ARTÍCULOS

El campo de drumlins, flutes y megaflutes de lago Viedma, Pleistoceno Tardío, provincia de Santa Cruz

 

Juan F. Ponce¹, Jorge Rabassa^1,2, David Serrat³ y Oscar A. Martínez⁴

¹CADIC-CONICET, 9410 Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina, jfponce@cadic-conicet.gob.ar
²Universidad Nacional de la Patagonia-San Juan Bosco, sede Ushuaia.
³Deptartament de Geodinàmica i Geofísica, Universitat de Barcelona, Barcelona, Catalunya.
⁴Universidad Nacional de la Patagonia-San Juan Bosco, sede Esquel.

 

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RESUMEN

Un nuevo campo de drumlins, flutes y megaflutes ha sido identificado en el sector oriental del lago Viedma (49º 48' S, 77º 55' O). En este trabajo se describen y reconocen sus elementos integrantes. Este campo de geoformas subglaciales integra las morenas de fondo de la Última Glaciación. Se ha reconocido un mínimo de 19 drumlins y 199 flutes y megaflutes. Se realizó un estudio morfométrico de detalle sobre una muestra escogida de 101 de estas geoformas. El estudio muestra que los megaflutes son mucho más frecuentes que los flutes y drumlins, lo cual está probablemente relacionado con la dinámica del glaciar que los ha originado y las características de la carga sedimentaria basal. Se han relevado sus orientaciones acimutales por sectores y realizado perfiles longitudinales y transversales obtenidos en el terreno en dos geoformas seleccionadas. Además, se ha determinado que la orientación de los ejes mayores de estas geoformas es casi sub-paralela para cada uno de los sectores, pero varía sustancialmente entre el sector norte (entre N 85º E y N 37º E) y el sector sur (entre N 145º SE y N 133º SE). Esta circunstancia demuestra que las geoformas se han generado en la base del lóbulo finiglacial del Paleoglaciar Viedma, cuando éste abandonaba el valle en el cual estaba confinado y en el cual había modelado la artesa que ocupa actualmente el lago Viedma, para luego expandirse y extenderse hacia el este como un glaciar de piedemonte.

Palabras clave: Geomorfología; Glacial; Patagonia.

ABSTRACT

The drumlin, flute and megaflute field of lago Viedma (Late Pleistocene, Santa Cruz province).

A new drumlin, flute and megaflute field has been identified in the eastern shores of lago Viedma (49º 48' S, 77º 55' W). In this paper, their geomorphological components are identified and described. This subglacial landform field is part of the Last Glaciation ground moraines. A minimum of 19 drumlins and 199 flutes and megaflutes have been identified. A detailed morphometric study has been completed on a selected sample of 101 landforms. The study shows that megaflutes are much more frequent than flutes and drumlins, which is probably related to glacier dynamics and bed load conditions. Their azimuth orientations have been surveyed for each sector and longitudinal and transversal profiles have been measured in the field on selected landforms. In addition, it has been determined that the main axes orientation is almost sub-parallel in each of the identified sectors, but it is substantially different between the northern sector (ranging from N 85º E to N 37º E) and the southern sector (between N 145º SE and N 133º SE). This characteristic demonstrates that the landforms have been generated at the base of the Finiglacial lobe of the Viedma Paleoglacier, when this ice body abandoned the valley where it was confined and in which it had eroded the glacial valley that it is presently occupied by lago Viedma, and afterwards expanding and extending eastwards as a piedmont glacier.

Keywords: Geomorphology; Glacial; Patagonia.

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INTRODUCCIÓN

Los drumlins, flutes y megaflutes son geoformas de génesis subglacial, que constituyen una serie continua, generadas dinámicamente bajo glaciares activos de base templada, cuyo espesor se halla entre 300 y 500 m y que aparecen orientadas en el sentido de movimiento del glaciar. Se consideran drumlins aquellas geoformas en las cuales la relación longitud/ancho (l/a) es menor a 4. Se denominan flutes y megaflutes aquellas geoformas cuya relación l/a es mayor que 4 (Rose 1987). Drumlins, flutes y megaflutes nunca se encuentran aislados, sino que se asocian en grupos que componen campos de estas geoformas. La presencia de campos de drumlins, flutes y megaflutes está representada principalmente en el hemisferio norte (Embleton y King 1975) en zonas afectadas por englazamiento continental durante el Pleistoceno tardío, tales como norte y noreste de los Estados Unidos, Canadá, Gran Bretaña, Irlanda y Escandinavia (Fairbridge 1968, Prest 1983, Mills 1987, Rudberg 1987, Glückert 1973, Hättestrand 1998, Seppälä 2005).

En el hemisferio sur, estas geoformas sólo se han reconocido en la Patagonia austral (Argentina y Chile) según Rabassa (2008). Strelin y Malagnino (1996) describiron morenas aflautadas (fluted moraines) y drumlins en morenas pertenecientes a diversas glaciaciones en el valle del río Santa Cruz. En este trabajo también se describió el corte de un depósito de till que presenta su sección superior drumlinizada. Estos autores realizaron el mapeo del campo de drumlins que se desarrollan sobre las morenas El Tranquilo 1 y El Tranquilo 2, indicando además la forma de abanico que presenta. Ercolano et al. (2004) describieron drumlins y formas drumlinoides de edad Pleistoceno temprano en Estancia Sofía, Provincia de Santa Cruz. Clapperton (1989), Porter (1990) y Meglioli (1992) mencionaron drumlins de edad Pleistoceno tardío en las cercanías de la laguna Cabeza de Mar, en el estrecho de Magallanes. Rabassa et al. (1988, 1990) describieron un campo de drumlins en el área de Estancia Harberton e isla Gable en el canal Beagle (Tierra del Fuego), correspondiente al Ultimo Máximo Glacial (UMG), ca. 24.000 años cal. A.P. (Rabassa 2008). En esta región, otro campo de geoformas drumlinoides ubicado en punta Moat (extremo este de canal Beagle) está siendo estudiado por D. Serrat y J.F. Ponce (en preparación). Drumlins también han sido reportados en Antártida (Rabassa 1987, Sawagaki y Hirakawa 1997, entre otros).

En lago Viedma, la existencia de un campo de drumlins y otras geoformas subglaciales fue mencionada por primera vez por Wenzens et al. (1997) quienes lo incluyeron como "fluted moraine" en un mapa geomorfológico del sector este del río Guanaco, en la cabecera del lago Viedma. Estas geoformas no fueron descriptas ni analizadas en detalle. Así mismo, éstas aparecen en los mapas publicados por Glasser et al. (2008), pero en dicha contribución no se discuten sus características, génesis ni edad.

En el presente trabajo se da a conocer un mapa detallado de la totalidad del campo de drumlins, flutes y megaflutes del lago Viedma, junto a una descripción de los elementos componentes de estas geoformas mediante observaciones de campo, análisis de imágenes satelitales y confección de perfiles topográficos.

MARCO GEOLÓGICO

El lago Viedma se encuentra ubicado en el sector sudoeste de la provincia de Santa Cruz, al pie de la cordillera de los Andes (Fig. 1). Este lago presenta una superficie aproximada de 1200 km², un perímetro cercano a 247 km y una longitud máxima de 78 km con rumbo N 110º SE. Su ancho varía entre 20 y 12 km aproximadamente. A través del río la Leona, ubicado al este del lago, el mismo drena sus aguas hacia el lago Argentino, localizado 40 km al sur. En el extremo oeste del lago se encuentra el glaciar Viedma, de unos 90 km² de superficie y un largo aproximado de 16 km. Este glaciar se desprende del campo de hielo patagónico con una orientación N 125º SE y termina en el lago con una orientación N 15º. Dos fiordos, de aproximadamente 12 y 8 km de longitud respectivamente, se desarrollan en los extremos sudoeste y noroeste del lago.

Figura 1: Ubicación campo de drumlins lago Viedma, con la subdivisión en tres zonas: norte, centro y sur en base a la orientación de las geoformas y ubicación del perfil estratigráfico La Leona.

A lo largo de las márgenes norte y sur del lago afloran rocas sedimentarias marinas del Cretácico medio, correspondientes a las formaciones Río Mayer, Lago Viedma, Puesto El Álamo, Anita y Chorrillos. Estas rocas conforman las principales colinas que rodean por el norte y sur la cuenca del lago Viedma, con alturas máximas cercanas a los 1400 m s. n. m. Se trata en general de areniscas y pelitas portadoras de fauna fósil de ambientes de plataforma que gradan a sistemas deltaicos y fluviales (Panza et al. 2003). Al norte del lago se presentan basaltos correspondientes al ciclo basáltico del Mioceno tardío-Plioceno temprano. Estos basaltos dan origen a varias mesetas, entre ellas la meseta Desocupada (1000 m s. n. m., Fig. 1). Esta meseta está conformada por más de 15 coladas de basaltos con una potencia general de más de 180 m (Panza y Franchi 2002). Las coladas basales están derramadas sobre sedimentitas cretácicas, en tanto que las superiores están interestratificadas con niveles de till y otros depósitos glaciarios (Mercer 1976). Dataciones radimétricas presentadas en Mercer et al. (1975) arrojaron valores de 3,48 a 4,3 Ma para esta serie de coladas. Hacia el extremo oeste, en el sector cordillerano del lago Viedma se desarrolla el Complejo El Quemado de edad jurásica media a superior. Se trata de volcanitas de arco a retroarco compuestas por rocas lávicas (andesitas, dacitas y riodacitas) y rocas piroclásticas (ignimbritas y tobas de caída) (Riccardi 1971, Panza y Haller 2002). Estas rocas yacen en discordancia angular sobre rocas del Paleozoico de la Formación Río Lácteo (sedimentitas y leptometamorfitas de prisma de acreción (Panza et al. 2003). Gruesos mantos de till y depósitos morénicos generados como consecuencia de los sucesivos eventos glaciarios del Plio-Pleistoceno cubren a las sedimentitas cretácicas y se intercalan con los basaltos pliocenos.

Glaciaciones en lago Viedma: aspectos generales

Son escasos los trabajos realizados hasta el momento sobre la historia glacial del área del lago Viedma (Caldenius 1932, Feruglio 1950, Mercer et al. 1975, Wenzens 1999, 2000 y Wenzens et al. 1996). Estos estudios sugieren el desarrollo de glaciaciones pedemontanas de edad pre-Pleistoceno, al igual que en el lago Buenos Aires (46°29'S, 71°23'O Mercer 1976; Malagnino, 1995, Ton-That et al. 1999). Malagnino (1995) describió por primera vez glaciaciones pedemontanas en la cuenca del lago Buenos Aires. En este trabajo el autor describió y mapeó a un sistema morénico de 10 a 12 km de ancho y un espesor de 30 metros compuesto por morenas de empuje y cizalla con estructuras glacitectónicas. Glaciaciones pedemontanas han sido también descritas en los lagos Argentino (51°15'S, 72°25'O, Strelin 1995) y San Martín (49°08'S, 72°19'O; Glasser et al. 2011).

Como en otras regiones patagónicas, Caldenius (1932) distinguió en el área del lago Viedma cuatro avances glaciarios, siendo por lo menos tres de ellos (Daniglacial, Gotiglacial y Finiglacial) asignados a la Ultima Glaciación. Wenzens (1999, 2000) reconoció para el área del lago Viedma y valle del río Shehuen ocho avances glaciarios durante el Plioceno y Pleistoceno. Las denominadas glaciaciones 6 a 8 corresponden al Plioceno tardío (3.0-2.25 Ma), Pre-Gran Glaciación Patagónica (Pre-GGP, siguiendo el modelo de Coronato et al. 2004), la Glaciación 5 sería correlacionable con la GGP (Rabassa y Coronato 2002) y las Glaciaciones 1-4 serían de edad Post-GGP (según Coronato et al. 2004), siendo la última de ellas correspondiente a la Última Glaciación.

En lago Argentino, Strelin y Malagnino (1996) y Strelin et al. (2011) presentaron una actualización de las edades de las morenas Tardiglaciales Puerto Bandera y describieron y mapearon las morenas El Tranquilo 1 y El Tranquilo 2, ubicadas en el extremo oriental del lago, que se asignaron a estadiales de la Última Glaciación.

Panza et al. (2003), en su mapa geológico de la provincia de Santa Cruz, indicaron la existencia de depósitos de till hacia el este del lago y sobre sus márgenes norte y sur. Estos depósitos fueron asignados por dichos autores a los eventos Inicioglacial, Daniglacial, Gotiglacial y Finiglacial, en el sentido de Caldenius (1932).

Depósitos glaciarios asignados a glaciaciones de edad pliocena (> 3.0 Ma, glaciaciones 6 a 8 del esquema de Wenzens 2000, pre-GGP en el esquema de Coronato et al. 2004) fueron encontrados debajo de mesetas basálticas a elevaciones superiores a los 800 m s.n.m. y sobre mesetas de rocas sedimentarias hacia los 450 y 50 m s.n.m. (Rabassa y Coronato 2002). Mercer et al. (1975) realizaron dataciones radimétricas (K/Ar, roca total) sobre coladas basálticas interestratificadas con till ubicadas sobre la margen norte del lago Viedma. Los datos obtenidos a partir de estas dataciones indican la existencia de una importante glaciación hace aproximadamente 3 Ma. Rabassa y Coronato (2002) interpretaron estos depósitos de till intercalados con basaltos como el resultado de avances glaciarios Pre-GGP cuyos arcos morénicos han sido erosionados por glaciaciones posteriores. Según Rabassa y Coronato (2002), los límites de la glaciación Post-GGP 1 están representados por la morena terminal de la Glaciación 4, a 350 m s.n.m. cuya edad radimétrica sería más joven que 2.25 Ma (Wenzens et al. 1996; Wenzens 2000). La sucesión de arcos morénicos que rodean la margen este del lago Viedma corresponden a las Glaciaciones 3, 2 y 1 o Último Máximo Glacial (UMG, Rabassa y Coronato 2002), ocupando la posición dada por Caldenius (1932) al evento Gotiglacial.

Wenzens y Wenzens (1998) reconocieron tres avances del Paleoglaciar Viedma durante el Tardiglacial (o "Late Glacial", i.e., 15-10 ¹⁴C ka B.P.), los cuales no fueron datados. Por último, Wenzens (1999) reconoció en los valles de los arroyos Cóndor y Guanaco la existencia de cuatro arcos morénicos representando tres avances glaciarios durante el Tardiglacial.

METODOLOGÍA

El mapeo e inventario de geoformas glaciogénicas presentados en este trabajo se realizó mediante el análisis de imágenes satelitales y modelos de elevación digital del terreno del sensor Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), 22_22 con un pixel de 90 x 60 m de resolución. Algunas mediciones altimétricas y planimétricas de las geoformas analizadas, tales como longitudes, orientaciones, pendientes, alturas absolutas y relativas, etc., así como los modelos tridimensionales de algunas geoformas, mapas topográficos, perfiles transversales y longitudinales fueron realizados a través del programa Global Mapper 10.

El trabajo de gabinete fue complementado con tareas de campo consistentes, básicamente, en la identificación, medición, descripción y mapeo de depósitos y geoformas glaciogénicas, siguiendo las pautas metodológicas habituales en los estudios de Geología del Cuaternario y Geomorfología glacial. Finalmente se realizaron perfiles longitudinales y transversales de algunas geoformas mediante la utilización de GPS Garmin Summit con altímetro barométrico.

Para la determinación del contenido de materia orgánica en sedimentos se utilizó el Método Davies, el cual consiste en determinar la pérdida de peso de una muestra de sedimento al someterla a una temperatura de 430 ºC en horno-mufla durante 24 h (Davies 1974).

RESULTADOS

Algunos rasgos geomorfológicos en el área de estudio

A lo largo del valle del lago Viedma han sido reconocidos un gran número de morenas y complejos morénicos de tipo laterales, latero-frontales y frontales, que evidencian una extensa historia glacial en el área de estudio. El análisis de imágenes satelitales y modelos digitales de elevación del terreno junto a observaciones de campo y mediciones con GPS permitió realizar un mapeo detallado de la distribución de dichas geoformas a lo largo de tres transectas ubicadas al norte, sur y este del lago (Fig. 2). En el sector norte, sobre la ladera sur de la meseta Desocupada (49°31'26.70"S, 72° 8'39.30"O) fueron identificados tres complejos de morenas a diferentes niveles: 624-585, 506-426, y 400-388 m s.n.m respectivamente (Figs. 2 a, b y 3a) y tres morenas menores ubicadas a aproximadamente 364, 347 y 270 m s.n.m. En este sector las geoformas presentan una gran continuidad lateral y algunos complejos morénicos alcanzan los 15 km de longitud.

Figura 2: a) Mapa topográfico con la distribución de las principales geoformas glaciales en el área de estudio incluyendo el campo de drumlins del lago Viedma; b) Perfil topográfico mostrando el desarrollo de morenas laterales a lo largo del sector norte del lago; c) Perfil topográfico mostrando el desarrollo de morenas laterales a lo largo del sector sur del lago; d) Perfil topográfico mostrando el desarrollo de morenas latero-frontales a lo largo del sector noreste del lago.

Figura 3: a) Morenas laterales ubicadas en el sector norte del lago Viedma (complejo de morenas 2, entre los 624 y 585 m s.n.m.); b) Detalles del campo de drumlins lago Viedma c y d) Presencia de bloques erráticos sobre la superficie de los drumlins; e y f ) Sección estratigráfica estudiada localizada sobre acantilados del río La Leona.

Sobre la margen sur del lago, al pie de una meseta (49°46'14.54"S, 72°21'15.90"O), otros cuatro complejos de crestas fueron reconocidos a diferentes cotas: 634-629, 570-525, 486 y 438 m s.n.m (Figs. 2 a y c). Por debajo de éstos se desarrollan tres crestas menores hacia los 381, 346 y 305 m s.n.m. Las crestas en este sector son difíciles de distinguir en imágenes satelitales y modelos digitales de elevación del terreno. Aparentemente no cuentan con la continuidad lateral que caracteriza a este tipo de geoformas en el sector norte del lago. Sólo el conjunto de crestas menores inferiores muestra una cierta continuidad lateral. Es probable que la morfología de las crestas superiores en este sector se encuentre obliterada por la presencia de procesos de remoción en masa, posiblemente favorecidos por la presencia de niveles marinos arcillosos en el sustrato sobre el cual se apoyan los depósitos glaciogénicos.

Finalmente, hacia el este del lago, a lo largo de una transecta de 20 km de longitud, con rumbo E-O fueron reconocidos cuatro complejos de crestas o morenas frontales (Fig. 2 a y d). El primero de ellos se ubica aproximadamente a 8,4 km del desagüe del lago, estando compuesto por cuatro crestas principales, presentando una altura máxima de 330 m s.n.m. y con un ancho total de aproximadamente 4 km. El segundo complejo, se encuentra a una distancia de 3,7 km del complejo anterior, presenta un ancho cercano a 5 km y está compuesto por dos crestas principales cuya máxima altura alcanza los 350 m s.n.m. El tercer complejo de crestas dista 1,5 km del complejo anterior, presenta un ancho cercano a los 6 km, está compuesto por cinco crestas principales y la altura máxima es de 555 m s.n.m. El último complejo se encuentra a una distancia de 1 a 1,5 km del anterior y está conformado por una única cresta cuya altura es de 360 m s.n.m.

El campo de drumlins, flutes y megaflutes del lago Viedma

A lo largo de la porción oriental del lago Viedma han sido reconocidas un mínimo de 218 geoformas de aspecto drumlinoide (Fig. 3 b, c y d) de las cuales 19 tienen características de drumlins y 199 de flutes y megaflutes. El campo ocupa una superficie total de 140 km² y se ubica al este de dicho lago, a una distancia que varía entre 1,5 y 3,7 km de su costa (Figs. 1 y 2).

Las geoformas aparecen distribuidas en tres zonas principales. La zona norte presenta 98 geoformas, 45 el sector central y 75 el sector sur (Fig. 2). En los sectores centro y sur el campo de drumlins, flutes y megaflutes se encuentra a una distancia mínima de 3,5 km del complejo de morenas frontales correspondientes al UMG (Finiglacial, en términos de Caldenius 1932). En la zona norte, estas geoformas se encuentran sobre el límite interior de dicho estadío glacial.

La altura del campo respecto al nivel del mar varía en cada una de las diferentes zonas: (a) sur, 260 - 280 m s.n.m., (b) centro, 300 - 320 m s.n.m. y (c) norte, 310 - 350 m s.n.m.

Se han realizado perfiles longitudinales y transversales en el terreno con la utilización de GPS a lo largo de geoformas seleccionadas (Fig. 4 a y b). Los perfiles topográficos en dos megaflutes, denominados "A y B" (Fig. 2), muestran una altura relativa para estas geoformas de 15 y 17 m y un ancho máximo de 110 y 160 m. Las pendientes laterales varían entre 25º y 30º. Las pendientes longitudinales presentan un valor máximo de 30º en la cara oeste de las geoformas. Las pendientes del sector este presentan un valor máximo que varía entre 15º y 20º en los primeros 200 a 300 m, luego se produce un importante quiebre de pendiente y las mismas pasan a valores inferiores a 5º. Estos valores se mantienen hasta la porción terminal de las geoformas.

Figura 4: Perfiles topográficos transversales y longitudinales de detalle en: a) Megaflute a; b) Megaflute b

Se realizó un estudio morfométrico de detalle sobre un total de 101 geoformas, las cuales fueron elegidas por su mejor estado de conservación (Cuadro 1 y Fig. 5). El conjunto analizado muestra un largo promedio de 1106 m con un máximo de 3440 m y un mínimo de 82 m. La anchura promedio es de 47 m con un máximo de 155 m y un mínimo de 11 m. La relación largo/ancho promedio (eje a/eje b) es de 22,97. De acuerdo a la clasificación de Rose (1987), entre las 101 geoformas analizadas en detalle el 96% corresponden a megaflutes (a/b > 4 y a > 100 m), el 1% a flutes (a/b > 4 y a < 100 m) y el 3% a drumlins (a/b < 4). La relación ancho/largo promedio (eje b/eje a) es de 0,06. De acuerdo a la clasificación de Muller (1974), el 87 % corresponden a flutes y megaflutes (relación ancho/largo < 0,12), el 10 % corresponde a crestas (relación ancho/largo entre 0,12 y 0,20) y el 3 % son ovoidales (relación ancho/largo entre 0,2 y 0,3). En cuanto al rumbo de estas geoformas, se observa un abanico de direcciones que van desde N 145º SE en el extremo sur a N 38º E en el extremo norte del campo (Fig. 5, Cuadro 1).

CUADRO 1: Inventario de drumlins mapeados en el campo de drumlins lago Viedma.

Figura 5: Orientación de drumlins, flutes y megaflutes y distribución de geoformas por zonas según clasificaciones de a) Rose (1987) y b) Muller (1974).

Sedimentología de las geoformas subglaciales

Se realizaron observaciones sedimentológicas a lo largo de un acantilado sobre la margen este del río La Leona (49°50'23,4"O; 71°59'35,1"S, Figs 1 y 6). En este punto el río corta el extremo sudeste del manto de depósitos glaciogénicos drumlinizados. A continuación se presenta una descripción detallada de uno de los perfiles analizados sobre esta secuencia.

Figura 6: Perfil estratigráfico río La Leona.

En la base del perfil se observa la primera unidad, compuesta por 1,20 m de gravas finas a gruesas, muy redondeadas. Los clastos de mayor tamaño alcanzan los 13 cm de diámetro. El nivel presenta estructura cruzada con secuencias granodecrecientes que van desde gravas medias a finas (Fig. 3 e). Los 20 cm superiores de este nivel de gravas, no presentan estructuras sedimentarias y están conformados por gravas gruesas. Sobre estas se desarrolla una secuencia de arenas medias a gruesas de 1 m de espesor, con estructuras en artesa e intercalaciones de niveles de gravas medias de entre 5 y 15 cm de espesor. Por encima se desarrolla la segunda unidad constituida por (Fig. 3 f) un depósito sin estructuras sedimentarias visibles y está compuesto por clastos redondeados a subredondeados, de 8 cm de diámetro promedio, dispuestos en matriz limo-arcillosa color castaño claro. Intercalados se observan pequeñas lentes de gravas muy finas y arenas. Esta unidad presenta un espesor total de 3,60 m.

Sobre esta segunda unidad se observa una secuencia de aproximadamente 3,30 m de espesor (Fig. 3 f), compuesta por arcillas y limos intensamente laminados con presencia de algunos guijarros muy angulosos de escasos centímetros de diámetro. La parte superior presenta localmente deformaciones. Intercalados en esta unidad aparecen cuatro niveles limosos de color oscuros de 1 a 3 cm de espesor. El primero de ellos se encuentra a 20 cm del contacto con la unidad superior. Estos niveles están separados unos de otros por una distancia vertical que varía entre 0,70 y 1,0 m.

La unidad superior presenta 4 m de espesor y se dispone a través de un contacto erosivo sobre los depósitos de la unidad infrayacente. Este nivel presenta características similares a la segunda unidad del perfil. Esta compuesta por clastos redondeados a subredondeados, de 10 cm de diámetro promedio, dispuestos en matriz limo-arcillosa color castaño claro, sin presencia de estructuras sedimentarias. La sección culmina con un nivel de limos masivos, de 1 m de espesor máximo, color castaño claro.

DISCUSIÓN

El presente trabajo propone un modelo de englazamiento para el área de estudio, tentativo, a partir del reconocimiento, mapeo y análisis de las relaciones espaciales de las distintas geoformas glaciogénicas presentes en el área. Se reconocen 4 posiciones del "paleoglaciar Viedma", de la más antigua a la más moderna sucesivamente menos extendidas hacia el este, indicadas por sistemas de morenas correlacionables con 4 eventos glaciales principales, a saber: Inicioglacial o GGP, Daniglacial o PostGGP 1, Gotiglacial o PostGGP 2 y Finiglacial o Última Glaciación. (Fig. 2). Estos límites glaciales están representados por morenas laterales en el sector norte y por morenas laterofrontales y frontales en el sector este del lago. Sobre la margen sur se identificó, también, un grupo importante de morenas laterales cuyo mapeo y correlación es más dificultosa debido a que el mismo ha sido significativamente afectado por procesos de remoción en masa, posiblemente durante el Holoceno. A unos 50 km al oeste de estas unidades glaciogénicas, en proximidades del extremo occidental del lago, aparecen morenas marginales asignables a 4 o 5 reavances y/o estabilizaciones del hielo durante el Tardiglacial, en acuerdo con observaciones de Wenzens (1999). Sin embargo, estas morenas más internas han sido mapeadas como Finiglaciales por Panza et al. (2003), en la hoja geológica de la provincia de Santa Cruz y, de esta manera, los depósitos interpretados como Gotiglacial por los autores citados, coinciden con aquellos asignados a una edad Finiglacial en el presente trabajo. Aproximadamente 40 km al sur del lago Viedma, se halla el amplio valle transversal labrado por el paleoglaciar del lago Argentino. Este valle presenta características similares a las del lago Viedma (posición longitudinal, tamaño, forma y distancia del área de aporte) que permiten realizar una comparación confiable entre ambas secuencias glaciales. Así, debe mencionarse que tanto Wenzens (1999) como Strelin y Malagnino (2000) y Strelin y Denton (2005) proponen una edad Tardiglacial (entre 13.000 y 10.390 años C¹⁴) para las morenas de punta Bandera en lago Argentino, ubicadas en sectores internos del valle en una posición longitudinal similar a las equivalentes para el lago Viedma. Sin embargo, Strelin et al. (2011) actualizan y ajustan esta edad en 11,100 ± 60 años C¹⁴ A.P. (12,990 ± 80 años cal A.P.). En el mismo sentido, en el mapa geológico de Panza et al. (2003), los depósitos glaciogénicos que yacen sobre el extremo oriental del lago Argentino son, a nuestro entender, correctamente asignados al Finiglacial de Caldenius (1932).

Según el esquema glacioestratigráfico aquí presentado, entonces, el campo de drumlins, flutes y megaflutes ubicado al este del lago Viedma, inmediatamente al poniente de las morenas frontales Finiglaciales, habría sido labrado durante este gran evento glacial sobre drift basal de esa misma edad. Dentro de este grupo de formas positivas y alargadas se observa un claro predominio de megaflutes. Rose (1987) asoció tentativamente la presencia de formas elongadas (flutes y megaflutes) con un flujo de hielo de tipo divergente. Este tipo de flujo es característico de las zonas de lóbulo terminal de glaciares de tipo pedemontano. Asimismo, existe una relación directa entre espesor de hielo y tamaño de las formas de fondo. Aquellas formas de fondo de gran tamaño (megaflutes, megadrumlins) implican un mayor espesor de hielo (Rose 1987), por lo tanto su formación se asociaría a un momento de máximo desarrollo glacial. Por otro lado, Chorley (1959) sugiere que formas glaciogénicas de fondo alargadas implican tanto alta velocidad del flujo del hielo como reducida resistencia a la deformación del material, debido a la naturaleza de la carga sedimentaria basal.

La sección estratigráfica analizada en un corte a lo largo del frente sudeste del campo de drumlins, flutes y megaflutes (Fig. 6) muestra una secuencia glacial progradante, integrada por depósitos glaciofluviales asociados a un frente glacial activo, seguido por un nivel de till correspondiente con un momento de estabilización de un frente glacial en franco avance, continúan niveles glaciolacustres con presencia de delgadas capas portadoras de materiales orgánicos, con un contenido cercano al 1,5%, posiblemente relacionados con otro momento de estabilización glacial, en el cual un cuerpo de agua proglacial tuvo momentos de somerización con formación de pequeñas turberas, probablemente en contacto con el hielo, como las observadas en el lago Fagnano, Tierra del Fuego (Bujalesky et al. 1997, Espinosa 2008). Finalmente un nuevo reavance glacial sepultó estos niveles lacustres y depositó un nuevo nivel de till. El material drumlinizado estaría compuesto principalmente por estas cuatro unidades, la más afectada de las cuales habría sido el till de tipo basal de la porción superior de la secuencia. Este material muestra una gran predominancia de matriz de tipo arcillosa, proporcionando plasticidad y por lo tanto escasa resistencia a la deformación subglacial.

CONCLUSIONES

Sobre la margen oriental del lago Viedma, en el suroeste de la provincia de Santa Cruz, se ha identificado la presencia de un extendido campo de geoformas erosivas de ambiente subglacial, que incluyen tanto drumlins, como flutes y megaflutes, con una amplia predominancia de estos últimos, lo que indica que, en esta posición al momento de su formación, el glacial poseía un gran espesor, la velocidad del flujo era alta y que el hielo actuaba sobre materiales con reducida resistencia a la deformación, fundamentalmente limos y arcillas. Los sedimentos sobre los cuales se generaron estas geoformas subglaciales estarían constituidos principalmente por un till de flujo con alta proporción de matriz arcillosa. Estos materiales finos, de características altamente plásticas, posiblemente provengan de la erosión de las rocas sedimentarias marinas que componen gran parte de la cuenca del lago Viedma.

El modelo glacial elaborado en el presente trabajo propone algunos límites para las 4 glaciaciones principales reconocidas en el valle de este lago: Inicioglacial o GGP, Daniglacial o PostGGP 1, Gotiglacial o PostGGP 2 y Finiglacial o Ultima Glaciación, con la presencia de 4 a 5 reavances o estabilizaciones durante el Tardiglacial. Estos límites han sido reconocidos a partir de la presencia de varios complejos morénicos laterales y frontales a lo largo del sector este del lago Viedma. El modelo permitió a su vez establecer tentativamente una edad correspondiente al Último Máximo Glacial (UMG) para la formación del campo de drumlins, flutes y megaflutes.

Durante los diferentes eventos glaciales ocurridos en el área, el paleoglaciar Viedma tuvo sus nacientes en el Campo de Hielo de Cordillera Principal. Este glaciar fluyó confinado en su valle para luego expandirse y extenderse hacia el este como un glaciar de piedemonte. El campo de geoformas de fondo del lago Viedma se habría generado durante el máximo de la Ultima Glaciación, a partir del modelado de morenas frontales y de fondo cuando el paleoglaciar Viedma se expandía hacia el este al salir de su confinamiento.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue parcialmente financiado por un generoso subsidio de Asociación de Guías de Turismo de la Ciudad de El Calafate, Santa Cruz. Los autores expresan su agradecimiento a Mónica Vaccaro, por sus múltiples esfuerzos para facilitar nuestro trabajo en el área. Asimismo, a los propietarios de la Estancia La Leona por haber ofrecido cordialmente las comodidades del Hotel Paraje La Leona durante los trabajos de campo, desarrollados en noviembre 2010. Al CONICET y al CADIC, por haber facilitado el vehículo y equipamiento para realizar las tareas de campo. A Ramiro López (Laboratorio de Geomorfología y Cuaternario, CADIC), por los análisis de contenido de materia orgánica en sedimentos.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 18 de enero, 2012.
Aceptado: 24 de enero, 2013.