La Costa de Tierra Del Fuego

La Costa de Tierra del Fuego, Argentina

por

Gustavo Gabriel Bujalesky

Centro Austral de Investigaciones Científicas(CONICET), Av. Malvinas s/n, V9410BFD Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina.

[email protected]

mailto:[email protected]

Indice

Abstract/Resumen.....................................................................................................................................1

Introducción..............................................................................................................................................2

Geología....................................................................................................................................................3

Sismicidad.................................................................................................................................................4

Glaciaciones..............................................................................................................................................5

La costa septentrional del Canal Beagle...................................................................................................6

Playas elevadas holocenas-Península Ushuaia, Bahía Golondrina y Playa Larga...................................8

Playa Larga...............................................................................................................................................8

Paleofiordo de la Bahía Lapataia-Lago Roca.........................................................................................10

Margen oriental del lago Fagnano..........................................................................................................11

La costa atlántica de Tierra del Fuego....................................................................................................13

Geomorfología litoral entre cabo Domingo y cabo Peñas......................................................................13

La desembocadura del río Grande y la espiga Punta Popper.................................................................14

Turbal de La Misión...............................................................................................................................16

Región del río Chico...............................................................................................................................16

Depósitos litorales del Pleistoceno.........................................................................................................16

Depósitos litorales altos del Pleistoceno medio (29 m s.n.m.)...............................................................16

Depósitos litorales bajos del Pleistoceno medio (25 m s.n.m.)..............................................................17

Depósitos litorales del Pleistoceno superior (14 m s.n.ml.)....................................................................18

Depósitos litorales del Holoceno............................................................................................................18

Evolución del ambiente litoral................................................................................................................18

Bahía San Sebastián................................................................................................................................20

Península el Páramo................................................................................................................................21

Acantilados septentrionales....................................................................................................................22

Cambios del nivel del mar y tendencias evolutivas................................................................................23

El oro en las playas de Tierra del Fuego.................................................................................................26

Trabajos citados en el texto....................................................................................................................27

1

La costa de Tierra del Fuego, Argentina

La Costa de Tierra del Fuego, Argentina

Gustavo Gabriel Bujalesky

Centro Austral de Investigaciones Científicas, Av. Malvinas s/n, V9410BFD Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina. [email protected]

Abstract: The analysis of the evolutive trend of the Fuegian coast during the Holocene must consider the following facts: a) the Beagle Channel is located at the active seismotectonic setting of the Fuegian Andes (Scotia Plate Domain). The northeastern Atlantic coast is situated at the extraandean lowlands, a more stable tectonic environment conformed over a Mesozoic undeformed platform (South-American Plate Domain). b) The last Pleistocene glaciation covered entirely the Beagle Channel area; the Atlantic coast was ice-free during this episode. c) The Beagle Channel (5 km wide) is under microtidal range and small short-period wind waves conditions. It presents an indented rocky shore where pocket gravel beaches develop. The macrotidal Atlantic coast shows cliffs carved on Quaternary glacial deposits and Tertiary sediments, with extensive gravel beaches. This coast is affected by long-period swells or significant storm waves. The northern coast of the Beagle Channel is characterized by a system of terraces where at least three levels have been established at 8-10 m, 4-6 m, 1.5-3 m (over MSL). These Holocene raised beaches are reaching maximum elevations of nearly 10 m above MSL with ages of approximately 6000 14C yr BP. The estimated average tectonic uplift is of approximately 1.5 to 2.0 mm/yr for this period. At the northeastern Atlantic coast, the marine deposits of Bahía San Sebastián of about 5000 14C yr BP are at an altitude of 1.8 m above MSL. This supratidal seaward gradient would be partly due to diminishing wave height within the bay as a consequence of El Páramo spit growth and a gradual protection from Atlantic waves.

The tectonic uplift during Holocene times reached a maximum at the western Beagle Channel area, diminishing northwards and eastwards. It seems to be negligible at the Bahía San Sebastián and Bahía Thetis areas, where also littoral forms have developed under relatively stable eustatic conditions.

Resumen: El análisis de las tendencias evolutivas de la costa de Tierra del Fuego durante el Holoceno debe tener en cuenta las siguientes premisas: a) la costa del Canal Beagle se ubica en el área sismotectonicamente activa de los Andes Fueguinos (dominio de la Placa de Scotia) y la costa atlántica nororiental se sitúa en un ambiente más estable, extrandino, desarrollado sobre una plataforma de rocas mesozoicas no deformadas (dominio de la Placa Sudamericana); b) La última glaciación cubrió el Canal Beagle; mientras que la costa altántica estuvo libre de hielo durante ese evento; c) El Canal Beagle, de 5 Km de ancho, presenta un régimen micromareal y olas de viento de período corto y poca altura, y presenta una costa rocosa dentada con desarrollo de playas de grava de bolsillo en bahías. La costa atlántica (macromareal) muestra acantilados labrados en depósitos glacigénicos y sedimentos del Terciario y extensas playas de grava. Está sometida a olas de mar de leva de período largo o fuertes olas de tormenta.

La costa norte del Canal Beagle está caracterizada por sistemas de terrazas, en los que se han reconocido al menos tres niveles 8-10 m, 4-6 m, 1,5-3 m. Las playas elevadas del Holoceno alcanzan una cota máxima de 10 m s.n.m. con una edad de aproximadamente 6000 14C años AP. La tasa promedio de ascenso tectónico estimada es de 1,5 to 2,0 mm/año para los últimos 6000 años. En la costa atlántica nororiental, los depósitos litorales supramareales de la Bahía San Sebastián tienen una edad de 5000 14C años AP y una altitud de 1,8 m s.n.m. Este gradiente se debería parcialmente a la disminución gradual de la energía de olas que alcanzaba la cabecera de la bahía como consecuencia del crecimiento de la espiga El Páramo.

El levantamiento tectónico durante el Holoceno alcanzó un máximo en la sección oriental del Canal Beagle, disminuyendo gradualmente en dirección este y norte y podría considerarse despreciable en el área de Bahía San Sebastián, donde las formas litorales habrían evolucionado bajo condiciones eustáticas relativamente estables.

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Introducción

El sector argentino de la Isla Grande de la Tierra del Fuego está ubicado entre los 52°40'S-55°7'S y los 65°05'W-68°40'O (figura 1). La costa Atlántica se extiende a lo largo de 330 km con una orientación NO-SE. Presenta un régimen macromareal y está expuesta a olas de alta energía del Atlántico y fuertes e intensos vientos del Oeste. Sus extensas y amplias playas y formas litorales están compuestas por grava y arena gruesa. En la porción septentrional de la costa Atlántica se desarrollan altos acantilados, labrados sobre los depósitos glacigénicos del Pleistoceno. Estos depósitos y otros sumergidos del mismo origen han aportado los sedimentos necesarios para la formación de playas.

La costa meridional de Tierra del Fuego (costa septentrional del canal Beagle y costa Atlántica meridional) se extiende por 220 km con una orientación O-E. Presenta una costa rocosa irregular, en la que se desarrollan pequeñas playas de grava en

las bahías. El canal Beagle ocupa un valle glacial inundado y conecta los océanos Atlántico y Pacífico.

Las profundidades máximas alcanzan valores de 300 m (brazos noroeste y sudeste), 240 m al oeste de la conexión con el canal Murray, y 196 m frente a Remolino. El ancho medio es de 5 km, aunque alcanza valores mínimos en Isla Gable con 1,8 km (Paso MacKinlay). La isla Gable a su vez constituye un umbral de sólo 30 m de profundidad (Banco Gable). El canal presenta un régimen micromareal.

A lo largo de la costa meridional de Tierra del Fuego pueden reconocerse playas elevadas del Holoceno, que varían considerablemente en altitud.

El análisis del comportamiento evolutivo de la costa fueguina debe considerar las diferentes características entre las porciones septentrional y meridional de Tierra del Fuego, entre ellas el ascenso tectónico, el reajuste glacioisostático, los régimenes de olas y mareas, la disponibilidad de sedimentos y las condiciones hidrodinámicas locales.

54°55’S

68°30’O

54°50’S

54°55’S

67º10’O68º00’O 67º30’O

Ushuaia

Río GrandeIslaGrandedeTierra del Fuego

C. San Sebastián

P. El Páramo

C. Espíritu Santo

C. Vírgenes

Río Gallegos

Argentina

Chile

PuntaArenas

Bahía Inútil

70ª00’O 68º00ºO

N

Estre

cho

de

Magallanes

Américadel Sur

Océano Atlántico

OcéanoPacífico

53º00’S

54º00’S

LagoFagnano

Península Mitre

Isla de losEstados

55º00’S

0 100 km

Canal BeagleCordillera Darwin

N

8070

4050

60

70

20

40 60

70

10

20

30

40

5053º30’S

67º30’O68º00’O

53º00’SC. Nombre

Bahía San Sebastián

P. SinaíA. Gamma

Río Chico

Río Avilés

Río Grande

0 50 km

Cabo Peñas

C. Domingo

Río Grande

N

0 10 km

Isla NavarinoCHILE

Canal Beagle

Lago Roca

Ensenada

BahíaLapataia

Ushuaia

B. Golondrina

PenínsulaUshuaia

Playa Larga

PuntaSegunda

Pta. Remolino

Pta. Paraná

Brown

Cut

ala

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Isla Gable

PuntaPiedra BuenaPenínsula

Gusano

Isla Grande de Tierra del FuegoARGENTINA

Isla HosteCHILE

ba

cBahía Ushuaia

Paso Mac Kinley

Canal M

urray

Figura 1. Mapas de ubicación. a) Isla Grande de Tierra del Fuego; b) Costa Atlántica septentrional de Tierra del Fuego, profundidades en metros referidas al nivel de bajamares de sicigia; c) Canal Beagle.

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Geología

El sector meridional de la Isla Grande de Tierra del Fuego está ubicada en el ambiente tectónico de la Cordillera de los Andes. Los Andes fueguinos presentan una orientación Oeste-Este como resultante del movimiento transformante entre las placas Sudamericana, Antártica y de Scotia. El alineamiento formado por el extremo occidental del Estrecho de Magallanes, Seno Almirantazgo y el Lago Fagnano marca el límite entre las placas Sudamericana y de Scotia y el límite septentrional del movimiento transformante transpresivo lateral levógiro (figura 2). Escarpas de falla recientes, lagunas de hundimiento y deslizamientos indican una importante antividad tectónica en este alineamiento (Dalziel 1989).

El basamento está conformado por rocas metamórficas pre-Jurásicas muy deformadas (Lapataia Formation, Borrello 1969), cubiertas por rocas volcánicas ácidas deformadas del Jurásico tardío (Formación Lemaire, Borrello 1969). Estas formaciones han sido interpretadas como el piso de las cuenca marginal del Cretácico temprano.

El esquema estratigráfico continúa con rocas marinas sedimentarias del Tithoniano al Cretácico temprano, con metamorfismo de bajo grado (Formación Yaghan, Kranck 1932). Por encima y en discordancia angular, se desarrollan sedimentitas marinas del Paleoceno (Formación Río Claro) y depósitos continentales (Formación Sloggett; Caminos et al. 1981; Buatois and Camacho 1993; Olivero and Martinioni 1998; Olivero et al. 1999). Varias fases de deformación relacionadas a los movimientos Gondwánicos (Paleozoico tardío-Mesozoico temprano), Patagonídicos (Cretácico) y Andinos (Eoceno-Mioceno) afectaron la secuencia sedimentaria (Caminos et al. 1981).

La costa atlántica septentrional de Península Mitre, situada al pie de la cordillera (límite

meridional de la cuenca Austral o de Magallanes) ), está compuesta por areniscas y limolitas marinas del Cretácico temprano a medio de la Formación Beauvoir (Camacho 1948; Petersen 1949; Furque 1966; Olivero et al. 1999), areniscas marinas del Cretácico tardío de la Formación Policarpo (Camacho 1967; Furque and Camacho 1949; Olivero and Malumián 1999; Olivero et al. 1999) a areniscas y calizas del Terciario temprano de la Formación Río Bueno Formation y areniscas y limolitas marinas del Grupo La Despedida (Formaciones Punta Torcida, Leticia y Cerro Colorado; Furque and Camacho 1949; Petersen 1949; Camacho 1967; Olivero and Malumián 1999; Olivero et al. 1999). Estas formaciones fueron deformadas durante el Terciario medio (Caminos 1980; Winslow 1982).

La porción septentrional de Tierra del Fuego se encuentra en un ambiente relativamente más estable. Las tierras bajas del Atlántico se desarrollan sobre una plataforma estable, compuesta por rocas no deformadas de la Formación Springhill (Jurásico tardío-Cretácico temprano; Thomas 1949). Los sedimentos más antiguos expuestos son rocas continentales o marinas del Terciario (Codignotto and Malumián 1981). Depósitos glaciarios del Plio-Pleistoceno sobreyacen a las rocas del Terciario. Mediciones tomadas con Sistema de Posicionamiento Global (GPS) tomadas entre 1993 y 1999, localizadas al norte y al sur del sistema de falla de Magallanes-Fagnano, mostraron que la placa de Scotia se mueve hacia el este unos 5 mm/año en relación a la placa Sudamericana (Del Cogliano et al., 2000). Esto es consistente con el despazamiento de los cotactos estratigráficos para los últimos 34 millones de años que está en el orden de 1 mm/año (Olivero and Martinioni 1998; Olivero et al. 1999; Del Cogliano et al. 2000).

Figura 2. Tectónica de placas del Arco de Scotia (Dalziel 1989; Tectonic Map of the Scotia Arc 1:3,000,000, British Antarctic Survey, BAS Misc 3 1985).

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Sismicidad

La sismicidad del Arco de Scotia fue detallada por Pelayo y Wiens (1989). Es importante mencionar los siguientes episodios: a) Terremoto del 1 de Febrero de 1879, (5:00 hs hora local) informado por el Reverendo Thomas Bridges (1879), residente en Ushuaia : "we had a succession of shocks, sufficiently strong to wake almost everybody and to make walking somewhat difficult. It split largely the milk in the pans, and was felt all over the country." (tuvimos una sucesión de choques, suficientemente fuertes como para despertar a casi todos y que sea difícil caminar. Se derramó la leche de las cacerolas y fue sentido en todo el territorio). b) Terremoto del 17 de Diciembre de 1949 (6:53 hs UT), en el que ocurrieron movimientos de hundimiento en ciertas costas del Lago Fagnano, (7.75 grados en la escala de Richter). La ubicación del epicentro de acuerdo a Castano (1977) fue 54°06' S-70°30'. Este epicentro se reubicó en 53°24' S-69°13'12" W, con una elipse de error de semieje

mayor de 112 km y azimut N78°W, y de semieje menor de 57 km (figura 3; Pelayo y Wiens, 1989). c) Réplica del terremoto del 17 de Diciembre de 1949 (15:07 hs. UT), epicentro reubicado a 53°59'24"S-68°46'12"W, elipse de error con semieje mayor de 62 km con azimut N75°W, y semieje menor de 31 km (figura 3; Pelayo y Wiens, 1989). d) Terremoto del 15 de Junio de 1970 (14:52 hs UT), con una magnitud de 7.0, epicentro ubicado al norte de la Isla de los Estados (54°18'S-63°36'W) y una profundidad del foco de 6 km (Unesco, 1972; Pelayo y Wiens, 1989); e) Terremoto del 29 de Diciembre de 1975, con una magnitud de 6.5, epicentro localizado en el Pasaje de Drake (56°48'S-68°30'W) y una profundidad focal de 11 km (figura 3; Unesco, 1979; Pelayo and Wiens, 1989). e) Sismo del 30 de Noviembre de 1997 (23:17 hs UT), con una magnitude de 3.8 y epicentro ubicado en 54°48'57"S-68°04'20"W (Febrer, 1997).

Figure 3. Ubicación de los epicentros de los terremotos mayores ( Pelayo y Wiens 1989) y lineamientos de falla más importantes em la región de Tierra del Fuego (Olivero et al. 1999). 4


Glaciaciones

Las glaciaciones del Plioceno y Cuaternario en Tierra del Fuego han sido estudiadas por muchos autores (Nordenskjöld 1898, Bonarelli 1917, Caldenius 1932, Feruglio 1950, Auer 1956, Codignotto and Malumian 1981, Rabassa et al. 1988, 1989, 1990, 1992, Rabassa y Clapperton 1990, Porter 1989, Meglioli et al. 1990a,b, Meglioli 1992, Coronato 1990, 1993, 1995a,b, Clapperton 1993). Nordenskjöld (1898), Bonarelli (1917) y Codignotto y Malumián (1981) señalaron que ninguna de las glaciaciones más antiguas cubrieron totalmente la isla. Caldenius (1932) y Auer (1956) consideraron que las glaciaciones anteriores a la última se extendieron sobre toda Tierra del Fuego y los glaciares fluyeron desde la Cordillera Darwin hacia el norte y el este, a lo largo de profundos valles (Estrecho de Magallanes, Bahía Inútil Bahía San Sebastián, Lago Fagnano y Canal Beagle) alcanzando la plataforma continental en el Atlántico (figura 4). Meglioli et al. (1990a,b) y Meglioli (1992) reconocieron varias glaciaciones plio-pleistocénicas en el norte de Tierra del Fuego y la más antigua (más antigua que older 1,9 millones de años, Plioceno tardío-Nebraska?) cubrió la totalidad de la isla con la excepción de un área pequeña (de unos 32 km2) entre Río Grande y Bahía San Sebastián. Esta

hipótesis se basa en la evidencia de depósitos de till muy meteorizados y bloques erráticos situados 9 km hacia el oeste de la ciudad de Río Grande. La ausencia de otros depósitos de till en la cuenca del Río Grande es explicada considerando su posición geográfica en relación a los canales de fusión de los lóbulos mayores del hielo. El área ubicada al norte de la Bahía San Sebastián se hallaba en una posición interlobular más elevada y poco disectada por ríos (Meglioli 1992, 1994). La última glaciación (más antigua que 16.000 y más joven que 47.000 años 14C antes del presente, Wisconsin tardío) en el norte de Tierra del Fuego se restringió al sector occidental del Estrecho de Magallanes y Bahía Inútil, en territorio chileno (Porter 1989, Meglioli et al. 1990a,b, Meglioli 1992). Las últimas dos glaciaciones del Cuaternario (Wisconsin e Illinois en edad age, o más antiguas) se reconocieron a lo largo del Canal Beagle, alcanzando el hielo quizás unos 1400-1500 m de espesor durante el Wisconsin tardío (Rabassa et al. 1990). El último máximo glacial se dio hace unos 18.000 a 20.000 años 14C A.P. y el hielo comenzó a retroceder antes de los 14.700 años 14C A.P. (Rabassa et al. 1990).

Figura 4. Límite de las glaciaciones del Cuaternario en Tierra del Fuego (Caldenius, 1932; Rabassa et al., 1988; Meglioli, 1992; Coronato et al., 1999b).

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La costa septentrional del Canal Beagle

El Canal Beagle es un valle tectónico que fue

completamente cubierto por el hielo durante la última glaciación y posteriormente ocupado por un lago glacial hace unos 9.400 años 14C A.P. El Canal Beagle fue inundado por el mar hace unos 8.200 años 14C A.P. reemplazando al ambiente lacustre. El ambiente marino se estableció totalmente a lo largo del canal hacia los 7.900 años 14C A.P., alcanzando el nivel del mar un máximo entre los 6.000 y 5.000 años A.P. (Rabassa et al. 1986). La hipótesis es que la transgresión marina se dió a través del Canal Murray, ubicado entre las islas Navarino y Hoste (figura 5).

El canal Beagle muestra una dinámica estuarina (o de fiordo) controlada por precipitaciones y por los flujos de marea provenientes del este (Atlántico) y del oeste

(Pacífico). El canal presenta un régimen micromareal semidiurno con desigualdades diurnas. La amplitud media de marea es de 1,1 m en Ushuaia y la onda de marea se mueve del oeste hacia el este (Servicio de Hidrografía Naval 1981, 2000). El canal Beagle ofrece un alcance corto a los vientos predominantes de suroeste, formándose olas irregulares con períodos de 1 a o 3 segundos. Las velocidades de viento más altas originan rompientes de volteo con alturas de hasta 0,5 m. El angostamiento (la silla) de isla Gable (figura 5) no solo condiciona morfológicamente la dinámica de fiordo, sino que también limita los efectos de las corrientes de marea del este y del oeste y las ondas de gravedad que se originan en el oeste.

Las bahías de la costa rocosa dentada del canal Beagle tiene su origen en lineamientos tectónicos afectados por la acción modeladora del hielo. Estas entrantes costeras presentan un ambiente hidrodinámico restringido donde se desarrollan pequeñas playas de grava.

La isla flotante. Se ha dicho que todas las tribus primitivas tienen alguna leyenda sobre el Diluvio. He buscado diligentemente una leyenda ona a este respecto pero sin resultado. Los yaganes, en cambio, tienen más de una, diferente según la localidad, ya que cada narrador sitúa la escena en su zona. Sin duda, algunas de estas leyendas han sido influidas por nuestra versión bíblica o por insinuaciones y comentarios de algunos oyentes después de oír las pláticas de los misioneros. Sin embargo, estoy seguro de que por lo menos una conserva su forma originaria. Me la contaron los yaganes que vivían en el extremo oriental del canal Beagle.

Decían que hace mucho tiempo la luna cayó al mar, el cual, a consecuencia de ello, se levantó con gran tumulto, tal como se levanta el agua de un cubo, cuando una piedra cae dentro. Los únicos sobrevivientes de la inundación fueron los afortunados habitantes de la isla Gable, que se desprendió del lecho del océano y flotó sobre el mar. Pronto se sumergieron las montañas de los alrededores, y los pobladores de la isla Gable, al mirar en derredor no vieron más que océano hasta el confín del horizonte. La isla no fue a la deriva, debió anclarse de alguna manera y cuando finalmente apareció la luna, la isla emergió en el mismo lugar de antes, y con su carga de seres humanos, guanacos y zorros se pobló nuevamente el mundo. Los yaganes estaban seguros de ser la única tribu fueguina que descendía de los sobrevivientes del Diluvio. No trataban de explicar cómo los alacalufes, haush y onas habían sobrevivido al desastre. Esta leyenda es particularmente interesante, pues demuestra que los indios intuían en alguna forma el enorme tamaño de la luna. Sin que los hombres blancos se lo dijeran, ellos ya tenían conocimientos de que la luna ejerce influencia sobre las mareas. Bridges, E. Lucas. 2000. El último confín de la tierra. Editorial Sudamericana, colección Rumbo Sur, 511 pp. ISBN 950-07-1858-8. Capítulo 16, página 161.

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0 5000 m

Isla Grande de Tierra del Fuego (Argentina)

Isla Navarino (Chile)

N

Isla Hoste (Chile)Península Dumas

80

40

20 60

160

180

200

120100

140

2020

2040

20

20

40

20 40

60

20

20

120100

12020

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100 20

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120

100

120

140

120

140140160

120

10080

68°05’

54°50’

68°10’68°15’68°20’68°25’68°30’68°35’

54°50’

54°55’

Bahía Lapataia

Río

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PenínsulaUshuaia

Bahía Ushuaia

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Río Olivia

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m

60

0 5000 m

Isla Grande de Tierra del Fuego (Argentina)

Isla Gable


N

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67º35’67º40’67º45’67º50’67º55’68º00’68º05’

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m

20

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67º05’67º10’67º15’67º20’67º25’67º30’67º35’

54º55’

NIsla Grande de Tierra del Fuego (Argentina)

Isla Gable


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Paso Mackinlay

BancoHerradura

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40

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020406080

100120140160180200220

m

Figura 5. Batimetría del Canal Beagle a partir de la carta H-477, Servicio de Hidrografía Naval, 1969 (profundidades en metros).

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Península Ushuaia. Hace muchos siglos el nivel del mar en Ushuaia debió estar a unos seis metros más alto que hoy. En muchos lugares de formación arcillosa hay colinas de suave declive que terminan bruscamente en bancos muy escarpados. Al pie de estos bancos, la tierra, generalmente rocallosa, baja en declive más suave hasta el mar. No hay duda de que las innumerables penínsulas que ahora forman parte de la tierra fueguina eran, en otros tiempos, islas separadas. En Ushuaia hay un istmo de medio kilómetro de extensión que los indios llaman Yaiyuashaga. Está cubierto de vegetación y se alzó sobre el nivel del agua quizás por miles de años; sin embargo, ashaga quiere decir en yagán, canal y no promontorio. Este hecho no sólo confirma que el nivel del mar bajó durante el transcurso de los siglos, sino que indica, además, que los nativos habitaban ya esta tierra antes de que se produjera ese cambio geológico.

Bridges, E. Lucas, 2000. El último confín de la tierra. Editorial Sudamericana, colección Rumbo Sur, 511 pp. ISBN 950-07-1858-8. Capítulo 14, página 141.

Playas elevadas holocenas-Península Ushuaia, Bahía Golondrina (área del Hotel Tolkeyen) y Playa Larga

Las playas elevadas del Holoceno son una característica distintiva del Canal Beagle. Estas alcanzan una altitud de unos 10 m s.n.m.m. y se encuentran adosadas a afloramientos de rocas metamórficas o depósitos glaciales. Al menos tres niveles de sistemas de terrazas han sido reconocidos a lo largo de la costa septentrional del canal a 8-10 m, 4-6 m y 1.5-3 m (Gordillo et al. 1992). A menudo, estas playas elevadas del Holoceno se encuentran cubiertas por “concheros” (como se ven en la zona del Hotel Tolkeyen, Bahía Golondrina y la playa ubicada inmediatamente al este de Playa Larga). Playa Larga

Playa Larga (figuras 6 y 7, tabla 1) representa un buen ejemplo de terrazas bien desarrolladas, localizadas a unos cientos de metros al este de la desembocadura del río Olivia, límite oriental de la ciudad de Ushuaia (Gordillo et al. 1992).

Figura 6. Sistema de terrazas de Playa Larga.

Este sitio presenta una secuencia de cinco playas elevadas sobreimpuestas a: 1,6 m (405±55 14C años AP), 3,8 m (3095±60 14C años AP), 5,2 m (4335±60 14C años AP), 7,5 m (5615±60 14C años AP) y 10 m s.n.m.m. (aún no datada). La tasa estimada de ascenso es de aproximadamente 1,5 a 2,0 mm/año para los últimos 6000 años (Rabassa et al. 1986, Rabassa 1987) y se uncrementa a 2,9 mm/año si sólo se consideran los últimos 1000 años (Gordillo et al. 1993). Las terrazas más bajas en Playa Larga (405±55 14C año A.P. a 1,7 m por encima de la contraparte actual) y Bahía Brown (ubicada a 50 km hacia el este, 985±135 14C años A.P. a 1,8 m, figura 1, tabla 1) sugieren que los últimos movimientos sismotectónicos de ascenso han sido muy recientes, en relación a su período de retorno y, probablemente, serían seguidos por un largo período de quietud para permitir la acumulación de esfuerzos de acuerdo con la tendencia tectónica predominante de largo plazo (Gordillo et al. 1992). Se considera que sólo los depósitos litorales del Holoceno más antiguos podrían haber sido afectado parcialmente por un reajuste isostático; mientras que los niveles más jóvenes habrían sido afectados por levantamiento tectónico (Rabassa et al. 1990, Gordillo et al. 1992, 1993).

Mörner (1987, 1991) mencionó que las costas del Estrecho de Magallanes y del Canal Beagle estuvieron sometidas a diferentes tipos de levantamiento y que el área no ha evidenciado un reajuste glacioisostático significativo durante el Holoceno. Para las cambios eustáticos del nivel del mar en el Holoceno, consideró un ascenso desde los 9000 a los 4000 14C años A.P. hasta alcanzar un nivel levemente por encima del presente que pudo variar de 0.0 m a 0.5-1.0 m hasta 1-2 m). Mörner (1991) argumentó que los niveles más altos parecen haber sido el resultado de olas de tormenta y no niveles de planicies de mareas.

8


Teniendo en cuenta la hidrodinámica y la morfología del Canal Beagle,, es difícil que en el pasado, las olas de mayores alturas o de tormenta provenientes del Atlántico hayan sido capaces de construir cordones de playa a 2 m por encima de lo que pueden depositar las condiciones de olas

presentes. Olas fijas (standing waves) generadas por terremotos habrían originado depósitos de playa de la misma a edad a diferentes alturas, dependiendo de la configuración de la costa. Esto último no ha sido observado (Gordillo et al. 1992).

Figura 7. Perfil topográfico de Playa Larga mostrando la ubicación de las secciones estratrigráficas y de las dataciones.

Tabla 1. Edades radimétricas de los depósitos litorales del Holoceno a lo largo del Canal Beagle (referirse a la figura 1.C. para las ubicaciones)

Localidad Altitud (m s.n.m.)

Edad 14C (A.P.)

Nº de Laboratorio

Fuente

Bahía Lapataia 1.65 8240±60 SI-6737 Rabassa et al. 1986 Bahía Lapataia 1.80 7260±70 SI-6738 Rabassa et al. 1986 Bahía Lapataia 1.95 5800±65 SI-6739 Rabassa et al. 1986 Lago Roca 8.40 5920±90 AC-1060 Rabassa et al. 1986 Lago Roca 3.95 7518±58 NZ-7730 Gordillo et al. 1990 Isla El Salmón 4.30 3860±75 SI-6734 Rabassa et al. 1986 Alakush 5.00 4400±120 AC-0937 Figuerero and Mengoni 1986 Nacientes Río Ovando 4160±45 Pta-7573 Coronato et al. 1999 Río Ovando 3.10 4425±55 SI-6735 Rabassa et al. 1986 Río Ovando Camping 7500±80 Pta-7691 Coronato et al. 1999 Bahía Ensenada 2.20 2120±45 Pa-1012 Gordillo et al. 1992 Bahía Golondrina 10.00 5460±110 AECV-877C Gordillo 1990 Punta Pingüinos 8.50 5430±270 L-1016C Urien 1966 Punta Pingüinos 2.50 1400±300 L-1016B Urien 1966 Ushuaia 8.00 5160±130 AECV-876C Gordillo 1990 Playa Larga 1.60 405±55 Pa-1017 Gordillo et al. 1992 Playa Larga 3.80 3095±60 Pa-1016 Gordillo et al. 1992 Playa Larga 5.70 4335±60 Pa-1015 Gordillo et al. 1992 Playa Larga 8.00 5615±120 Pa-1018 Gordillo et al. 1992 Punta Paraná 6.00 4370±70 Pta-7686 Coronato et al. 1999 Bahía Brown 1.80 985±135 Pa-1011 Gordillo et al. 1992 Bahía Brown 3.30 2970±70 Pa-1010 Gordillo et al. 1992 Cutalátaca 2.30 2770±50 Pa-1009 Gordillo et al. 1992 Río Varela -1.26 6290±70 Pta-7581 Coronato et al. 1999 Punta Piedra Buena (Isla Navarino-Chile)

0.65 1470±30 QL-1653 Porter et al. 1984

Península Gusano (Isla Navarino-Chile)

3.55 4600±30 QL-1652 Porter et al. 1984

9


Paleofiordo de la Bahía Lapataia- Lago Roca

El valle de Bahía Lapataia-Lago Roca (20 km al oeste de Ushuaia) es un paleofiordo que fue ocupado por un glaciar de valle, tributario y lateral, durante la última glaciación (18.000 a 20.000 14C años A.P.; Gordillo et al. 1993). En el área se presentan colinas rocosas redondeadas por acción glaciaria, rocas aborregadas, morenas laterales y terrazas kame. En las zonas bajas se desarrollan turbales Sphagnum sp. Depósitos litorales del Holoceno se hallan dispersos a lo

largo de la bahía Lapataia, el archipiélago Cormoranes, el río Ovando, el río Lapataia y la costa oriental del Lago Roca. Estos depósitos suprayacen a formas glaciales y alcanzan una altitud de unos 8,4 m s.n.m. (figura 8, tabla 1; Gordillo et al. 1993). Las playas elevadas del Canal Beagle muestran asociaciones de valvas de moluscos correspondientes a aguas frías y someras y no indican cambios climáticos significativos durante el Holoceno, aunque no deben descartarse pequeñas fluctuaciones de temperatura (Gordillo and Piñero 1989, Gordillo 1992, 1993, Gordillo et al. 1992, 1993).

Figura 8. Paleofiordo de Bahía Lapataia-Lago Roca. Dataciones radiocarbónicas y altitudes de las playas fósiles tomadas de Gordillo et al. (1993). Fotografía aérea del Servicio de Hidrografía Naval, 1970, Buenos Aires. (BP: antes del presente; m a.s.l.: metros sobre el nivel del mar).

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Margen oriental del lago Fagnano

El lago Fagnano (54º33'S; 67º19'-68º48'W; 80 m s.n.m.) es el lago más grande de Tierra del Fuego, con un largo de 102,5 km, un ancho de 2,5 a 11 km y una profundidad de 200 m. El lago marca la posición de la falla de Magallanes y el límite entre las placas Sudamericana y de Scotia. Una barrera de grava se desarrolla en su margen oriental, cerrando una laguna de hundimiento (figura 9). Esta barrera se formó por seiches (olas sísmicas en lagos) durante el terremoto del 17/12/1949.

Figura 9. Barrera de grava de la margen oriental del lago Fagnano, formada durante el terremoto de 1949.

El lago Fagnano se desarrolla en un valle glacial, que fue ocupado durante el Pleistoceno por glaciares provenientes de la Cordillera Darwin (Chile; 2851 m s.n.m.). A lo largo del acantlido de la margen meridional del lago se observan secuencias sedimentarias de origen glaciario. A unos 140 m al oeste de la Hostería Kaikén, se

observar que el acantilado esta conformado por una secuencia glacilacustre de 400 m de largo. (figura 10). Estos sedimentos fueron interpretados como facies deltaicas proglaciales y consiten en: (i) un prodelta compuesto, principalmente por limos grisáceos con cadilitos (dropstones); (ii) un frente deltaico conformado por estratos de grava y arena gruesa, con estratificación entrecruzada tabular; (iii) sedimentos lacustres que incluyen diatomitas y de turba fósil; (iv) una planicie deltaica con estratos horizontales de grava glacifluviales. Análisis de polen y esporas de la turba fósil indican condiciones de estepa inmediatamente después de la depositación del frente deltaico. Predominan Gramineae and Empetrum y una proporción muy baja de polen de Nothofagus spp., comparado con las muestras de superficie actuales. El paleoambiente cuando se desarrolló el delta fue mucho más frío y seco que actualmente. El análisis de diatomeas confirma un ambiente de agua dulce, fría-templada y de baja energía. Las unidades estudiadas se habrían formado en un lago proglacial en contacto con el hielo, durante la terminación del estadío o en condiciones de interestadío. Dataciones 14C de los depósitos lacustres interestratificados entre el frente y la planicie deltaica sugieren una edad del Wisconsin temprano (OIS 4), aunque no debe descartarse una edad pre-Wisconsin (OIS 6?; Bujalesky et al. 1994, 1997).

Figura 10. Delta proglacial del Pleistoceno del lago Fagnano.

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El camino de Shai: La playa del Pleistoceno (120.000 años A.P.) más austral de Tierra del Fuego

Shai construye un camino. En épocas más recientes vivía un hombre muy fuerte llamado Shai, que había

estudiado magia y pertenecía al grupo de Najmishk. Era también un experto cazador, pero sabia que su inmensa gordura provocaba la risa de sus compañeros. Entre los onas de las montañas del oeste había un corredor muy veloz que despreciaba a Shai por su obesidad y su andar pesado. Shai no lo ignoraba, y un día, para gran diversión de todos, hasta los suyos, le ofreció disputar una carrera desde un lugar cercano a los peñascos de Ewan, hasta Najmishk, una distancia de más de seis kilómetros y medio a través del bosque que corre paralelo a la costa. Se convino, pues, la carrera. El día anterior Shai había ido al bosque, que por allí era bajo y enmarañado, y arrancando los árboles de raíz, a la caída de la tarde había hecho ya un excelente camino. Una gran multitud se había congregado en Najmishk para asistir a la derrota de Shai, pero con gran sorpresa lo vieron llegar mucho antes que su adversario, que había corrido cerca de él, pero teniendo que vencer todos los obstáculos. Ese camino, ya mencionado en estas páginas, se llama Shaiwaal (o camino de Shai) en el dialecto haush; existe todavía, aunque en parte está obstruido por la vegetación. Probablemente, la verdadera razón de su existencia es que hace muchos años el océano debió arrojar en ese sitio gran cantidad de ripio, que impide el crecimiento de los árboles.

Bridges, E. Lucas, 2000. El último confín de la tierra. Editorial Sudamericana, colección Rumbo Sur, 511 pp. ISBN 950-07-1858-8. Capítulo 43, página 431.

Bujalesky e Isla durante trabajos de campo realizados en 1999 (medio siglo después que Lucas Bridges escribiera su libro, estableciendo el origen marino de esta formación), reconocen este depósito de grava como una playa fósil del Pleistoceno. La cresta de este cordón litoral se ubica a 10,11 m de la cresta de berma de tormenta de la playa actual y es posible asignarla a la Formación La Sara (Codignotto, 1969), situada unos 100 km al norte.

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La costa atlántica de Tierra del Fuego

Geomorfología litoral entre cabo Domingo y cabo Peñas

Entre cabo Domingo y la desembocadura del río Grande se desarrolla una angosta planicie de cordones litorales (250 m de ancho), adosada a la base de una terraza marina del Pleistoceno superior (OIS 5e, 18 m s.n.m.). Esta terraza constituye el remanente de un antiguo delta del río Grande (Halle 1910). Los cordones litorales del Holoceno muestran un sentido de crecimiento hacia el sudeste y causaron la migración de la desembocadura del arroyo La Misión a lo largo de 5 km. La proción distal de estos cordones se desarrolló hacia el interior del estuario del río Grande (figura 11).

Figura 11. Morfología de los cordones litorales del Holoceno entre cabo Domingo y cabo Peñas. Profundidades en metros referidas a la bajamar de sicigia.

Hacia el mar se desarrolla una amplia plataforma de abrasión (3 km de ancho) labrada sobre areniscas del Terciario. Al sur de la desembocadura del río Grande, la planicie de cordones litorales de cabo Peñas y Punta Popper evolucionó bajo los efectos de la refracción de olas inducida por las plataformas rocosas de las restingas Gusano y Exterior. En ellas, las olas provenientes del sector NNE a E sufren fuertes divergencias de sus ortogonales (figura 9; Bujalesky, 1997). La planicie de cordones litorales del Holoceno próxima al cabo Peñas se halla al pie de un paleoacantilado labrado en depósitos litorales del Pleistoceno superior (La Sara Formation, OIS 5e). Esta terraza correspondiente al último interglacial (Sangamon) encierra una paleolaguna costera formada por detrás de un tómbolo (cabo Peñas). Los cordones meridionales próximos al cabo, se muestran entrecruzados e indican una deriva hacia el sureste y un aporte del sedimento desde norte, con períodos de retrabajo (figura 12). En el extremo norte de la planicie de cordones, la espiga Punta Popper es un conjunto de cordones que crece actualmente hacia el norte. En una cantera situada al sur de Punta Popper puede observarse que la planicie de cordones está compuesta por 4 m de estratos de grava arenosa inclinando hacia el noreste.

Figura 12. Fotografía aérea de la planicie de cordones litorales holocenos (a) y la terraza litoral del Plesitoceno superior (b) en el área de cabo Peñas. Hacia el oeste se encuentra la laguna costera fósil de cabo Peñas (c). Ambos sistemas costeros se desarrollaron a partir del tómbolo de cabo Peñas, labrado en areniscas del Terciario (d).

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La laguna costera de cabo Peñas no estuvo conectada al mar por su flanco oriental durante el Holoceno. Sin embargo, la planicie de cordones litorales de grava que se desarrolla al sur del cabo se formó durante el Holoceno y por este flanco mantuvo una conección con el mar. La playa de cabo Peñas muestra localmente un retrabajo eólico. Un angosto frente de dunas, de hasta 1,5 m de alto, indica sitios con disponibilidad de arena. La actividad eólica es más pronunciada más al sur, en la Ensenada de la Colonia, donde las dunas han sido fijadas por vegetación. La desembocadura del río Grande y la espiga Punta Popper

La desembocadura del río Grande está

controlada por macromareas y olas de gran energía. Los procesos y las formas litorales se relacionan a ambos dominios. Los tipos y desarrollo de las formas litorales dependen del estado en que se encuentre el sistema. Hacia el flanco ubicado deriva debajo de la desembocadura se desarrolla una espiga de grava (Punta Popper; figura 13).

Figure 13. Desembocadura del río Grande y la espiga Punta Popper en 1970 y 1991 (niveles de marea de 7 y 5 m, respectivamente). Observe el avance urbano sobre la planicie de mareas y la playa de tormenta desde 1970 (Bujalesky, 1997a).

La espiga Punta Popper creció en una dirección opuesta a la deriva litoral regional. Este

comportamiento está condicionado por la interacción de fuertes corrientes de bajante y la refracción de olas del noreste sobre la plataforma de abrasión. Bajo estas condiciones y hacia el flanco atlántico de la desembocadura se desarrolla una celda de circulación del sedimento en sentido dextrógiro (figura 14).

Figura 14. Direcciones de transporte de sedimento 1) deriva litoral regional, en pleamar; 2) transporte de sedimentos debido a corrientes de bajamar; 3) sobrelavado debido a olas de mar de leva del Atlántico, en pleamr de sicigia; 4) deriva litoral local debido a la refracción de olas; 5) interacción entre las corrientes de bajante y las olas atlánticas; 6) migración de barras submareales hacia el continente (Bujalesky, 1997a).

La evolución histórica de la espiga implica ciclos de 10 a 13 años de crecimiento a lo largo de la costa, retroceso costero y ruptura (figuras 15 y 16; Bujalesky, 1997a). El crecimiento a lo largo de la costa se debe, principalmente, al transporte de sedimentos y erosión en el flanco interno de la espiga por las corrientes de bajamar. En pleamar, las olas de viento del interior del estuario favorecen el inicio del movimiento del sedimento. La deriva litoral en el flanco atlántico de la espiga tiene un rol secundario. El sobrelavado aporta sedimento al flanco interno y causa la migración hacia el continente. Cuando la espiga alcanza su extensión máxima posible, el sobrelavado resulta insuficiente para compensar el volumen erosionado en el flanco interno. Entonces, la tasa de migración hacia el continente del flanco atlántico resulta mayor que la

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del flanco interno. La boca de la desembocadura está anclada en la roca de la plataforma de abrasión, no migra significativamente y se torna inestable cuando se reduce el área mínima de flujo (figura 17). Estos hechos causan la ruptura de la espiga. Como consecuencia de la reducción del área mínima de flujo, se forma una barra transversal a la playa atlántica de la espiga, donde las corrientes de bajamar se encuentran con las olas atlánticas. Posteriormente a la ruptura de la espiga, el área mínima de flujo se incrementa, las velocidades de las corrientes de bajante disminuyen y las olas reciclan los sedimentos de la barra transversal.

Figura 15. Variaciones morfológicas de la espiga Punta Popper desde 1945 (1945 a 1991 a partir de fotografías aéreas; 1994 y 1995 relevamientos con sistema de posicionamiento satelital realizado por J. Hormaechea, Estación Astronómica Río Grande; Bujalesky, 1997a).

Figura 16. Ciclo evolutivo de la espiga Punta Popper.

1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000

Año

1400

1300

1200

1100

1000900

800

700

600

500

Área

mín

ima

de

fluj

o (m

2 )

Figura 17. Áreas mínimas de flujo en la desembocadura del río Grande (las áreas por debajo del nivel medio de mareas fueron obtenidas por sondeos realizados por el Servicio de Hidrografía Naval, 1994).

Mareas

Río Grande

Amplitud máxima: 8,4 m Amplitud media: 5,5 m


Amplitud máxima: 10,1 m Amplitud media: 6,8 m

Servicio de Hidrografía Naval, 2000

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Turbal de La Misión

En la planicie aluvial del arroyo La Misión (10 km al norte de Río Grande, figura 13), un valle glacifluvial del Pleistoceno labrado en areniscas del Terciario fue rellenado con sedimentos de distintos origenes. La sección superior de la secuencia registra la transgresión del Holoceno (Auer 1959, 1974; Deevey et al. 1959, Markgraf 1980, Porter et al. 1984). Un lago del Holoceno (actualmente a 5,7 m por debajo del nivel de pleamar) fue invadido por la transgresión marina hace unos 9000 14C años A.P. y por encima se desarrolló un planicie de mareas (actualmente a 0,9 m sobre el nivel de pleamar) entre los 4000 y 2000 14C años A.P. (Mörner 1991).

Región del río Chico

En el área del río Chico (al norte del cabo Domingo) pueden reconocerse distintos ambientes litorales del Pleistoceno y del Holoceno (figura 18). La cuenca del río Chico fue afectada por procesos relacionados a las glaciaciones y las transgresiones del Cuaternario. La cuenca ocupa una posición topográfica relativamente más elevada que las áreas contíguas (bahía San Sebastián al norte y río Grande al sur) y estuvo libre de hielo durante las últimas cuatro o cinco glaciaciones, aproximadamente desde 1.800.000 años A.P. (Porter, 1989; Meglioli, 1992, 1994). No obstante, corrientes glacifluviales generaron abanicos aluviales. Estos sedimentos fueron retrabajados por precesos litorales durante los estadíos interglaciales, dando origen a planicies de cordones litorales de grava. La posición interlobular del área durante las glaciaciones modernas contribuyó a la la preservación de las formas glacifluviales y los depósitos litorales interglaciales. Depósitos litorales del Pleistoceno

En la región del río Chico se reconocieron las

playas del Pleistoceno medio más australes de Sudamérica, con cotas de 29 m , 25 m and 14 m (referidas al modelo de geoide EGM96). Estas unidades se diferencian por sus asociaciones de fósiles y por su sedimentología y corresponden a distintos episodios interglaciales del Plesitoceno medio a superior.

Depósitos litorales altos del Pleistoceno medio (29 m s.n.m.)

Entre la confluencia de los ríos Chicos y Avilés

y la Laguna Arcillosa se desarrolla una terraza de 2,5 km de largo, constituida en su núcleo por rocas

sedimentarias del Terciario. Hacia el extremo meridional de esta terraza y en el corte de un camino petrolero, se observa una playa fósil sobre areniscas finas y limolitas del Terciario. Desde la base hasta la cresta esta conformada por: 40 cm de fango verdoso, 35 cm de arena coquinoide con clastos dispersos de 2 a 10 cm de diámetro y valvas de moluscos (Eurhomalea exalbida –especie de mayor abundancia relativa y en buen estado de conservación-, Mytilus edulis chilensis, Trophon geversianus, Adelomelon ancilla, Mulinia edulis; Galasso, 1999). Toda estas especies se encuentran citadas para la playa atlántica actual de la Patagonia. Por encima y con un espesor de 25 cm, se encuentra una playa de grava mediana a sábulo, con un tamaño máximo de los clastos de 6 cm. Sobre esta secuencia se desarrolla un depósito eólico de unos 40 cm de espesor. La cota referida al modelo de geoide EGM96 es de 29,43 m, siendo el desnivel respecto a la berma de tormenta actual de 23,72 m (tabla 2).

Figura 18. Morfología y ambientes sedimentarios litorales de la región del río Chico. Observe las altitudes de las unidades datadas en la tabla 2. Profundidades en metros referidas al nivel de bajamares de sicigia.

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Tabla 2. Ubicación planialtimétrica y cronológica de los depósitos litorales estudiados. Las coordenadas corresponden al sistema POSGAR 94 y las diferencias Elipsoide-Geoide se calcularon utilizando el modelo de geoide EGM96. El posicionamiento satelital fue realizado por José L. Hormaechea (Estación Astronómica Río Grande).

Denominación y referencia a la figura

Latitud (S) Longitud (O) Altura Elipsoidal

m

Altura Geoidal

m

Desnivel (m) respecto a la

berma de tormenta actual

Edad Estadío 18O/16º

Berma de tormenta actual (1)

53°35’55,0808’’

67°58’29,2436’’

18,3454

5,707

0,000

Actual

Playa Holocena (2)

53°35’19,4511’’ 68° 1’27,6405’’ 19,6540 7,020 1,313 4620 ± 70 14C años (LP-1011)

1

Formación La Sara (3)

53°30’12,1895’’ 68° 5’45,8349’’ 29,9688 14,337 8,630 82 ± 2.5 U ka (C6472-U631)

5

Formación Las Vueltas (4)

53°34’18,5482’’ 68° 2’59,1564’’ 37,6810 25,045 19,338 ¿<300 U ka? (C6473-U632R)

¿7-9?

Formación Laguna Arcillosa (5)

53°34’26,2468’’ 68° 2’36,5658’’ 42,0654 29,428 23,721 ¿>400 U ka <600 U ka?

(C6334-U622)

¿11?

Se realizó un análisis de series de uranio sobre

valvas de moluscos de esta unidad con el objetivo de su fechado (tabla 2). La relación 234U/238U de 2,646 indica que al menos parte del uranio es de origen terrestre. Bajo el supuesto de que la muestra hubiese permanecido en un sistema cerrado la relación 230Th/234U igual a 1,314 indicaría una edad mayor que 400.000 años; mientras que la relación 234U/238U igual a 2,646 sugeriría una edad menor que 600.000 años. Este método de datación da la edad del uranio en las valvas y si las valvas se exponen a meteorización están sujetas a la absorción de uranio secundario posteriormente a la depositación. Por esta razón, esta metodología tiende a producir edades aparentes menores que la edad real de la valva, resultando confiable sólo las dataciones que se realicen sobre muestras que hayan permanecido en un sistema cerrado. Los resultados obtenidos y la apariencia meteorizada de las valvas de esta unidad indicarían que han estado sujetas a procesos de adición y removilización de uranio. El intervalo de tiempo consignado es amplio e incluye los estadíos isotópicos 18O 11 a 15 (Shackleton, 1995). La edad de la formación debe considerarse como una estimación aproximada, pudiendo corresponder más probablemente al estadío 11, que es el que presenta el ciclo de mayor amplitud entre los mencionados, y al interglacial Aftoniano del esquema estratigráfico clásico (Cook, 1945; Bilal y Van Eysinga, 1987).

Depósitos litorales bajos del Pleistoceno medio (25 m s.n.m.)

El flanco oriental de la terraza del Terciario

terraza esta cubierto depósitos litorales. En su mayor

parte, estos depósitos están constituidos por grava mediana a gruesa, con restos muy fragmentados de valvas de Eurhomalea exalbida. No se ha observado la base de esta unidad y su cota máxima referida al geoide es de 25,05 m, 4,38 m por debajo de la cresta de los depósitos altos del Pleistoceno medio (tabla 2).

Un análisis de Series de Uranio sobre valvas de esta unidad dio un relación 230Th/234U igual a 1,755 (tabla 2). Esto indica que la muestra obtenida de esta unidad no proviene de un sistema cerrado y que el uranio debe haber sido lixiviado de las valvas en tiempos relativamente recientes (Holoceno). La relación 234U/238U igual a 3,559 sugiere que el uranio probablemente no sea mayor a 300.000 años. Si bien, la datación resulta poco confiable dada las características de la muestra, los resultados obtenidos combinados con la posición altimétrica respecto de la unidad anterior permitirían asignarle una correspondencia al estadío isotópico 18O 7 o al 9 (Shackleton 1995) y podría correlacionarse al interglacial Yarmouthiano del esquema estratigráfico clásico (Cook, 1945; Bilal y Van Eysinga, 1987)

La presencia de un gran número de valvas bien preservadas de Eurhomalea exalbida en los depósitos del Plesitoceno medio en el área del río Chico abre un interrogante paleoecológico. Actualmente, esta especie es abundante en el Estrecho de Magallanes y en el Canal Beagle. En la berma de tormenta de la playa atlántica, a lo largo de 200 km desde cabo San Sebastián a la desembocadura del río Irigoyen, no fueron encontradas valvas de Eurhomalea exalbida. Se encontraron unas pocas valvas dispersas en las alineaciones de cheniers de bahía San Sebastián. La abundancia de valvas de Eurhomalea exalbida en las paleoplayas de la costa atlántica sugiere la existencia

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de un pasaje marino a lo largo del paleovalle glacial bahía Inútil-bahía San Sebastián durante el Pleistoceno medio, conectando los océanos Pacífico y Atlántico. No obstante, no deben descartarse factores sedimentológico y dinámicos. Depósitos litorales del Pleistoceno superior (14 m s.n.ml.)

En la sección septentrional de esta región, en las

proximidades del casco de la Estancia Sara, se desarrolla un depósito elongado de unos 14 km de largo por 2 km de ancho, con dirección NO-SE, constituido por playas de grava del Pleistoceno, con restos de valvas muy fragmentadas. Tiene una altura geoidal de 14,34 m y un desnivel respecto al cordón litoral de tormenta actual de 8,63 m (tabla 2). Este depósito ha sido identificado como Formación La Sara (Codignotto, 1969, Codignotto y Malumián 1981). Su margen oriental constituye una escarpa erosiva, activa durante el máximo transgresivo del Holoceno.

Rutter et al. (1989) aplicaron técnicas de racemización de aminoácidos a valvas de Pitar rostrata de esta formación e indicaron relaciones D/L de ácido aspártico de 0,36 y asignaron a este depósito al Pleistoceno. Rutter y Meglioli (en Meglioli 1992) llevaron a cabo nuevos análisis de racemización de aminoácidos sobre valvas y concluyeron que estas paleoplayas se corresponderían con el subestadío 18O 5e. Un análisis de series de uranio realizado sobre una muestra de valvas de esta unidad mostró una relación 234U/238U igual a 1,484 que indicaría que al menos parte del uranio es de origen terrestre y, además, el contenido de uranio de 0,602 ppm es alto con relación al contenido de uranio de valvas marinas. De este análisis se ha calculado una edad aparente de 82.000 ± 2.500 años. Es de esperar que la absorción de uranio secundario haya tenido lugar luego de la exposición de esta unidad y probablemente la edad real sea levemente mayor que la calculada. En base a este análisis es posible asignar esta formación al último interglacial (Sangamoniano, estadío 18O 5).

Depósitos litorales del Holoceno

Al oeste del río Chico, entre las tierras altas del Terciario se desarrollan planicies bajas (humedales), donde se observan lagunas estacionales, las cuales estarían vinculadas a estuarios fósiles del Holoceno (figura 18; Bujalesky, 1998). Hacia la base de un paleoacantilado labrado en rocas del Terciario se desarrollan pequeñas playas de grava, espigas y barreras que bloquearon distintas entrantes costeras durante el Holoceno. La barrera de grava fósil que

obturó las bocas de las antiguas lagunas costeras Arcillosa y de las Vueltas (53°35’19,451”S-68°1’27,640”W) fue fechada sobre valvas de Mytilus sp. en 4620 ± 70 14C años A.P. (LP-1011). La altura geoidal de esta playa fósil es de 7,02 m, 1,31 m por encima de la berma de tormenta de la playa actual. Esto indicaría un descenso relativo del nivel del mar de 0,214 m/1000 años. La forma de las primeras playas del Holoceno, ubicadas en zonas expuestas, sugiere un sentido de crecimiento hacia el norte, mientras que otras situadas en entrantes relativamente más protegidas, no muestran una dirección de transporte litoral predominante, apareciendo como playas alineadas con el lavado y retrolavado.

Al este del Río Chico se desarrolla una extensa planicie de cordones que fue cerrando facies estuáricas holocenas hacia su flanco occidental. Los cordones litorales representan sucesivas etapas de crecimiento hacia el sur y causaron la migración de la desembocadura del Río Chico en esa dirección (Bujalesky, 1998). Los cordones litorales más antiguos han sido totalmente erosionados y los más modernos tienden a ser asintóticos a la línea de costa actual. La datación radiocarbónica de uno de estos cordones litorales fósiles distales, situado a unos 2 km de la línea de costa actual, dio una edad de 2890 ± 50 14C años A.P. (LP-1073; Isla y Bujalesky, 2000; figura 4). Los cordones litorales distales más modernos fueron erosionados y el posterior crecimiento de un cordón solitario originó la formación de una marisma. Esto indicaría pulsos y una escasez relativa en el aporte de sedimentos necesarios para mantener la estabilidad de la playa sometida a un intenso transporte a lo largo de la costa. El desarrollo de la planicie de cordones litorales acompañó el paleorelieve de una plataforma de abrasión de profundidad relativamente uniforme, en dirección norte-sur. Evolución del ambiente litoral

La paleobahía del río Chico se ubica en una posición entre ejes de englazamiento y fue relativamente poco afectada por descarga fluvial y glacifluvial a partir del Pleistoceno Medio. La topografía submareal relativamente somera de la paleobahía permitió la formación de playas de grava regresivas y ambientes estuáricos en áreas protegidas. Estos hechos favorecieron la preservación de relictos de playas fósiles. La zona donde actualmente confluyen los ríos Chico y Avilés durante las transgresiones del Pleistoceno habría operado como una boca de mareas, desarrollándose facies estuáricas hasta unos 16 km tierra adentro, alcanzando las lagunas Grande y de la Suerte y las proximidades de Laguna O'Connor (figura 20).

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Figure 19. Tendencia evolutiva reciente del extremo distal de la planicie de cordones litorales del Río Chico (Bujalesky, 1998). a) Desarrollo de la planicie de cordones litorales en condiciones apropiadas de aporte de sedimentos. b) Estadío erosivo debido a un aporte insuficiente de sedimentos ante condiciones de un intenso transporte litoral hacia el sur. c) Pulso de incremento en el aporte de sedimentos como consecuencia del canibalismo de los cordones litorales septentrionales más antiguos. Desarrollo de una espiga y marisma. d) Estadío erosivo debido a una escasez en el aporte de sedimentos. e) Nuevo pulso de aporte de sedimentos y formación de la espiga actual.

Figura 20. Límites de las transgresiones correspondientes a los estadíos isotópicos de 18O 11, 5 y 1, en las cuencas de los ríos Chico y Grande.

19



Esta bahía tiene forma semicircular, mide unos 55 km x 40 km y ocupa un amplio valle formado por los glaciares durante el Pleistoceno y retrabajado por el mar durante las transgresiones del Holoceno. Exhibe diferentes ambientes:

Figure 21. Morfología, sedimentología y procesos dominantes en la bahía San Sebastián (modificado de Isla et al. 1991).

1. Marisma fósil. Marisma inactiva ubicada al oeste de la ruta Nacional Nº3 (figura 21; Ferrero et al. 1987, Vilas et al. 1987a, Ferrero and Vilas 1989, Isla et al. 1991). Una superficie plana, anterior y estacionalmetne inundada por el mar, fue sometida a una fuerte deflación luego de la construcción de la ruta. En ella se desarrollan lagunas muy someras y las raices de los pequeños arbustos han sido dejadas al descubierto por la acción de los vientos del oeste, ocasionando la muerte de la planta. A medida que continúa la erosión las escarpas de las lagunas avanzan. La deflación cesa cuando el nivel de las aguas freáticas emerge. Pero la laguna continúa su avance hacia el este, debido a la acción erosiva de las pequeñas olas que se forman en la laguna por la acción de los vientos del oeste, erosionando la

escarpa de sotavento. El cilco se cierra cuando la laguna es cubierta por sedimentos. El limo y la arena fina de deflación son mínimos en el invierno, cuando la nieve y el hielo cubren la zona. La deflación de los limos de la marisma fósil constituye la principal fuente de aporte de sedimentos de la marisma y de la planicie de mareas actual. 2. Marisma alta. Está controlada por procesos de deflación. Sobre la planicie fangosa se desarrollan rodales circulares de Salicornia, de 1 a 2 m de diámetro, que evolucionan en la dirección del viento: la Salicornia es enterrada progresivametne en su flanco oeste, arbustos de Lepidophyllum colonizan la cresta, mientras que en su flanco este (sotavento) crecen gramíneas. 3. Cordones litorales de grava.. Las olas que ingresan a la bahía tiene la energía suficiente como para transportar grava a lo largo de su costa meridional. Estas se aproximan de manera oblícua a la costa causando la deriva litoral de la grava hacia el noreste (figura 21). La desembocadura del río San Martín constituye el límite norte de los cordones de grava. En la costa meridional de la bahía, ocasionales y grandes olas mueven rodados de hasta 20 cm de diámetro. Los cordones fósiles se muestran como facies de tipo regresivo. Adosados a un paleoacantilado labrado sobre la Formación Carmen Silva Formation (depósitos deltaicos siliciclásticos del Mioceno; Codignotto y Malumián 1981), se desarrollan los cordones más antiguos agrupados en al menos 3 estadíos, separados por depresiones orientadas hacia el noroeste. 4. Cheniers. Hacia el norte del río San Martín, los procesos litorales han retrabajado y acumulado valvas y arenas sobre la planicie fangosa dando origen a tres alineaciones de cheniers (figura 21). Pelecípodos, gaterópodos y equinoideos de la zona submareal son transportados hacia la costa con olas de tormenta del este y noreste. La alineación de cheniers más antigua, muestra cierta continuidad y es la que se extiende más al norte. La alineación más reciente consiste en cordones de 0,8 a 1 m de altura, separados por canales de sobrelavado espaciados cada 400 m by washover channels (Bujalesky, 1997b).

Los cordones litorales de grava y los cheniers son

el resultado de la acción de olas de tormenta en la bahía y difieren en el hecho de que el río San Martín limita el transporte de la grava hacia el norte, a lo largo de la costa.

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Figura 22. Dentro de la bahía San Sebastián, la deriva litoral de la grava es hacia el río San Martín. La planicie de cordones litorales de grava del río San Martín evolucionó en los últimos 4000-5000 años A.P. Hacia el norte de la desembocadura, no hay una deriva de sedimentos significativa y las olas de tormenta retrabajan la planicie fangosa, acumulando sedimentos episódicamente en los cheniers (modificado de Vilas et al., 2000). 5. Planicie de mareas. Las mareas se desplazan en sentido dextrógiro dentro de la bahía y el tamaño de grano de los sedimentos decrece gradualmente en esa dirección. Se observa una transición de planicie arenosa a fangosa de sur a norte y un incremento de la arena hacia los niveles más bajos de la planicie debido a que allí es más persistente la acción de las olas. La planicie arenosa se extiende enfrente de los cordones litorales de grava y constituye una monótona superficie plana o con óndulas, sin canales de marea. La planicie mixta se extiende desde la localidad de San Sebastián hasta la desembocadura del río San Martín y está caracterizada por una estratificación ondulosa, flaser y lenticular. La planicie fangosa ocupa el área más amplia (10 km). Comprende una zona superior, muy plana y uniforme, donde los canales de mareas meandrosos son frecuentes. 6. Canales de mareas. La planicie fangosa posee un drenaje integrado por canales de mareas meandrosos que alcanzan los 3 m de profundidad y unos 50 m de ancho. Dentro de los canales, se observa una rápida evolución de las barras en

espolón (point bars) y deslizamientos. El transporte de sedimentos en estos canales se incrementa significativamente durante las mareas de sicigia y durante el invierno, cuando las aguas frías y el hielo son capaces de transportar cargas mayores de sedimentos y partículas más grandes (arena fina). Península el Páramo

La península El Páramo es una espiga de grava de 20 km de largo que cierra parcialmente la bahía San Sebastián hacia el este (figura 23). Hacia el sur limita con un canal de 36 m de profundidad. Esta espiga creció longitudinalmente hacia el sur, al tiempo en que fue migrando hacia el oeste sobre la planicie de mareas, mostrando el comportamiento de una espiga transgresiva. La sección septentrional de la espiga muestra una planicie de cordones litorales, donde los cordones más antiguos son paralelos a un paleoacantilado, con un rumbo oeste-este y los más modernos desarrollaron una línea de costa cóncava en planta. Hacia el sur, una planicie de unos 200 cordones litorales, de 1200 m de ancho y 8 km de largo, muestra un alineamiento norte-sur

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y un flanco interno con una línea de costa convexa. Los cordones más antiguos están cortados en su flanco atlántico por erosión marina. Estos cordones están constituidos por grava gruesa. Hacia la playa de la bahía, los cordones muestran un crecimiento hacia el norte y representan la progradación episódica de la grava sobre la planicie de mareas. Estos dos conjuntos de cordones litorales representan distintos estadíos del crecimiento de la espiga ante una progresiva disminución de la energía de olas en su flanco interno como consecuencia de la progradación de la planicie de mareas.

El sector central de la espiga presenta líneas de costa paralelas, un largo de 7 km y un ancho de 50 m en pleamar y de 200 m en bajamar. Este sector muestra canales de sobrelavado con pendiente hacia la bahía, que son activos con olas de tormenta o de mar de leva del Atlántico en pleamares de sicigia. El sobrelavado contribuye a la migración de la espiga sobre la planicie de mareas.

El sector meridional tiene una forma triangular en planta. Su ancho máximo es de 900 m y su largo de 2 km. El flanco oeste comprende unos 60 cordones litorales de grava gruesa. Los cordones más modernos son asintóticos con la línea de costa actual, mientras que los más antiguos fueron cortados por erosión. En el flanco este hay un número equivalente de cordones, cortados por erosión en su sección septentrional. Ambos juegos de cordones están imbricados a lo largo de una línea media, casi paralela a la costa occidental actual. La forma del sector meridional esta controlada por el paleorelieve de la plataforma de abrasión. El canal que limita a la espiga tiene un origen glacifluvial. El espesor de la grava en este sector se estima en unos 20 m.

La playa atlántica esta constituida por bloques, grava y arena. El desnivel entre la cresta y el pie de playa es de 9,5 m en sector norte de la espiga y, se incrementa levemente hacia el sur, debido a la topografía de la plataforma de abrasión. Se han diferenciado 5 zonas en la playa actual (Bujalesky et al. 1987, Bujalesky 1988, 1990): berma de tormenta (ancho: 15 m, pendiente: 3,5°), terraza de lavado de tormenta (ancho: 25 m, pendiente: 2°), berma de mareas (ancho: 10 m), zona intermareal alta (ancho: 50 m, pendiente: 7°, playa relfectiva), zona intermareal baja (ancho: 70 m, subhorizontal, playa disipativa).

La playa de bahía presenta una ancho de 100 m hacia el sur con un desnivel de 10 m y 10 km al norte de la punta de la espiga el ancho es de 50 m wide y el desnivel de 7 m. Está conformada principalmente por grava. En ella se diferencian 4 zonas: cordón litoral de tormenta, cordón litoral de

mareas, zona intermareal (pendiente: 4-6°), pavimento de bloques.

N1234Presente

0

1 (1.83)

3 (5.48)

5 (9.14)

10 (18.28)

20 (36.56)

10 (18.28)

5 (9.14)

Till

Planicie demareas

Figura 23. Morfología y evolución sedimentaria de la espiga El Páramo (Bujalesky 1990). 1, 2, 3, 4: sucesivas etapas de crecimiento de la espiga a partir de una punta de acreción inicial (cuspate foreland, 1). 1(1.83): profundidades en brazas y metros, respectivamente, referidas al nivel de bajamares de sicigia.

Acantilados septentrionales

Al norte de la bahía San Sebastián se desarrolla un costa acantilada, a lo largo de 40 km desde cabo

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Nombre (con 10 m de altura) hasta cabo Espíritu Santo (con 90 m de altura). Estos acantilados están conformados, principalmente, por depósitos glaciales (Drift Tapera Sur sensu Codignotto 1979, Codignotto y Malumián 1981) más antiguos que la glaciación Illinois (>400.000 años A.P.; Drift Pampa de Beta, Drift Río Cullen y Drift Serranías de San Sebastián, sensu Meglioli et al. 1990, Meglioli 1992). También se observan depósitos continentales limoarenosos del Terciario (Formación Cullen, Petersen y Methol, 1948; Codignotto y Malumián, 1981). Estos acantilados están afectados por una activa erosión. En cabo Nombre, los acantilados no evidenciaron un retroceso significativo entre febrero de 1987 y febrero de 1988. Posteriormente a la ocurrencia de grandes olas de mar de leva, con alturas de hasta 3 m y períodos de 9 a 12 segundos, durante una pleamar de sicigia ( 20 de febrero de 1988), mostraron un retroceso de 3,7 m (Bujalesky 1990). El retroceso efectivo de los acantilados se produciría a causa de estos procesos episódicos, favorecidos por la contínua infiltración, congelamiento y fusión de aguas en estos depósitos. Estos acantilados aportaron parte de las gravas que dieron origen a la espiga El Páramo spit. Se han encontrado morenas sumergidas, relacionadas a estos depósitos, a profundidades de 40 m. Otro sistema de morenas fue ubicado, por relevamientos geofísicos, a profundidades de 70 m y estaría relacionado al Banco Sarmiento y a las morenas de cabo Vírgenes, en el sur de la provincia de Santa Cruz ( Isla y Schnack 1989, 1991). Cambios del nivel del mar y tendencias evolutivas

En la bahía San Sebastián, la sedimentación del

Holoceno tuvo lugar luego del ascenso y posterior estabilización del nivel del mar. No se ha datado con precisión el inicio de esta secuencia, pero una datación radiocarbónica indica una edad mínica de 5270 ± 190 años A.P. (Vilas et al., 1987; Ferrero et al., 1989; Isla et al., 1991; Vilas et al., 1999). La secuencia de cheniers de 8 km de ancho se desarrolló entre los 5270 y los 1080 14C años A.P. y sugiere una caida del nivel del mar de 1,8 m (0,363 m/1000 años). Cada una de esta alineaciones de cheniers se originó cada 300-400 años (Ferrero et al., 1989). La bahía San Sebastián está parcialmente cerrada por la espiga El Páramo. El crecimiento de la espiga tuvo lugar en los últimos 5000 años. El aporte de sedimentos fue a partir de los depósitos glaciales costeros y sumergidos. Inicialmente y al pie de la costa acantilada, se originó una punta de acreción (cuspate foreland) y a

partir de ella se desarrolló una espiga. Los sedimentos provenientes desde el flanco atlántico alimentaron los cordones litorales del flanco de la bahía, en la sección septentrional de la espiga. A medida que la espiga creció hacia el sur, disminuyó la provisión de sedimentos a la playa septentrional de su flanco interno. La playa atlántica se erosionó y se recicló la grava de los cordones litorales fósiles (Bujalesky, 1990; González Bonorino and Bujalesky; 1990; Bujalesky and González Bonorino, 1991; Isla and Bujalesky 1995). La topografía de los cordones más antiguos de la espiga formados en el dominio de la bahía sugiere que el nivel del mar descendió levemente o se mantuvo relativamente estable surante su crecimiento. El decrecimiento de 1 m de altitud de los cordones orientales más antiguos con respecto a los occidentales más modernos, puede ser explicado por una disminución del alcance del viento en la bahía y por consiguiente de la energía de ola, como consecuencia de la progradación de la planicie de mareas. El desarrollo de plataformas de abrasión de olas mar adentro de la bahía San Sebastián y el contínuo carácter transgresivo de la espiga sostienen la conclusión de un nivel del mar relativamente estable durante los últimos 5000 años (Bujalesky, 1990; Bujalesky y González Bonorino, 1990, 1991). El gradiente hacia el mar de los depósitos supramareales de alta energía de ola, de la planicie de mareas de la bahía San Sebastián, se debería parcialmente a la disminución de la altura de ola dentro de la bahía en respuesta al crecimiento y progresiva protección de la espiga, de las olas de mar de leva del Atlántico (Bujalesky 1990; Bujalesky and González Bonorino, 1990).

La barrera de grava fósil que boqueó la laguna de las Vueltas (en el área del río Chico) indica un descenso relativo del nivel del mar de 0,214 m/1000 años, significativamente menor que el observado para la bahía San Sebastián. Aún parte de este gradiente podría ser atribuido a procesos de dinámica de olas, tales como un mayor apilamiento de las olas de tormenta en el pasado, debido a la paleogeografía de la entrante costera. El oro en las playas de Tierra del Fuego

Popper encontró oro en la playa atlántica de la península el Páramo y al norte de cabo Nombre en el año 1886. En 1888, comenzó la explotación en el arroyo Beta, río Cullen y río Chico o Carmen Sylva. Hacia los primeros años de 1900, se produjo el abandono casi completo de las explotaciones. Se cuenta con datos poco precisos de la producción aurífera, en los años de intensa labor, así para el

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lapso que va desde septiembre de 1886 hasta el mismo mes de 1887 fue de unos 486 kg (Petersen y Methol, 1947). Por su parte, Popper (1891) refiriéndose a la cantidad de oro extraída de las playas de El Páramo, cita la cifra de 600.000 gramos, señalando que 265.000 g fueron beneficiados legalmente y el resto fue sustraido por aventureros provenientes de Punta Arenas (Chile). El oro en el sector septentrional de Tierra del Fuego se puede encontrar diseminado en acumulaciones morénicas y depósitos glacifluviales, o bien, concentrado en arenas de playa. Con pleamares de sicigia y olas atlánticas de mar de leva del sector NE, se produce el lavado selectivo de los sedimentos de playa, dando lugar a zonas de concentración de arenas negras, compuestas por magnetita, hematita, ilmenita, hornblenda, turmalina, olivina, granate, zircón, pirita, oro y en muy pequeña proporción platino (Petersen y Methol, 1947).

Los principales sectores de playa donde existen concentraciones son las desembocaduras de los arroyos Alfa, Beta, cañadón Tortugas, río Cullen, Mina María (ubicada inmediatamente al norte de la península el Páramo), playa atlántica de la península el Páramo, al norte y al sur de la punta Carmen Sylva, cabo San Sebastián. Al oro se lo encuentra principalmente en la playa distal (o de tormenta) en forma de fino polvo, hojuelas, pajuelas y escasas pepitas pueden hallarse en pavimentos (constituidos por bloques de gran tamaño y ubicados en la zona intermareal baja). La Comisión Nacional de Investigaciones Espaciales (CNIE, 1986; Gómez Peral y Martínez, 1997) realizó un estudio, encargado por el Gobierno de Tierra del Fuego, con el objeto de evaluar estos yacimientos de oro y minerales

pesados. El área de estudio se extendió entre cabo Espíritu Santo y cabo Peñas (12 km al sur de Río Grande). Principalmente, la CNIE realizó un muestreo sistemático de sedimentos y perfiles (equidistantes cada 1 km) en dos sectores de playa, uno desde Cabo San Sebastián hasta Cabo Domingo y el otro comprendió la playa atlántica de la Península el Páramo. Los resultados de los estudios de la CNIE evidencian una alta proporción de minerales pesados no magnéticos (93,5% de los pesados totales), hecho que le da mayores posibilidades económicas al sector comprendido entre los cabos San Sebastián y Domingo. Esto se debe a que en la fracción de minerales no magnéticos suelen encontrarse aquellos de más alto valor económico, tales como ilmenita y circón. Estos minerales son las fuentes habituales de titanio y circonio, en yacimientos similares. Por su parte, la fracción de minerales pesados magnéticos está constituida exclusivamente por magnetita, óxido de hierro de un valor económico mucho menor en comparación con los minerales anteriormente citados. De la comparación con las reservas del yacimiento de la Bahía San Blas, en la Provincia de Buenos Aires (la reserva más importante de titanio y circonio de nuestro país) surge que las reservas de minerales no magnéticos de la bahía San Blas representan sólo las 2/5 partes de las reservas estimadas para el sector costero ubicado entre los cabos San Sebastián y Domingo. Actualmente, si bien no hay explotaciones significativas, casi la totalidad del litoral de Tierra del Fuego está cubierto por pertenencias mineras.

Relatos de Lucas Bridges sobre el oro en las playas de Tierra del Fuego

Fiebre de oro en bahía Slogget. Recordarán que mientras esperábamos el barco que habia de llevarnos después del naufragio del Golden West, yo jugaba solo en la playa de la bahía Sloggett, y llegué a juntar un montón de polvo de hierro magnético que se adhirió a mi imán de juguete, formando una masa compacta. El capitán Félix Paz, de la Armada Argentina, primer gobernador del territorio, cariñosamente se interesó por los niños y por nuestros relatos acerca de Tierra del Fuego. Un día, como quien otorga un favor especial, yo le mostré mi caja de tesoros. Cuando vio la arena negra adherida a mi imán, manifestó gran interés, y quiso saber dónde la había encontrado. Al oir mi respuesta, mandó enseguida el Comodoro Py a la bahía Sloggett. El barco volvió cargado de bolsas de lodo en el que se encontró oro.

Éste fue el primer hallazgo de oro en la costa sur de Tierra del Fuego, aunque ya habían llegado a la costa norte, cerca de la embocadura del estrecho de Magallanes, muchos mineros esperanzados.La noticia de este descubrimiento cundió lentamente, porque en esa época los medios de comunicación eran muy escasos, pero poco a poco la costa se fue poblando de buscadores y mineros. Exploraban las costas australes de las islas Grande, Lennox, Navarino y las islas Nuevas. En algunos lugares, encontraron oro suficiente como para com pensar su trabajo, pero es probable que ningún otro lugar fuese tan rico como la playa donde llegó el Golden West. Sólo en una mañana, un grupo de mineros recogió allí un montón de lodo que contenía oro por valor de más de cien libras esterlinas.

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La industria de las minas de oro en el sur de Tierra del Fuego llegó a su apogeo alrededor de 1893. Había

entonces unos ochocientos hombres que trabajaban en ella, diseminados en pequeños grupos a lo largo de varias playas, casi siempre a merced de las inclemencias del mar. En efecto, só1o valía la pena trabajar en lugares donde el océano mismo había realizado la mayor parte del lavado. Al pie de las rocas conglomeradas, donde las olas rompen, o rompieron en otra época, muy alto, había depósitos de ripio y arena. De ahí se sacaba tan poco oro, que no valía la pena efectuar el lavado, de manera que se desechaba. De treinta centímetros a seis metros debajo de estos depósitos superficiales, se hallaba el lecho de la roca, en el cual el oro se mezclaba con el negro polvo de hierro. Este lodo se recogía cuidadosamente, y se escarbaban todas las cavidades y hendiduras con una cuchara de té o con un cortaplumas. A veces se encontraban pepitas del tamaño de dos o tres libras esterlinas, pero la mayor parte del oro se presentaba en laminillas como escamas de sardina y no mucho más pesadas que éstas. Un centenar de estos “colores” (como se las llamaba) llegaba a valer poco más de un chelín. A veces la cubierta de ripio suelto era tan profunda, que un grupo numeroso de mineros conseguía apenas alcanzar el lecho de la roca antes de que la marea creciente arruinase su trabajo y les impidiese continuar. Un pozo profundo con fondo aurífero despertaba la tentación de minar sus paredes, y más de un minero perdió la vida en esa tarea.

Tragedia en Caleta Lennox. Cerca de cien mineros trabajaban en la caleta Lennox, donde el ripio que cubría el lecho de la roca no só1o tenia muchos metros de profundidad, sino que además era tan inestable que resultaba muy difícil sostener las paredes de los pozos que se iban cavando. Sin embargo, su tarea fue premiada: la capa de fango era tan rica en oro que un grupo de diecisiete hombres extrajo en tres meses setenta kilos de oro, de un valor superior a siete mil libras esterlinas. Supimos que el grupo partiría con su botín hacia Punta Arenas. Al empezar sus trabajos se habían endeudado en algo con nosotros, y como nunca pagaron, Despard se fue en el bote hasta Lennox a cobrarles lo que nos debían, antes de que los afortunados mineros tuvieran tiempo de malgastar, en las diversiones primitivas que Punta Arenas podría ofrecerles, el oro que habían ganado después de tan arduos esfuerzos.

Amenazaba tormenta, y como la costa exterior de la isla Lennox está expuesta a la furia del mar, Despard entró en una ensenada resguardada de la costa. Dejó el bote a la tripulación yagana y atravesó a pie la isla, que en su mayor parte está cubierta de pantanos y malezas, en dirección a la caleta Lennox. Fue bien recibido por un alegre grupo de hombres, algunos de los cuales ya estaban por partir en una goleta anclada mar afuera. Con gusto pagaron su deuda. Los hombres del grupo que estaban por partir, unos ocho o nueve, no podían llegar hasta la goleta. Fallaron varias tentativas de echar al agua un bote ballenero. Por fin, el capitán se zambulló y nadó hasta la costa llevando un cable. En seguida se ató una soga fuerte a la popa del bote ballenero, que no tardó en llenarse de agua. A pesar de esto fue halado sobre la resaca llevando a la rastra a los mineros y al valiente capitán. Una vez que todos estuvieron a salvo a bordo, el bote zarpó hacia Punta Arenas. Al día siguiente, el mar se había apaciguado un poco, y los demás mineros, impacientes por gastar su oro, decidieron partir en un ballenero, ofreciendo transportar a Despard hasta el sitio donde él había dejado a los indígenas. Soplaba entonces viento del oeste, y só1o estarían seguros si rodeaban la isla por el este, pues del otro lado el viento soplaba fuerte. Despard los previno, pero los hombres estaban demasiado contentos con la fortuna adquirida y embriagados, pensando en su futura felicidad, no lo escucharon. Insistieron en su invitación, y mi hermano respondió que iría con ellos con la condición de ser el capitán. Debió parecerles un muchachuelo presuntuoso, pues le contestaron riendo que estaban muy satisfechos con el capitán que llevaban, un excelente hombre diplomado de oficial. Entonces Despard quedó en tierra viéndolos partir. Al virar a toda vela delante del viento, el ballenero ro1ó y al final zozobró. Despard vio a seis de los hombres encaramados sobre el bote luchando por mantenerse a flote. A la distancia parecían pájaros sobre un tronco a la deriva. No pudieron mantenerse mucho tiempo; el viento tomó la vela por debajo y tumbó completamente el bote una vez más. Después de eso, mi hermano só1o pudo ver una figura solitaria agarrada al bote volcado que bogaba mar adentro a la deriva. Nada podía hacerse para salvarlo, y por más fuerte que haya sido, el náufrago no pudo haber sobrevivido en esas aguas heladas. Estos infortunados deben haberse hundido como piedras; es probable que cada uno llevara cosidos a sus ropas más de cinco kilos de peso en oro. Bridges, E. Lucas, 2000. El último confín de la tierra. Editorial Sudamericana, colección Rumbo Sur, 511 pp. ISBN 950-07-1858-8. Capítulo 18, páginas 170-174.

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Trabajos citados en el texto

Auer, V. 1956. The Pleistocene of Fuego-Patagonia. Part I: The Ice and Interglacial Ages. Annales Academiae Scientarium Fennicae, A III Geologica-Geographica 48: 1-226.

Auer, V. 1959. The Pleistocene of Fuego-Patagonia. Part III: Shorelines displacements. Annales Academiae Scientarium Fennicae, A III Geologica-Geographica 60:1-247.

Auer, V. 1970. The Pleistocene of Fuego-Patagonia. Part V: Quaternary problems of Southern South America. Annales Academiae Scientarium Fennicae, A III Geologica-Geographica 100:1-194.

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La Costa de Tierra Del Fuego