción, ya que no existen antecedentes publicados referentes en esta área, para el cual se ha elaborado un mapa planialtimétrico de la ciudad utilizando el programa (Surfer 8), en donde se evidencian pequeñas colinas onduladas con pendientes suaves, los cuales son producto de la intensa erosión fluvial del cenozoico, que también se corrobora regionalmente. Estas colinas de pendientes suaves poseen alturas intermedias de 100 m que corresponderían a las zonas céntricas de la ciudad, mientras que las áreas periféricas poseen una altura promedio de 50 m. La variación fisiográfica se acentúa en las regiones aledañas a la ciudad, donde los terrenos presentan mayor pendiente.

Para la interpretación de la hidrografía se utilizaron imágenes satelitales, a través de los cuales se pudo determinar direcciones de flujos del río Paraguay, cuyo cauce proviene del noreste y luego presenta un quiebre angular conformando casi un ángulo recto, de rumbo sur-este, para luego rodear el pequeño cabo Itá Pytá Punta, dicha fisionomía es un indicio de que la zona se encuentra configurada por fracturas que rigen su curso. Esto es comprobable con las discordancias estratigráficas observadas en ambos márgenes del río. Además cuenta con varios tributarios, caracterizados por poseer una red dendrítica, que surcan su superficie los cuales en épocas de intensa lluvia por acción de las escorrentías, producen cárcavas que se observan en los flancos de los cauces.

Por último se utilizaron 13 mapas topográficos de escala 1:10.000 los cuales cubren completamente a la ciudad de Asunción, a modo de corroborar los datos obtenidos con los programas computacionales (Surfer 8 y Google Earth).

1 - Laboratorio de Paleontología. Departamento de Geología. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad Na-cional de Asunción, Paraguay. E-mail: achigeo09@gmail.com 2 - Departamento de Arqueología y Paleontología, Dirección General de Bienes y Servicios Culturales, Secretaría Nacional de Cultura, Paraguay

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Figura 1. Mapa fisiográfico de la ciudad de Asunción

BibliografíaDionisi, A. 1999. Mapa Geológico de la República del Paraguay. Hoja Caacupé 5470. Texto Explicativo. Dirección de

Recursos Minerales. Instituto Federal de Geociencias y Recursos Naturales. Asunción.Dirección General de Estadísticas, Encuestas y Censos. Atlas Censal del Paraguay. 2002.González, M. y Bartel, W. 1998. Mapa Geológico de la República del Paraguay. Hoja Paraguarí 5469. Texto Explicativo.

Dirección de Recursos Minerales. Instituto Federal de Geociencias y Recursos Naturales. Asunción.

ANÁLISIS DE PELIGROSIDAD DE INUNDACIÓN/ALUVIONAMIENTO EN AMBIENTES PEDEMONTANOS: CUENCA

DEL ARROYO CHUCHIRAS, DEPARTAMENTO SAN JAVIER, CÓRDOBA

Karina V. Echevarria1,2, Susana B. Degiovanni2, Mónica T. Blarasin2 y Carlos Eric2

Los sistemas fluviales que drenan el área de Traslasierras, al sur del Valle de San Alberto (Córdoba), nacen en el faldeo occidental de las Sierras Grandes y, en el sector pedemontano, algunos de ellos conforman redes organizadas, con colector encauzado, que se integran a la cuenca del río de los Sauces, mientras otros, en su tramo inferior desarrollan abanicos de descarga, en el piedemonte medio a distal. Todos los cursos que drenan el área poseen régimen torrencial, asociado a la litología y altas pendientes de sus cuencas altas/medias altas, y a la intensidad de las precipitaciones estivales. El comportamiento hidromorfológico de estos sistemas, sumado a la creciente ocupación del territorio de la región de Traslasierras, hacen necesario efectuar consideraciones respecto a los peligros y riesgos derivados del funcionamiento de los mismos, al momento de elaborar propuestas de ordenamiento territorial. El objetivo de este trabajo es evaluar los factores geológico-geomorfológicos, hidrológicos y antrópicos que controlan el comportamiento morfodinámico de dos cursos representativos y estimar la peligrosidad de inundación asociada. El arroyo Chuchiras drena un área de aproximadamente 100 km2, en el departamento San Javier, Córdoba (Fig. 1). Su cuenca superior serrana, sólo representa el 10 % de la superficie total y está conformada por las cabeceras de los arroyos Hondo y Achiras, desarrolladas sobre rocas metamórficas de la escarpa de falla de las Sierras Grandes (pendientes 20-25 %). En la zona pedemontana, estos cursos inciden sobre secuencias de abanicos aluviales pleistocenos, fallados y sobreelevados (pendientes 6-7 %). En este sector los límites de cuencas no están claramente definidos, ya que el grado de profundización de los cursos es variable, observándose aún abanicos proximales (p. ej. arroyo Los Molles, situado inmediatamente al norte) conformados por una red distributaria donde, a pesar de que hay un canal colector principal, en crecidas extraordinarias podrían reactivarse canales históricos y provocar trasvases hacia cuencas vecinas como la del Chuchiras. Por otra parte numerosos sistemas de escurrimientos efímeros tienen sus nacientes en el área pedemontana y tributan al arroyo Chuchiras, representando aproximadamente el 50 % de la cuenca de aporte. En el tramo medio-inferior este curso presenta un valle fluvial con una profundidad variable entre 5-3 m, que disminuye marcadamente al oeste de la ruta N° 14, donde se desarrolla un sistema distributario en una planicie distal de baja pendiente (inferior a 2 %). El arroyo del Perro, de poca expresión morfológica, tiene sus nacientes en el sector pedemontano, drena una cuenca reducida y, en crecidas extraordinarias, suma su descarga a la zona de derrames del Chuchiras. En el área serrana los arroyos Achiras y Hondo son permanentes (caudales de base del orden de 0,01- 0,02 m3/s, respectivamente), y se comportan como temporarios/efímeros en la zona extraserrana. No hay medidas de caudales extraordinarios; el utilizado en este trabajo, del orden de 200 m3/s para el arroyo Chuchiras, fue calculado a partir de secciones transversales medidas y velocidades estimadas utilizando el coeficiente de Manning, en la crecida de recurrencia 20-30 años ocurrida el 04/02/2014 (Fig. 1D). Para el análisis de la peligrosidad, se consideró la susceptibilidad o fragilidad natural del medio ante una amenaza. Al definir la susceptibilidad de la zona a la inundación/aluvionamiento, se tuvo en cuenta la capacidad de la faja fluvial (geometría del canal principal, canales secundarios, llanura de inundación, conectividad) para conducir caudales que impliquen una amenaza. Además, se consideraron otros elementos que influyen en la distribución espacial de los escurrimientos (vías de conducción y su conectividad), tales como la traza de la red vial (caminos en dirección de la pendiente, perpendiculares u oblicuos a la misma, estado de profundización) y la topografía (desniveles locales, pendientes), quedando definidas 5 clases (Tabla 1). Las variables que más controlan la susceptibilidad son las características morfológicas del tramo

1 - CONICET, Argentina. E-mail: karyechevarria@yahoo.com.ar2 - Dpto de Geología, Facultad de Ciencias Exactas, Físico-Químicas y Naturales, Universidad Nacional de Río Cuarto, Río Cuarto, Córdoba, Argentina.

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medio-bajo del arroyo, con numerosos canales secundarios que evidencian eventos anteriores de desbordes por avulsión, mostrando baja capacidad de conducción del canal. En segundo término, cobra relevancia el bajo topográfico de orientación SE situado en el sector central del área, ya que se conecta al tramo inferior del curso y es un sitio probable de evacuación de excedentes hacia el arroyo Las Tapias, situado fuera del área de estudio. Por último, adquieren importancia los caminos profundizados, tanto los que siguen la dirección de la pendiente regional, como los transversales a ella, que son capaces de conducir agua de desbordes de los arroyos Chuchiras y del Perro, como lo observado en la crecida del 04/02/2014 (Fig. 1A y B). Aproximadamente el 50 % de la zona presenta susceptibilidad alta a moderadamente alta vinculada al bajo topográfico principal y a los abanicos distales de los arroyos mencionados. El resto del área se divide entre clases moderada a moderadamente baja, e incluye los sectores pedemontanos de mayor pendiente y encauzamiento del canal y sectores de lomas planas sobreelevadas. Para caracterizar la amenaza, se utilizaron los caudales estimados para la crecida de recurrencia 20-30 años, ya mencionados. Teniendo en cuenta la morfología del canal, se estimó que estos valores de caudal superarían la capacidad de conducción del mismo en el tramo próximo a la ruta N° 14, por lo que la peligrosidad resulta fuertemente condicionada por las zonas de susceptibilidad definidas, donde el agua circula a velocidades medias a altas y el tiempo de permanencia en los sectores afectados es reducido. En la figura 1, se muestra el área inundada durante la crecida del 04/02/2014, donde el arroyo Chuchiras desbordó aguas abajo de la intersección con la ruta N° 14 debido a su reducida sección transversal y al endicamiento del flujo por acumulación de vegetación. Los desbordes se condujeron siguiendo vías de escurrimientos naturales y red de caminos parcialmente profundizados hacia el bajo topográfico SE, anegando la ruta N° 20 y zonas aledañas urbanizadas que se asociarían a las clases de riesgo más alta (Fig. 1 A, B y C). En este evento no se produjo inundación hacia el oeste, zona de descarga/abanico distal del arroyo Chuchiras, debido a la influencia del trazado de caminos en la conducción del agua.

Figura 1. Ubicación del área de estudio, mapa de susceptibilidad de inundación de los arroyos Chuchiras y del Perro. A, B, C, D fotografías de la crecida del 04/02/2014, ubicadas en el mapa.

Tabla 1. Clases de susceptibilidad de inundación/aluvionamiento asociada al A° Chuchiras y del Perro.CLASES DE

SUSCEPTIBILIDAD DESCRIPCIÓN (combinación de todas o de algunas variables de control)

Alta Reducida sección transversal, canal poco incidido con desniveles inferiores a 3 m, rutas y caminos en dirección de la pendiente y profundizados. Topografía plana a cóncava. Alta conectividad hidrológica.

Moderadamente Alta Reducida sección transversal, canal poco incidido con desniveles inferiores a 3 m, rutas y caminos oblicuos- transversales moderadamente profundizados. Topografía plana a cóncava. Alta conectividad hidrológica.

Moderada Sección transversal media, canal moderadamente incidido en valle con desniveles entre 3 y 6 m, áreas planas /con pendientes moderadas. Conectividad hidrológica media. Baja interferencia de la red vial.

Moderadamente Baja Sección transversal amplia, valle definido, canal incidido con desniveles mayores a 6 m, baja interferencia de la red vial, altos topográficos con desniveles superiores a 5 m.

Nula Áreas sin afectación, pertenecientes a otras cuencas de drenaje.

“MESETA CENTRAL – SANTA CRUZ”: NUEVO SITIO PILOTO, INTEGRANTE DEL OBSERVATORIO NACIONAL DE LA

DEGRADACIÓN DE TIERRAS Y LA DESERTIFICACIÓN, EN PATAGONIA SUR

Blanca Pereyra Ginestar1 y Carla Moscardi1

En el año 2012, se creó el Observatorio Nacional de la Degradación de Tierras y Desertificación (ONDTyD) cuyo objetivo general es contribuir a la prevención, control y mitigación de la degradación de tierras y la desertificación, a través del monitoreo del territorio.

Se entiende por desertificación a la degradación persistente de los ecosistemas de las tierras secas producida por las variaciones climáticas y la actividad del hombre. Asimismo, la degradación de tierras es la reducción de la capacidad de la tierra para proveer de bienes y servicios de los ecosistemas y asegurar sus funciones sobre un periodo de tiempo para sus beneficiarios. Las causas se deben a procesos complejos e interrelacionados. Entre las principales causas destacan las políticas de desarrollo no sustentables como la falta de ordenamiento territorial, el impacto del aumento en las infraestructuras, el manejo agropecuario no sustentable como sobrepastoreo, la extracción de madera, el manejo de cultivos no sustentable, todo ello sumado al componente climático de aridez.

El Observatorio se ha propuesto mantener los sitios del proyecto Evaluación de la Degradación de Tierras en Zonas Áridas (LADA, por sus siglas en inglés), para el monitoreo de las variables e indicadores definidos y estandarizados e incorporar nuevos sitios para ampliar la representatividad de los mismos en las diversas regiones del país. Con este objetivo, en el 2013 se creó un nuevo Sitio Piloto – SP - en la región patagónica sur, en la Meseta Central de la provincia de Santa Cruz.

En el departamento Magallanes, se ha seleccionado un polígono que constituye el Sitio Piloto Meseta Central el cual contempla la representatividad de todos los niveles de desertificación, desde leve a muy grave, definidos en el marco del proyecto de cooperación técnica argentino alemana INTA – GTZ (1997). La superficie aproximada del sitio piloto es de 120.000 hectáreas que incluye ocho establecimientos rurales. Se caracteriza por el predominio del clima frío árido de estepa, con promedios térmicos, de noreste a sudoeste, de 8 a 10º C. Las precipitaciones que se concentran en el invierno en general, están por debajo de los 200 mm anuales. Los vientos son frecuentes con una velocidad promedio es de 40 km/h.

Geomorfológicamente, en esta región patagónica extrandina se pueden reconocer hasta cuatro niveles de meseta cubiertas por delgados mantos de gravas y arenas con pendiente regional hacia el este y este-noreste. Nivel de meseta I – NM I -. La superficie más elevada que va de los 300 hasta los 400 m.s.n.m. Nivel de meseta II – NM II -. Este nivel tiene una altura entre los 250 y 300 m.s.n.m. Nivel de meseta III – NM III -. Las cotas del mismo varían entre 150 y 250 m.s.n.m. Nivel de meseta IV – NM IV-. El más bajo, de poca expresión, está ampliamente desarrollado por debajo de los 150 m.s.n.m

El SP está situado en el tercer nivel de meseta que se eleva entre los 150 y 250 m.s.n.m. El relieve es ondulado, con lomadas suaves y pendiente regional al este y noreste preferentemente, con cubiertas de gravas polimícticas y arenas que cubren extensas áreas. Bajo estas condiciones climáticas semiáridas, se desarrollan suelos del tipo entisoles y aridisoles de textura franco-arenosa a franco-arcillosa, con bajos contenidos de materia orgánica. La vegetación en general se presenta como una estepa subarbustiva con muy baja cobertura vegetal (20 - 30%) con arbustos de mayor porte que siguen las líneas de drenaje (Pereyra Ginestar y Moscardi 2011). En el SP se releva la información biofísica y socio-ambiental del entorno rural en base a indicadores ajustados a una metodología común para todos los Sitios Pilotos integrantes del ONDTyD con el objeto de prevenir y mitigar la desertificación y la posibilidad de rehabilitar regiones degradadas. Estos resultados se podrán extrapolar a nivel regional a otras zonas patagónicas que posean condiciones similares. A continuación se detallan los ejes que se desarrollan en el marco de este proyecto:

1 - ICASUR. Unidad Académica San Julián, Universidad Nacional de la Patagonia Austral, Argentina. E-mail: brancasan2003@yahoo.com.ar

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•Erosión: Evaluación del estado y riesgo actual de erosión. Monitoreo.•Vegetación: Evaluación y monitoreo.•Paisaje: Dinámica funcional.•Suelos: Caracterización estructural, física y química.•Agua: Monitoreo, condición y calidad de aguas superficiales y subterráneas.•Clima: Registros e instalación de nueva estación meteorológica.•Social: En base a encuestas y estadísticas oficiales, se relevan los capitales humano, social, físico y financiero.

Estos ejes se trabajan en tres diferentes niveles de información: El primer nivel consiste en la recopilación de información y la descripción general del SP. En el segundo nivel se evalúan los aspectos biofísicos de la degradación de tierras con métodos visuales o de mediciones simples in situ. Se seleccionan como mínimo 40 puntos de observación, con las correspondientes tomas fotográficas. En el tercer nivel se lleva a cabo el monitoreo, mediante el muestreo o medición de la erosión, caracteres del suelo, de la vegetación y del agua. La toma de muestras y/o mediciones se realiza en como mínimo en 5 puntos o parcelas de monitoreo.

Entre las acciones realizadas hasta el momento, se mencionan: a) la realización de un taller participativo, con un enfoque interdisciplinario y sistémico, entre los integrantes del grupo de trabajo que dio como resultado el árbol de problemas; b) la elaboración, a fines de 2013, del primer informe anual con los objetivos alcanzados según el primer nivel de detalle requerido y c) actualmente se está trabajando en las tareas propias del segundo nivel. Durante la temporada septiembre 2014 – abril 2015, se espera lograr la ubicación de los restantes puntos de observación y de las cinco parcelas de detalle en las cuales se relevarán los indicadores tanto biofísicos como socioeconómicos.

En esta oportunidad, se presenta la información obtenida en la estancia Cerro Bombero, una de las que componen el SP. En este sitio se han relevado suelos en dos ambientes geomórficos diferentes: cañadón y meseta. Ambos acusan contenidos de materia orgánica menor al 2%; carecen de bismuto, cadmio, plata, mercurio molibdeno, escandio, antimonio, selenio estaño, telurio y wolframio. La muestra de suelo de cañadón tiene más magnesio y potasio que calcio mientras que la muestra de la meseta es más rica en calcio relativamente. Asimismo, la proporción de sodio es mínima. En cuanto al pH medido, las muestras de meseta son moderadamente básicas mientras que la muestra extraída de cañadón tiene un pH medianamente básico. La muestra de la meseta tiene concentraciones bajas de arsénico, bario, cobre, cobalto, lantano, litio, molibdeno, níquel, fósforo, estroncio, vanadio, itrio y zirconio, proporción levemente mayor que en la muestra de cañadón, en tanto que en esta última predomina el manganeso, el plomo y el zinc. Comparados con otros suelos de la Meseta Central, los parámetros químicos obtenidos están en un rango de concentración similar. Se concluye que no se observa concentración elevada de algún elemento químico nocivo, por lo cual, desde el punto de vista ambiental, los suelos son aptos para usos agrícola y/o industrial.

Los datos de aguas subterráneas tomados en tres molinos y dos perforaciones muestran que la composición es clorurada cálcica y la restante es sulfatada cálcica. El rango de pH va desde alcalino a fuertemente alcalino y de acuerdo a la composición química, la utilización de estas aguas para riego podría salinizar el suelo. No obstante, la aplicación adecuada de medidas y técnicas correctoras podrían hacer viable este uso.

BibliografíaINTA/GTZ. 1997. Sistema Soporte de Decisiones. Un diagnóstico del estado, problemas y estrategias de desarrollo del

sector agropecuario de la Patagonia Austral. PRODESAR. Pereyra Ginestar, B. y C. Moscardi. 2011. Características geomórficas del sector Centro-Este de Magallanes, provincia de

Santa Cruz. XVIII Congreso Geológico Argentino. Neuquén, Argentina.

MORFOMETRÍA DE LA CUENCA DEL ARROYO PAPAGAYOS Y EVALUACIÓN DEL PELIGRO DE AVENIDAS. DEPARTAMENTO

CAUCETE. PROVINCIA DE SAN JUAN

Luis Martin Rothis1,2, Laura Perucca 1,2, Paula Santi Malnis 1,3, Ana Pantano 1,2 y Yanina Esper1,2

Uno de los principales peligros geológicos que afecta la provincia de San Juan son las crecidas de los ríos por las fuertes lluvias estacionales, caracterizadas por la alta velocidad del flujo y elevado poder destructivo. Hacia el Este de la provincia de San Juan se desarrolla la cuenca del arroyo Papagayos, la cual se encuentra 140 km al Sureste de la ciudad de San Juan, en el departamento de Caucete (Fig. 1 a), en las cercanías de la localidad de Marayes, en el ámbito de Sierras Pampeanas. Este sector está caracterizado por rocas metamórficas (esquistos, anfibolitas) de edad proterozoica y sedimentitas continentales (pelitas, areniscas y conglomerados) de edad Triásica asignadas al grupo Marayes. Durante el mes de febrero de 2014 se produjeron intensas lluvias históricas en esta región, que excedieron los 90 mm, y provocaron cuantiosos daños en la ruta nacional nº 141, la cual estuvo cortada al tránsito durante varios días (Fig. 1 b y c).

En este trabajo se presenta el estudio hidrográfico de la cuenca del arroyo Papagayos con el fin de determinar su peligrosidad frente a futuras avenidas. Para esto se calcularon algunos parámetros básicos (área, perímetro, longitud, altitud y pendiente del cauce principal, entre otros) y parámetros derivados como índice de compacidad, de circularidad (Kc), la relación de elongación (Re), el factor de forma (Ff ), la sinuosidad del cauce (S), el ancho medio (Wm), el desnivel de cuenca (Hr), la razón de relieve (Re), densidad de drenaje (Dd), la frecuencia de cursos de n orden, textura de drenaje (Td) y relación de bifurcación (Rb). En la metodología llevada a cabo se tuvo en cuenta los parámetros propuestos por Vich (1999) para evaluar la peligrosidad de una cuenca hidrográfica.

Se determinó que la cuenca del arroyo Papagayos es elongada en sentido norte -sur y posee una superficie de 131,68 km2. Los valores de parámetros morfométricos (Kc= 1,98, Rc= 0,25, Re= 0,57, Ff= 0,26) obtenidos para la cuenca señalan que esta tiene forma muy elongada donde los cursos de orden menor son dominantes. La red de drenaje presenta un diseño dendrítico a subdendrítico en general a excepción del borde oriental de la cuenca donde la red de drenaje tiene diseño ortogonal desarrollado sobre rocas metamórficas. Los valores de densidad de drenaje obtenidos revelan la existencia de material más impermeable y fácilmente erosionables en las cabeceras y laderas de la cuenca. Se realizó la clasificación y jerarquización de los cauces de acuerdo con el sistema de Horton (1945) y Strahler (1954), obteniendo una red de orden 7. En general, si se comparan dos cuencas de la misma extensión, pero de distinto orden, frente a una misma precipitación, la cuenca de orden mayor tendrá un tiempo de respuesta más corto. Además, el gran número de cauces observado hace que el sistema de drenaje concentre rápidamente las aguas provenientes del escurrimiento superficial y al desaguar generen hidrogramas de picos pronunciados y tiempos base de menor duración (Vich 1999). Por lo tanto, la alta densidad de drenaje en la cuenca del arroyo Papagayos, sumado a las características morfométricas descriptas y la impermeabilidad del sustrato, evidencian el alto potencial de la misma para generar destructivas avenidas en época de lluvias.

1 - CONICET, Argentina. E-mail: marothis@gmail.com2 - Gabinete de Neotectónica y Geomorfología. INGEO-FCEFyN-UNSJ, San Juan, Argentina3 - IMCN- FCEFyN-UNSJ, Argentina

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Figura 1. a) Mapa de ubicación de la cuenca del río Papagayos b) y c) Daños producidos por la avenida en febrero de 2014 (Fotos: http://www.diariodecuyo.com.ar/home/new_noticia.php?noticia_id=609641 )

BibliografíaHorton, R. 1945. Erosional development of stream and their drainage basins: hydrophisical approach to quantitative

morphology. Bulletin of the Geological Society of America, 56: 275-370.Stralher, A. N. 1954. Statistical analysis in geomorphic research. Journal of Geology, 1: 1-19.Vich, A. 1999. Aguas Continentales. Manual de Aplicaciones Prácticas. Ed. Zeta.

CARACTERIZACIÓN MORFOMÉTRICA DE CONOS VOLCÁNICOS DE PATAGONIA MERIDIONAL

Gabriela I. Massaferro 1-2, Horacio Prez 1, Alejandro Simeoni 1, Silvana Rodríguez 1, Nadia Lamas1 Analía Porma1 y Miguel J. Haller1-2

La morfometría volcánica es una técnica que se basa en la medición de algunos parámetros morfológicos de conos piroclásticos para estimar tasas de erosión, edades relativas de los conos dentro de un mismo campo volcánico, estilos eruptivos e incluso evaluar los riesgos volcánicos de una región (Doniz et al. 2008). Se emplea en volcanes monogenéticos, principalmente conos piroclásticos que son las formas volcánicas más comunes y sencillas de la tierra (Wood 1980 a y b). Tanto la altura como la relación altura/diámetro y la pendiente del cono disminuyen durante los procesos de degradación con la edad (Wood 1980 a) y ésta es la base para una datación relativa de los conos. Si bien esta metodología se ha aplicado desde la década del ‘70 en numerosos campos volcánicos de nuestro planeta, en Argentina sólo existen dos antecedentes de trabajos con estas características: Inbar y Risso (2001) y Haller et al. (2013).

En este resumen se presentan resultados preliminares obtenidos de la medición de parámetros morfológicos en conos piroclásticos de siete campos volcánicos de reducidas dimensiones de la Patagonia meridional (Chubut y Río Negro, Fig. 1a). Los principales parámetros que se determinaron son: altura del cono (Hco), pendiente de las laderas del cono (Pco), los diámetros del cono (Dco) y del cráter (Dcr) y volumen del cono (Vco). Otros parámetros medidos comprenden la elongación del cono, dirección de aportillamiento y profundidad del cráter. Las mediciones se realizaron sobre imágenes Google Earth y Landsat 8.

Todos los conos medidos son conos piroclásticos de escoria, algunos con participación de aglutinados (spatter) y se encuentran en superficies planas o relativamente planas sin marcada pendiente, descriptos como campos de conos de escoria de plataforma según el criterio de Settle (1979). A pesar de la lejanía entre algunos de estos campos volcánicos, todos comparten similares características climáticas: clima seco (árido o semiárido) y frio. Las edades comprenden del Plioceno al Holoceno según la literatura. No hay edades absolutas obtenidas para los conos propiamente dichos, pero sí hay edades para lavas asociadas (Fig 1a). Para el análisis estadístico se dividieron los conos en dos grupos de acuerdo a su proximidad geográfica. El grupo de la provincia de Río Negro incluye a los conos del campo volcánico Huahuel Niyeu, Comallo y al cerro Pillahuincó Chico. Los del sur de la provincia de Chubut, comprenden los sectores del valle del arroyo Genoa, meseta de Canquel, Pampa Negra y Pampa de Agnia (Fig.1a).

En la Tabla 1 se observan los valores de los parámetros más importantes y sus relaciones, comparados con otros campos volcánicos.

Settle (1979) establece que la línea de referencia Hco=0.2 Dco caracteriza la forma inicial de los conos antes de su degradación. Esto acuerda relativamente bien con las relaciones establecidas por Porter (1972) y Wood (1980b) de Hco=0.18Dco en campos volcánicos recientes. En las figuras 1b y 1c se encuentra graficada la relación ideal de Settle (1979) junto a los valores obtenidos en este trabajo. Como era de esperar, la mayoría de los conos estudiados muestran cierto grado de degradación, siendo mayor en aquéllos cuya relación Hco/Dco es menor a 0,2. Los conos de Río Negro (Fig. 1b) se encuentran menos degradados en general que los de Chubut, pudiéndoseles atribuir una edad relativa menor. En cuanto a los valores de pendientes promedio de las laderas del cono (Pco), en ambos casos presentan valores similares en torno a los 14º. Considerando una pendiente inicial de 34º (Wood a y b) y la tasa de degradación estimada por Haller et al. (2013) para el campo volcánico del Basalto Cráter (9º cada Ma), se estima que la edad de los conos en Río Negro y Chubut está comprendida entre 1 y 2 Ma aproximadamente. Los valores de Hco/Dco son coherentes con los obtenidos por otros autores para conos de similar edad (Tabla 1).

1 - Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Naturales. Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Argentina. E-mail: gim@cenpat.edu.ar2 - Centro Nacional Patagónico - CONICET, Argentina

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Tabla 1. Valores de los parámetros morfológicos para distintas regionesRegión Hco (m) Dco (m) Dcr (m) P co (º) Hco/Dco Dcr/Dco edad referencia

Río Negro (n=8) 49 685 230 13.73 0.08 0.25 1-2 Ma. este resumen

Chubut Sur (n=12) 96.5 984 345  14 0.078 0.4 1-2 Ma. este resumen

Chubut norte (n=26) 29 408.9 159.12 7.38 0.08 0.39 Plioc.-Pleist. Haller et al. 2013

San Francisco   900     0.18 0.4 recientes Wood 1980 b

Hawai 30-100 200-600   26.5 0.18 0.4 recientes Porter 1972

Payun Matru       18 0.1   Plioceno Inbar y Risso 2001

Desierto de Mojave 8.7 0.077 Plioceno Hooper y Sheridan 1998

Figura 1. a) Mapa de ubicación. b) y c) correlación entre Hco y Dco para conos piroclásticos de Río Negro y Chubut respectivamente. La línea punteada representa la relación ideal Hco=0.2Dco de Settle (1979).

BibliografíaDoniz, J., Romero, C., Coello, E., Guillén, C., Sánchez, N., García-Cacho, L. y García, A. 2008. Morphological and statistical

characterization of recent mafic volcanism on Tenerife (Canary Islands, Spain). Journal of Volcanology and Geothermal Research 173:185-195.

Haller, M., Meister, C., Inbar, M. y Risso, C. 2013. Morfometría del campo volcánico del Basalto Cráter, Chubut. Contribuciones Científicas GAEA 25:125-136.

Hooper, D. y Sheridan, M. 1998. Computer-simulations models of scoria cone degradations. Journal of Volcanology and Geothermal Research 83:241-267.

Inbar, M. y Risso, C. 2001. A morphological and morphometric analysis of high density cinder cone volcanic field–Payun Matru, south-central Andes –Argentina. Zeitschrift für Geomorphologie 45:321-344.

Porter, S. C. 1972. Distribution, morphology, and size frequency of Cinder cones on Mauna Kea volcano, Hawaii. Bulletin of the Geological Society of America 83:3607-3612.

Settle, M. 1979. The structure and emplacement of cinder cone fields. American Journal of Science 279:1088-1107. Wood, C. 1980a. Morphometric analysis of cinder cone degradation. Journal of Volcanology and Geothermal Research 8:

137-160.Wood, C. 1980b. Morphometric evolution of cinder cones. Journal of Volcanology and Geothermal Research 7: 387-413.

GEODINÁMICA SUPERFICIAL Y DEPÓSITOS LAHÁRICOS DEL VOLCÁN COPAHUE, PROVINCIA DEL NEUQUÉN

Elizabeth Ivonne Rovere1,2 y Karina Mónica Rodríguez1

La historia eruptiva y efusiva del volcán Copahue durante el Cuaternario estuvo dominada por una activa geodinámica; lahares primarios y secundarios, flujos piroclásticos, emanaciones de gases, caídas de piroclastos y cenizas conforman extensos depósitos en las laderas del volcán y la caldera Del Agrio. Los registros geológicos de los últimos 6000 años (Smithsonian Global Volcanic Program) indican que han ocurrido lahares en forma cíclica. Depósitos de lahares están documentados en episodios de los años 2000, 1992-1993, 250 AC y 6820 AC. A lo largo de los cauces de los ríos Agrio y Dulce la dinámica de los lahares es interpretada por los pobladores como “crecidas fluviales”.

Durante la erupción del 1 de agosto del 2000, la población de Caviahue superaba los 800 habitantes (40 familias) y la “crecida” que ocurrió a lo largo del río Dulce que precedió a la erupción fue un lahar de gran magnitud. El flujo alcanzó una altura tal que destruyó el acueducto y la conexión eléctrica proveniente de la usina termoeléctrica de Las Mellizas ambos cruzaban el río a más de 15 metros del fondo del valle. Las nevadas y precipitaciones continuas ocurridas durante ese periodo sumado a las explosiones y lluvias de ceniza y lapilli que se produjeron en los meses posteriores y a la escasa visibilidad, no permitieron reparar en los procesos laháricos debido a la emergencia y la incertidumbre de la crisis volcánica. Una estimación de la altura del frente del lahar indica un mínimo de 8 metros.

Durante la erupción del 22 de diciembre de 2012 del volcán Copahue, la erupción tuvo máxima explosividad al inicio (VEI 2) declinando rápidamente en aproximadamente 48 horas. La máxima altura de la columna eruptiva (1500-2000 m) fue registrada al inicio de la erupción y estuvo acompañada por una importante emisión de SO2. La pluma alcanzó 250 km en dirección ESE con anchos de 20 km (zonas proximales) y 35 km (zonas distales). Otros pulsos eruptivos ocurrieron con plumas de menores dimensiones. Estos pulsos explosivos emitieron i) bloques y bombas balísticas, ii) piroclastos de caída iii) piroclastos y cenizas de menores tamaños y material en suspensión. El depósito de tefra de 2012 se distribuyó en ambientes proximales alcanzando distancias de hasta 40 km desde el cráter activo y extendiéndose en un área de aproximadamente 200 km2. La última erupción registrada es de 2013. En Julio del 2014 ocurrió una erupción freática que expulsó bombas, lapilli, cenizas y gases. En esa fecha se midió un promedio de 4000 t /día de emisión de SO2.

El crecimiento demográfico y el flujo turístico vacacional en la región de Caviahue han producido la expansión del área urbana de la villa de Caviahue hacia el norte y hacia el sur, con construcciones edilicias sobre las planicies aluviales y depósitos deltaicos. Esta región es vulnerable a crecidas, lahares y eventuales Flujos Piroclásticos en caso de una erupción. Las vías de evacuación de la población de Caviahue son dos. Hacia el norte, la ruta Nº27 de acceso a El Huecú, es un camino de tierra, al cual se accede a través del puente que cruza el arroyo Dulce hacia el cajón de Trolope. Hacia el sur, la ruta Nº 26, cruza el puente del arroyo Agrio, está pavimentada y se accede a Riscos Bayos y a la localidad de Loncopué; es la más transitada.

A través de una cronología de imágenes satelitales Landsat se establecen modificaciones geodinámicas y ambientales vinculadas a procesos eruptivos y enfocadas en las sucesivas crecidas instantáneas (lahares) ocurridas en los arroyos Dulce y Agrio, cuyas nacientes se ubican en el cráter activo (aportillamiento - lado este) del volcán Copahue.

Se trabajó con imágenes radar SRTM y se armaron 4 escenas de la zona, para los años 1990 Landsat TM y para los años 2001, 2006 y 2009 con Landsat ETM+ en la combinación de bandas RGB 742.

La geodinámica de la cuenca arroyo Agrio (superior) durante los últimos 14 años muestra una migración hacia el NE en su desembocadura (facies distal) sobre el delta hacia el depocentro norte del lago Del Agrio. El aumento progresivo del espesor de los depósitos laháricos ha ido colmatando la cuenca y el

1 - SEGEMAR, Servicio Geológico Minero Argentino. Dirección de Geología Regional, IGRM. Argentina. E-mails: karina.rodriguez@segemar.gov.ar y elizabeth.rovere@segemar.gov.ar2 - GEVAS Red Argentina, Asoc.Civil. Geología, Volcanes, Ambiente y Salud Pers. Jur. Res. 009001

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cauce original donde se localiza el puente principal del arroyo Agrio y la ruta 26, originando inundaciones sobre la ruta fuera de las márgenes del arroyo, durante los episodios laháricos o de crecidas vinculados a erupciones u otros disparadores. Los disparadores pueden ser climáticos, tectónicos y/o antrópicos. Éstos pueden no coincidir cronológicamente con una erupción, ya que la inestabilidad de taludes es permanente en esta zona y el aporte de piroclastos es continuo desde los últimos 14 años. La desembocadura del arroyo Dulce muestra una situación similar en cuanto a la migración del curso fluvial hacia el sector urbano y a la peligrosidad volcánica. Las obras de infraestructura y construcciones realizadas en los últimos años muestran una falta de planificación y de estudios científicos adecuados (geomorfológicos-vulcanológicos-geoambientales) y detallados. Debido a los altos niveles de vulnerabilidad geoambiental, es necesario relocalizar a las poblaciones que habitan las planicies aluviales y deltaicas de los arroyos Agrio y Dulce de la localidad Caviahue. En caso de Alerta Roja Volcánica o ante una emergencia, los flujos laháricos en ambos arroyos podrían interrumpir las dos únicas vías de evacuación por ruta de los habitantes de Caviahue.

Figura 1. Arriba: Izq.: Puente del Arroyo Dulce en la desembocadura. Centro: Puente ruta 26 y arroyo Agrio próximo a su desembocadura en el lago Del Agrio. Der.: Acueducto Las Mellizas. Abajo: Imagen Google Earth,

cráter volcán Copahue, Caviahue y lago Del Agrio o Caviahue.

CUENCAS ENDORREICAS DE LA PATAGONIA CENTRAL: ¿CUÁLES FUERON LAS CAUSAS QUE DESENCADENARON SUS CAÍDAS EN EL

NIVEL DE BASE?

Andrés Bilmes1, Daniel Ariztegui2, Gonzalo D. Veiga1, Sébastien Castelltort2, Leandro D´Elia1 y Juan R. Franzese1

Las cuencas intermontanas endorreicas resultan clave para entender la evolución de cuencas sedimentarias, ya que todos los productos de erosión y meteorización de los frentes montañosos que las circunscriben son acumulados en el interior de las mismas (García-Castellanos et al. 2003, Sobel y Strecker 2003). Esta particularidad permite una importante preservación de los sistemas de acumulación y el desarrollo de un registro poco fragmentado y altamente sensible a variabilidades externas tales como el clima, la tectónica o la captura de sistemas de drenaje.

Las cuencas de Carri Laufquen y Gastre representan dos de las mayores depresiones endorreicas del Antepaís Norpatagónico (Fig.1). Desarrolladas en una región de clima semiárido, aparecen asociadas con sistemas de drenaje esencialmente transitorios (con excepción del sistema permanente del río Chico). Estas cubetas, configuradas durante la última etapa de contracción andina en el Mioceno medio (Bilmes et al. 2013), presentan excelente preservación de depósitos cuaternarios constituidos principalmente por sistemas fluviales y aluviales, lagos interiores o salinas y campos de lava basálticos (Fig.1). En ambas depresiones se registran importantes evidencias de caídas del nivel de base desarrolladas durante el Cuaternario, que incluyen paleocostas a más de 85 m por encima de la cota actual de lagunas temporales o salinas (Fig. 1A; cuenca de Carri Lufquen; Coira 1979) e incisiones de más de 120 m en la zona de piedemonte (Fig. 1B; cuenca de Gastre; Bilmes 2012). La posición geográfica donde se encuentran ambas depresiones, fuera de la zona de influencia directa de las glaciaciones cuaternarias (Rabassa et al. 2011), sugiere que las potenciales causas que desencadenaron la caída de los niveles de base durante ese periodo pudieron haber sido la tectónica, el clima o procesos de captura en los sistemas de drenaje. El objetivo de la presente contribución es analizar en detalle el relleno cuaternario de las depresiones intermontanas de Gastre y Carri Laufquen con el fin de dilucidar las causas que desencadenaron las caídas en el nivel de base en estas cuencas.

Con el fin de avanzar en los objetivos propuestos fueron utilizadas diferentes líneas de trabajo, las que incluyeron mapeo de unidades geomorfológicas, análisis sedimentológico y estratigráfico de los depósitos cuaternarios, estudios morfométricos de los sistemas de drenaje y estudios de geomorfología tectónica. Estas diferentes líneas de trabajo fueron realizadas en forma simultánea e incluyeron el procesamiento e interpretación de imágenes satelitales, modelos de elevación digital (MED) y mapas derivados de MED. A su vez, se realizaron tareas de control de campo a diferentes escalas de trabajo, que incluyeron, desde control geomorfológico de superficies regionales, hasta el análisis sedimentológico en calicatas o testigos de fondo de laguna. Simultáneamente, toda la información adquirida fue centralizada en un sistema de información geográfico.

El registro de conos volcánicos alineados de edad cuaternaria y asimetrías topográficas de los frentes montañosos de la región, podrían sugerir actividad neotectónica. No obstante, los resultados de los estudios de geomorfología tectónica, indican que la zona de trabajo puede considerarse como un área donde no existieron reconfiguraciones tectónicas durante el Cuaternario. Por su parte, los estudios geomorfológicos y sedimentológicos de las unidades cuaternarias, en conjunto con el análisis morfométrico de los sistemas de drenaje, sugieren una fuerte influencia climática como responsable de la caída de los niveles de base. No obstante, estos mismos estudios también sugieren que algunas incisiones registradas en el borde occidental de la cuenca de Gastre pudieron haber estado vinculadas con fenómenos de captura.

A partir de las características anteriormente descriptas se concluye que si bien el clima, fue en más de una oportunidad, el principal disparador que desencadenó las caídas en el nivel de base de las cuencas

1 - Centro de Investigaciones Geológicas (CIG), Universidad Nacional de La Plata - CONICET, La Plata, Argentina. Calle 1 Nº 644 B1900TAC, La Plata Argentina. E-mail: abilmes@cig.museo.unlp.edu.ar2 - Section of Earth & Environmental Sciences, University of Geneva, Switzerland

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de Carri Laufquen y Gastre, también existieron importantes reconfiguraciones asociadas con fenómenos de captura de los sistemas de drenaje.

Figura 1. Distribución de depósitos cuaternarios en las cuencas de Carri Laufquen y Gastre. A) Líneas de costa remanentes (flechas negras) indican caídas de más de 85 m dentro de la cuenca de Carri Laufquen. B) Superficies

remanentes con incisiones de más de 120 m de profundidad (flecha blanca) se registran en el límite oeste de la cuenca de Gastre.

BibliografíaBilmes, A. 2012. Caracterización estratigráfica, sedimentológica y estructural del sistema de bajos neógenos de Gastre,

provincias de Río Negro y de Chubut. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de La Plata, (inédita), 219p., La Plata, Argentina.

Bilmes, A., D’Elia, L., Franzese, J.R., Veiga, G.D. y Hernández, M. 2013. Miocene block uplift and basin formation in the Patagonian foreland: The Gastre Basin, Argentina. Tectonophysics, 601: 98-111.

Coira, B. 1979. Descripción de la Hoja 40d, Ingeniero Jacobacci, Provincia del Río Negro. Servicio Geológico Nacional. Boletín, 168:1-101.

García-Castellanos, D., Vergés, J., Gaspar-Escribano, J. y Cloetingh, S. 2003. Interplay between tectonics, climate, and fluvial transport during the Cenozoic evolution of the Ebro Basin (NE Iberia). Journal of Geophysical Research, 108: 2156-2202.

Rabassa, J., Coronato, A. y Martínez, O. 2011. Late Cenozoic glaciations in Patagonia and Tierra del Fuego: an updated review. Biological Journal of the Linnean Society, 103:316-335.

Sobel, E.R. y Strecker, M.R. 2003. Uplift, exhumation and precipitation: tectonic and climatic control of Late Cenozoic landscape evolution in the northern Sierras Pampeanas, Argentina. Basin Research, 15:431-451.

LATE QUATERNARY EVOLUTION OF THE DUNE FIELD OF THE BOLSÓN DE FIAMBALÁ, CATAMARCA

Federico Isla1and Marcela Espinosa1

The South American Arid Diagonal extends in Argentina from Puna to Patagonia. Several dune fields are scattered between the Andes and Pampas ranges (Zárate and Tripaldi 2012), covering plains and plateaus. One of the northernmost dune fields is occupying the tectonic valley known as Bolsón de Fiambalá (Niz 2003). White transverse dunes extend from west to east, climbing to the Fiambalá range. Some outcrops from the surrounding area are useful to understand the evolution of this dune field. At the Chaschuil valley, a profile composed of 4 m of stratified sands and gravels were sampled at Las Lozas (Ratto 2003). Epiphytes and benthic diatom assemblages suggest a shallow lake located at 3700 m altitude. Many of these brackish/freshwater aerophilous taxa tolerate desiccation periods and salt concentration. The assemblages were dominated by Nitzschia frustulum, Nitzschia linearis, Achnanthes thermalis var. rumrichorum, Epithemia adnata, Pinnularia viridis y Nitzschia capitellata. Limestones from this outcrop gave ages of 32,000±520 and 29,380±410 radiocarbon years BP (Garleff et al. 1994), suggesting an age within the Marine Isotopic Stage 3. The Holocene Interglacial is recorded either at the Chaschuil and Abaucán rivers valleys. Lake deposits at 3000 m altitude gave ages between 6175±70 and 2990±70 radiocarbon years BP (Garleff et al. 1994). The sand for this dune field at the northern part of the Bolsón was supplied by the fanglomerates located at the west (Medanitos). There is also a significant supply of pumicite, derived from the Cerro Blanco volcanic dome. Aridity increase is recorded from archaeological evidences and confirmed by the discharge records of the Abaucán river (at Tinogasta) during the 1919-1957 interval.

Figura 1. Tatón dune field and alluvial plain

1 - Instituto de Geología de Costas y del Cuaternario, Instituto de Investigaciones Marinas y Costeras, CONICET-Univer-sidad Nacional de Mar del Plata, Mar del Plata, Argentina. E-mail: fisla@mdp.edu.ar

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BibliografíaGarleff, K., Singl, H. and Veit, H., 1993. New dates on the Late Quaternary history and landscape and climate in the Bolsón

de Fiambalá. NW Argentina (Province Catamarca). Zbl. Geol. Paläont. Teil 1/ 2: 333-341.Niz, A. E., 2003. Geomorfología del sector meridional del Departamento de Tinogasta, Provincia de Catamarca, Argentina.

Doctoral Thesis, Universidad Nacional de Catamarca, 152 p.Ratto, N., 2003. Estrategias de caza y propiedades del registro arqueológico en la Puna de Chaschuil (Depto. Tinogasta,

Catamarca, Argentina). Doctoral Thesis, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, 310 p.Zárate, M. A. and Tripaldi, A., 2012. The aeolian system of central Argentina. Aeolian Research 3: 401–417.

MIGRACIÓN DE CAMPOS DE DUNAS AL SURESTE DE LA PROVINCIA DE CHUBUT, ARGENTINA. IMPLICANCIAS

PALEOCLIMÁTICAS

Alejandro Montes1, Silvana Soledad Rodríguez1, Cristina Natalia San Martín1 y José Oscar Allard1

Mediante la utilización de imágenes satelitales de los últimos 11 años y observaciones de campo se describen distintas morfologías eólicas asociadas a campos de dunas activos, entorno a la latitud de 46° S. El desplazamiento de estos campos de dunas ahoga la vegetación a su paso, y una vez que los depósitos eólicos atraviesan un sector, los sedimentos quedan desprotegidos ante la acción erosiva del viento, favoreciendo a que las dunas se retroalimenten y continúen migrando. Sus depósitos marginales suelen quedar preservados dejando crestas longitudinales conformadas por arena entrampada entre la vegetación que no alcanza a ser cubierta totalmente. A su vez, entre estas crestas se reconoce un “rastro” erosivo marcando la zona por donde se movilizaron las dunas (Fig. 1.a). En base a su morfología podrían asociarse a los modelos evolutivos de Landsberg (1956), David (1981) y Pye (1982) descriptos para representar el origen y la migración de dunas parabólicas alargadas. El modelo de David (1981) hace hincapié en el origen y en la disponibilidad de los sedimentos, aunque los tres autores remarcan la significativa función que cumple la vegetación en la fijación y preservación de los brazos marginales. Las dunas parabólicas alargadas están asociadas a un régimen de vientos unidireccional y a una cobertura vegetal de desarrollo moderado (Gutiérrez 2008). Aunque los campos de dunas estudiados están constituidos internamente por dunas transversales barjanoides (Fig. 1.b), las crestas laterales que quedan preservadas a su paso poseen similares características a las descriptas en los modelos de los autores mencionados, ya que la vegetación cumple un rol fundamental en su estabilización. En los sectores erosionados ubicados entre las dunas se reconocen estructuras pedogenéticas y raíces exhumadas (Fig. 1.c), microyardangs y pavimentos del desierto. Hacia la parte frontal los campos de dunas no poseen crestas definidas, conformando un manto arenoso menor a 1,2 m de potencia y con irregularidades topográficas generadas por el desarrollo de nebkas (Fig. 1.d). Al O del puesto Ramón Santos, (limítrofe entre las provincias de Chubut y Santa Cruz) se midió la velocidad de avance de dos de estos campos de dunas, cuyos valores promedian 29,60 y 69,96 m/año, respectivamente. Utilizando la longitud de los “rastros” erosivos que dejaron a su paso y las velocidades mencionadas se calcularon edades aproximadas de 167 y 126 años. Existen campos de dunas al E de los lagos Colhué Huapi, Viedma y Argentino, y en Punta Dúngenes con características similares a las descriptas. El rasgo geomorfológico principal que queda preservado tras su paso son las crestas arenosas alineadas con la dirección principal del viento y, en algunos casos, pequeñas cubetas de deflación. A diferencia de lo que ocurre en el resto de los sectores de Patagonia mencionados, en el área de estudio no se reconocen procesos hídricos o generados por acción del oleaje que favorezcan la disponibilidad de sedimentos para el desarrollo de estos depósitos eólicos. Por tal motivo se asume que su origen en la zona de estudio podría estar asociado a factores climáticos. Esto implicaría condiciones favorables para su generación entre mediados y fines del siglo 19, que se corresponderían con el fin de la Pequeña Edad de Hielo (Bradley y Jones 1993). En gran parte de la Patagonia, al igual que en el N de Tierra del Fuego, es posible reconocer la influencia de la acción erosiva del viento, que conjuntamente con distintos mecanismos de erosión hídrica han tenido un importante papel en la morfología del paisaje (Clapperton 1993; Simeoni 2008; Coronato et al. 2011; Montes et al. 2014). En la zona de estudio el relieve está dominado principalmente por la presencia de cañadones de origen fluvial, aunque presenta claras evidencias de erosión eólica sobreimpuesta, adquiriendo en algunos casos morfología de megayardangs. Esto sugiere que las condiciones propicias para el desarrollo de geoformas eólicas erosivas y depositacionales, han sido recurrentes durante el Cuaternario e incluso asociadas a mayor aridez.

1 - Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Comodoro Rivadavia, Argentina. E-mail: alejandrogeomontes@gmail.com

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Figura 1. a) Rastro erosivo y crestas longitudinales reconocidos con imágenes satelitales de Google Earth. b) Dunas barjanoides de hasta 4 m de altura. c) Estructuras pedogenéticas y raíces exhumadas. d) Nebkas.

BibliografíaBradley, R.S. y Jones, P.D. 1993. ‘Little Ice Age’ summer temperature variations: their nature and relevance to recent global

warming trends. Holocene, 3:367–376.Clapperton, C.M., 1993. Quaternary Geology and Geomorphology of South America. Elseveir: 779 p. Amsterdam.Coronato, A., Fanning, P., Salemme, M., Oría, J., Pickard y J., Ponce, J. F. 2011. Aeolian sequence and the archaeological

record in the fuegian steppe, Argentina. Quaternary International 245:122-135.David, P. 1981. Stabilized dune ridges in Northern Saskatchewan. Canada Journal of Earth Science, 18:286-311.Gutiérrez Elorza, M. 2008. Geomorfología. Ed. Pearson/Prentice Hall, Madrid, 898 p.Landsberg, S. 1956. The orientation of dunes in Britian and Denmark in relation to wind. Geographical Journal, 122(2):176-

190.Montes, A., Santiago, F., Salemme, M. y López, R. 2014. Evolución paleoambiental y geoarqueología de la Laguna Las

Vueltas, Tierra del Fuego. XIV Reunión Argentina de Sedimentología, “Explorando la Patagonia”, Resúmenes:192-193. Puerto Madryn, Argentina.

Pye, K. 1982. Morphological development of coastal dunes in a humid tropical enviroment, Cape Bedford and Cape Flattery, North Queensland. Geografiska Annaler, A64:212-227.

Simeoni, A. 2008. Mesetas y bajos de la Patagonia central extraandina. La inversión del relieve. En: Sitios de interés geológico de la República Argentina, SEGEMAR, Anales N°46:729-745.

MORFOGÉNESIS EÓLICA EN FARALLÓN CATAL (CATAMARCA, REPÚBLICA ARGENTINA)

Felipe Rafael Rivelli1,2 y Ana Carolina Armata1

La región de la Puna caracterizada por su aridez, y a la vez un relieve que permitió la formación de cuencas endorreicas , con una morfogénesis muy particular activa que favorecióel desarrollo de un macro y micro modelado debido al accionar de diferentes procesos morfogenéticos.

Entre los diferentes relieves que se observan en la Puna el de Farallón Catal (Fig. 1A) emplazado al SO del Salar del Hombre Muerto, resulta de particular interés desde el punto de vista morfogenético debido al accionar conjunto de la meteorización y el viento.

Farallón Catal constituye una estructura homoclinalbuzante hacia el E, sobre la cual se encuentra un cuerpo de “climbingdunes” (Pye y Tsoar 1990) o dunas trepadoras (Fig.1B),generadas por el accionar constante del viento con orientación E-O.

Las dunas se forman con la arena derivada del haloclastismo provocado por las sales pertenecientes al Salar del Hombre Muerto que rodea a la estructura de Farallón Catal.

El intenso haloclastismo que afecta a las rocas dacíticas presentes no solamente genera el material suelto que luego le permite al viento conformar las dunas mencionadas, sino también diferentes microformas que gradualmente son eliminadas por el accionar de las sales.

Según lo expresado la totalidad de la arena que conforma las dunas trepadoras de Farallón Catalproviene de la desagregación por el haloclastismo, el cual actúa en el afloramiento de dacitas sobre el que se desarrolla dicha geoforma. No hay ningún otro aporte de material suelto según lo corroborado in situ.

La arena desplazada y acumulada sobre la estructura homoclinal no supera la altura de la barrera orográfica que conforman las dacitas, debido a la incidencia del viento más importante de la Puna con dirección O-E, el que por su mayor fuerza impide que el material pueda conformar en el flanco occidental del relieve mencionado las dunas descendentes o fallingdunes (Fig. 1C).

Las dunas trepadoras están conformadas por tres cuerpos separados, diferenciación que resulta de la influencia que tiene el relieve en el comportamiento del viento y por ello en la distribución de la arena.

Según lo observado en las dunas trepadoras de Farallón Catalel diseño de las mismas difiere con respecto al que muestran otros cuerpos de arena emplazadas en diferentes lugares de Salta y Jujuy, detalle que se estudia con la finalidad de lograr mayor información a efectos de establecer una clasificación o diferenciación de las mismas.

1 - Cátedra de Geomorfología (Geología, Universidad Nacional de Salta). Argentina. E-mail: aluvionamiento@gmail.com2 - INCE (Instituto del Cenozoico, Universidad Nacional de Salta). Argentina.

Figura 1. a) Rastro erosivo y crestas longitudinales reconocidos con imágenes satelitales de Google Earth. b) Dunas barjanoides de hasta 4 m de altura. c) Estructuras pedogenéticas y raíces exhumadas. d) Nebkas.

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Figura 1. Ubicación del área de estudio y panorámicas de las dunas trepadoras.

BibliografíaPye, K. y Tsoar, H. 1990. Aeolian Sand and Sand Dunes.UnwinHymam, London.

EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL DEL SISTEMA EÓLICO DE VILLA MERCEDES, PROVINCIA DE SAN LUIS, REGIÓN PAMPEANA

OCCIDENTAL, DURANTE LOS ÚLTIMOS ~50 KA

Alfonsina Tripaldi1 y Steven L. Forman2

La región central de Argentina (~32˚S-39˚S), del piedemonte andino a la región pampeana, se caracteriza por una profusa cubierta de sedimentos cuaternarios de origen eólico, que muestra una variación granulométrica regional con mantos loéssicos en el E que pasan a mantos arenosos y campos de dunas hacia el O. Estos depósitos conforman un gran sistema eólico denominado Mar de Arena Pampeano (Iriondo y Kröhling 1995), que internamente está formado por varias unidades eólicas diferenciadas según el tipo de depósito eólico, los rasgos texturales y morfológicos y el contexto geológico-estructural (Zárate y Tripaldi 2012). Regionalmente este sistema eólico fue relacionado al desarrollo del último ciclo glacial (Clapperton 1993). Estudios cronológicos posteriores mostraron que los mantos arenosos y campos de dunas presentaron potencialmente mayores episodios de acumulación durante el Pleistoceno tardío, ~35-11 ka (Iriondo y Kröhling 1995; Tripaldi y Forman 2007; Tripaldi et al. 2011), en tanto los mantos loéssicos se remontan al Mioceno tardío, registrando varios pulsos de sedimentación y pedogénesis (Zárate 2007).Una de las áreas de la región pampeana con un extendido campo de dunas y manto eólico asociado es el centro-sur de la provincia de San Luis. Allí se reconocieron diversas morfologías eólicas y unidades sedimentarias asociadas (Frengüelli 1931; Ramonell et al. 1992; Tripaldi y Forman 2007; entre otros), que muestran una compleja evolución del paisaje. Algunas de las preguntas que han surgido son la temporalidad de los eventos eólicos en este sector de la región pampeana occidental, y su relación tanto con el desarrollo de los otros sistemas que integran el Mar de Arena Pampeano y los campos de dunas del piedemonte andino, como con las condiciones climáticas de la región subtropical de Sudamérica. Con el objetivo de contribuir al conocimiento de estos sistemas depositacionales e intentar responder a algunas cuestiones es que se vienen realizando estudios geológicos en el sistema eólico de Villa Mercedes, provincia de San Luis (Fig. 1). Los mismos incluyen una caracterización geomorfológica y el relevamiento sedimentológico-pedológico-cronológico de secciones estratigráficas. Desde el punto de vista ambiental-climático, actualmente el área de estudio presenta pastizales con saltuarios bosques semicerrados de caldenes y algarrobos (provincia fitogeográfica Espinal), bajo condiciones templadas, con precipitaciones dominantemente estivales (>70% de las lluvias entre Octubre y Marzo), que alcanzan un promedio de 730 mm anuales (periodo 1980-2000). Sin embargo, el registro meteorológico muestra importantes variaciones, con una disminución de entre el 30 y 66% durante principios del siglo 20, que conjuntamente con factores antrópicos, determinó una significativa desestabilización del paisaje y reactivación eólica (Tripaldi et al. 2013). El análisis vectorial de los vientos del área de estudio muestra una dispersión de componentes de NE a SE, con un flujo potencial de arena hacia el N-NO (329°, Fig. 1). Desde el punto de vista geomorfológico se reconocen dos patrones principales de dunas, los cuales se superponen parcialmente entre sí: hacia el O dunas parabólicas complejas, orientadas al NO y, en el sector oriental-nororiental, un conjunto de hoyos de deflación, aislados y coalescentes con lóbulos depositacionales parcialmente activos, orientados hacia el SE. Se distingue también un patrón de crestas sinuosas sobreimpuesto, mientras que hacia el N y NE el campo de dunas pasa transicionalmente a un manto arenoso con algunos hoyos de deflación. El análisis de 16 secciones estratigráficas, ubicadas en distintos sectores del paisaje, permitió reconocer varias unidades eólicas que aparecen limitadas por suelos enterrados y/o superficies erosivas. Desde el punto de vista sedimentológico, las mismas están formadas por arenas finas-muy finas, bien-muy bien seleccionadas, y arenas limosas a limos arenosos, moderadamente seleccionadas, con muy bajos porcentajes (trazas hasta 8%) de arcillas, que muestran laminación horizontal o entrecruzada de muy bajo ángulo, en menor medida entrecruzada de alto ángulo y también son comunes los bancos masivos. En cuanto a los suelos enterrados, aparecen niveles

1 - IGEBA-CONICET, Departamento de Ciencias. Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Argentina. E-mail: alfo@gl.fcen.uba.ar2 - Dept. of Geology, Baylor University, Waco, Texas, Estados Unidos

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con distinto grado y tipo de desarrollo pedológicos. Resulta significativa la ausencia de depósitos fluviales intercalados con las facies eólicas, aunque no puede descartarse que algunas de las superficies erosivas tengan un origen aluvial. Las unidades eólicas fueron datadas mediante OSL (luminiscencia ópticamente estimulada) en granos de cuarzo, lo que permitió reconocer, al menos, cuatro eventos depositacionales eólicos principales (~50-33 ka, ~27-17 ka, ~12-1 kay ~<200 años AP), separados por eventos erosivos o periodos de estabilización del paisaje con mayor tasa de pedogénesis que de sedimentación. Estas unidades eólicas pueden ser correlacionadas con el esquema estratigráfico propuesto por Ramonell et al. (1992), aunque considerándose como alomiembros, Nahuel Mapá, Sayapé, Estancia Los Pocitos y Los Crispines, de la Aloformación El Chulengo.

Figura 1. Depósitos eólicos cuaternarios de Argentina, unidades eólicas del campo de dunas de San Luis y representación esquemática de algunas de las secciones estratigráficas mostrando las relaciones entre ellas.

BibliografíaClapperton, C.M. 1993. Nature of environmental changes in South America at the Last Glacial Maximum. Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology, 101:189-208.Frengüelli, J. 1931. Observaciones geográficas y geológicas en la región de Sayapé (Prov. de San Luis). Escritos Escuela

Normal Superior José María Torres. Paraná. Entre Ríos. ArgentinaIriondo, M. y Kröhling, D.1995. El Sistema Eólico Pampeano. Comunicaciones del Museo Provincial de Ciencias Naturales

Florentino Ameghino, 5:1-68.Ramonell, C., Iriondo, M. y Kromer, R. 1992. Guía de campo Nº1, centro-este de San Luis. 5º Reunión de Campo,

CADINQUA-Universidad Nacional de San Luis.Tripaldi, A. y Forman, S.L. 2007. Geomorphology and chronology of Late Quaternary dune fields of western Argentina.

Palaeogeography, Palaeoclimatology and Palaeoecology, 251:300-320.Tripaldi, A., Zárate, M.A., Brook, G.A. y Li, G.Q. 2011.Late Quaternary paleoenvironments and paleoclimatic conditions

in the distal Andean piedmont, southern Mendoza, Argentina. Quaternary Research, 76:253-263.Zárate, M.A. 2007. South American Loess record. En: Scott, E. (ed.) Encyclopedia of Quaternary Science, Elsevier, 1466-

1479.Tripaldi, A., Zárate, M.A., Forman, S.L., Badger, T., Doyle, M. y Ciccioli, P.L. 2013. Geological evidence for a drought

episode in the western Pampas (Argentina, South America) during the early–mid 20th century. The Holocene, 23(12):1729–1744.

Zárate, M.A. y Tripaldi, A. 2012.The aeolian system of central Argentina. Journal of Aeolian Research, 3:401-417.