ARTÍCULOS

Paleosuelos en Cordones litorales de la formación Caleta Valdés, pleistoceno superior, noreste de Chubut

 

Pablo J. Bouza¹

¹ Centro Nacional Patagónico, CONICET, Puerto Madryn, Chubut, e-mail: bouza@cenpat.edu.ar

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Resumen

El objetivo de este trabajo es evaluar los cambios climáticos y ecológicos registrados en los paleosuelos de la Formación Caleta Valdés (Pleistoceno superior) y determinar las propiedades pedogenéticas que pueden ser utilizadas como indicadores paleopedológicos. El área de estudio se encuentra en el NE de la provincia del Chubut, en el ámbito de la Península Valdés. La estratigrafía superficial presenta tres unidades de sedimentación que fueron alternativamente edafizadas. El paleosuelo más antiguo (3Btkb-3Bkmb), formado en los depósitos gravosos de los cordones pleistocenos, presenta un mayor contenido de Fe pedogenético -presumiblemente hematita - un predominio de esmectitas y menores contenidos de d13C y de d18O, lo que indica una mayor proporción de plantas C3 y un clima estacionalmente contrastante de tipo mediterráneo (régimen xérico). Considerando que los cordones se habrían depositado en el MIS 5e, la formación del paleosuelo habría ocurrido durante el final de ese piso isotópico interglacial. Este paleosuelo habría sido erosionado y sepultado por episodios sedimentológicos, posiblemente asociados a los procesos periglaciares de los pisos isotópicos 4-2. Estos depósitos constituyeron -conjuntamente con adiciones eólicas- los materiales parentales de un nuevo suelo que evolucionó a la secuencia de horizontes 2Btb-2Btkb-2Bkb-2Ck durante un lapso de estabilidad ambiental. Este evento pedogenético probablemente esté asociado al lapso más húmedo y con marcada estacionalidad de las precipitaciones, ocurrido durante el Tardiglacial - Holoceno temprano, que fue seguido de un período de mayor sequía y aumento de temperaturas durante el Holoceno medio registrado en la región. El tercer evento pedogenético está representado por las secuencias de horizontes A-C.

Palabras clave: Horizontes argílicos; Carbonatos pedogenéticos; Hierro pedogenético; Isótopos estables; Costa Patagónica.

Abstract

Paleosoils in littoral deposits of the Caleta Valdés Formation, Upper Pleistocene, northeastern Chubut
The aim of this study was to evaluate the climatic and ecological changes recorded in the paleosols of Caleta Valdés Formation (Upper Pleistocene), and to determine the soil properties that can be used as paleopedological indicators. The study area is located in northeastern Chubut province (Península Valdés). The surficial stratigraphy presents three depositional units that were alternatively modified by pedogenetic processes. The most ancient paleosols (3Btkb-3Bkmb), formed in littoral gravelly deposits of the Pleistocene, present a higher pedogenetic Fe content, probably hematite, a dominance of smectite clays and lower d13C y de d18O contents, indicating a higher proportion of C3 plants and a seasonally contrasting, Mediterraneantype climate (xeric soil moisture regime). Considering that these littoral deposits could have been formed during MIS 5e, the paleosol might have been developed at the end of this interglacial isotopic stage. This paleosol was probably eroded and covered by sedimentary episodes, probably associated to periglacial processes of isotope stages 4-2. These deposits, along with the eolian deposits, were the parent materials of a new soil that evolved to a 2Btb-2Btkb-2Bkb-2Ck horizon sequence during a period of environmental stability. This pedogenetic event is probably associated to a more humid period, with a marked seasonality in the precipitations that occurred during the late Glacial- early Holocene, followed by a drier period and a temperature increase that was recorded in the region during the mid Holocene. The third pedogenetic event is represented by the A-C horizon sequences.

Keywords: Argillic horizon; Pedogenic carbonates; Pedogenic iron; Stable isotopes; Patagonian coast.

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INTRODUCCIÓN

La reconstrucción de los cambios del nivel del mar ocurridos durante el Cenozoico tardío a lo largo de la costa patagónica, fue realizada a través del estudio morfoestratigráfico de terrazas marinas (Feruglio 1950, Fasano et al. 1983, Codignotto et al. 1992, Rostami et al. 2000). El análisis malacológico de bivalvos y gasterópodos fósiles alojados en los depósitos de estas terrazas, constituyó la base para la reconstrucción paleoclimática de la superficie del mar durante los períodos interglaciares (Aguirre et al. 2008). Sin embargo, son escasos los trabajos orientados a estimar los cambios paleoclimáticos en ambientes continentales, los cuales pueden ser registrados en suelos y paleosuelos desarrollados en dichos depósitos. Shellmann y Radtke (2000) en el área de Bahía Bustamante (centro-este de la provincia del Chubut), establecieron solamente relaciones crono y pedoestratigráficas para diferenciar las terrazas marinas del Holoceno medio, con desarrollo de Regosoles cálcicos (¿Haplocalcids?) de las terrazas de los períodos interglaciares Último y Penúltimo, con formación de Cambisoles (¿Cambids?). En Bahía Bustamante y en Camarones -este último ubicado a pocos kilómetros al norte del primer sitio- Sauer et al. (2007) realizaron estudios edáficos en diferentes cordones litorales holocenos (cronosecuencias) utilizando la combinación de edades 14C en conchillas con variables edáficas tiempo-dependientes (cronofunciones) como: pH, carbono orgánico, carbonatos y diferentes índices de meteorización-lixiviación (relaciones molares entre elementos mayoritarios y Zr).
En el extremo oriental de la Península Valdés (NE de Chubut), se localizan una serie de terrazas marinas compuestas por cinco sistemas de acreción de cordones litorales, los cuatro más antiguos (sistemas I-IV) del Pleistoceno tardío y el más moderno (sistema V) del Holoceno medio (Fasano et al. 1983). Al conjunto de cordones pleistocenos, Haller et al. (2000) los denominaron Formación Caleta Valdés, ubicadas a una altitud entre 17 y 15 m snm, mientras que a la terraza holocena, entre 5 y 8 m snm, como Formación San Miguel. Rostagno (1981) y Bouza et al. (2002) realizaron estudios pedológicos en los cordones litorales pleistocenos, donde los suelos fueron clasificados como Natrargids. En esos relevamientos se identificaron paleosuelos enterrados y exhumados. Sobre la base de un estudio en calcretas pedogenéticas formadas en el sistema IV, se concluyó que las mismas se habrían formado durante el piso isotópico 5a o 5c (Bouza 2012).
En el presente trabajo se dan a conocer nuevos datos edáficos con el objetivo de evaluar los cambios climáticos y ecológicos registrados en los paleosuelos de la Formación Caleta Valdés y determinar las propiedades pedogenéticas que puedan ser utilizadas como indicadores paleopedológicos.

MARCO GEOLÓGICO Y GEOMORFOLÓGICO

El área de estudio se encuentra en el extremo noreste de la provincia del Chubut, en el ámbito de la Península Valdés. La Figura 1 muestra la distribución de las unidades geomorfológicas que circundan al área de estudio.

Figura 1: a) Bosquejo geomorfológico de la región que circunda al área de estudio; RP5-RP7: terrazas glaciofluviales y fluviales de los Rodados Patagónicos (Plio-Pleistoceno), CV: Formación Caleta Valdés; b) Detalle del área de estudio; I-IV: sistemas de cordones litorales pleistocenos de la Formación Caleta Valdés. V: cordones litorales holocenos de la Formación San Miguel. Ambiente de Piedemonte: Escarpas de erosión, pedimentos de flanco y litorales, bajadas aluviales. Erosión marina: acantilados activos y plataformas de erosión de ola. Acreción marina: playas de arena y grava.

En los acantilados activos y plataformas de abrasión de ola asociadas afloran las sedimentitas marinas de la Formación Puerto Madryn de edad miocena media (Haller 1979). Esta unidad está constituida por intercalaciones de areniscas finas grises y amarillentas, pelitas y limolitas blanquecinas y por potentes espesores coquinoideos con matriz arenosa o limosa.
La Formación Puerto Madryn está cubierta discordantemente por los depósitos de los Rodados Patagónicos (Fidalgo y Riggi 1970), formando amplias planicies fluviales y glaciofluviales plio-pleistocenas, formadas durante las glaciaciones del Neógeno- Cuaternario y depositadas en un ambiente periglaciar árido (Mercer 1976). En la Península Valdés, los Rodados Patagónicos se extienden ampliamente a 50 m s.n.m., observándose sólo algunas superficies relictas a 90 m s.n.m. Los depósitos de esta unidad están compuestos por gravas, principalmente de composición volcánica ácida, con matriz arenosa.
Se denomina Formación Caleta Valdés (Haller et al. 2000) a una serie de terrazas marinas del Pleistoceno superior, ubicadas en el extremo oriental de la Península Valdés a una altitud entre 17 y 15 m snm. Esta formación está constituida por cuatros sistemas de terrazas que fueron descriptas por Fasano et al. (1983), las cuales fueron designadas, desde la más antigua a la más moderna, con número romanos de I a IV. Estas terrazas marinas pleistocenas están formadas por sucesivos cordones litorales de gravas obladas (discoidales) medianas y gruesas con matriz arenosa. Sobre valvas de Mytilus en posición de vida, colectadas en las terrazas I y II, Rostami et al. (2000) obtuvieron edades Th/U entre 126 y 115 ka respectivamente y edades ESR (electron spin resonance) de 132 ka también en el sistema I. Estos autores asignaron este episodio transgresivo al piso isotópico marino MIS 5e correspondiente al Último Interglacial.
La Formación San Miguel fue definida por Haller (1981) para indicar los depósitos de gravas medianas a gruesas, acompañadas por fragmentos de bivalvos, que conforman los cordones litorales del Holoceno medio. En el área de estudio esta unidad se extiende al este de los cordones pleistocenos de la Formación Caleta Valdés y está compuesta por dos espigas de barrera, una de mayor desarrollo que se extiende de norte a sur (28 km) y otra más pequeña de sur a norte (2 km). Estos cordones litorales conforman el sistema V de Fasano et al. (1983).
En el área de estudio la precipitación media anual es de 246 mm y la temperatura media anual de 12,5 °C. La vegetación consiste en una estepa arbustiva herbácea compuesta principalmente de Chuquiraga avellanedae y Stipa tenuis.

MATERIALES Y MÉTODOS

La delimitación de las unidades geomorfológicas se realizó mediante el análisis de fotografías aéreas a escala 1:60.000 (SGN) e imágenes satelitales (Fig. 1).
En los cuatro sistemas de cordones litorales pleistocenos de la Formación Caleta Valdés se efectuaron calicatas en los sistemas I, II y IV, siendo este último el que presentó mejor exposición de paleosuelos y materiales parentales y en el que se intensificaron los estudios paleopedológicos. Las descripciones morfológicas de los perfiles edáficos se realizaron según Schoeneberger et al. (2002) y la clasificación de los suelos se efectuó según Soil Survey Staff (1999).
El análisis de la distribución de tamaños de partículas se realizó por el método de la pipeta, previa eliminación de materia orgánica con H₂O₂ al 30% y de carbonatos y sales solubles con acetato de sodio ajustado a pH 5 (Gee y Bauder 1986).
El contenido de carbonato de calcio equivalente se realizó por gravimetría (U.S. Salinity La boratory Staff 1954).
Con el fin de evaluar la mineralogía de los óxidos hidratados de hierro y el proceso de rubefacción, se determinaron los contenidos de hierro pedogenético. El hierro libre total (Fed) se extrajo con ditionito-citrato- bicarbonato y el hierro amorfo y pobremente cristalino con solución de oxalato amónico (Jackson et al. 1986). La mineralogía total de los suelos fue estimada por DRX mediante la técnica del polvo al azar; mientras que para la fracción arcilla la técnica fue la de agregados orientados libres de carbonatos y sales solubles (Besoain 1985, Whiting 1965). El instrumento utilizado fue un Philips PW-1700 con radiación de CuKα. Las muestras de arcillas orientadas fueron preparadas de acuerdo con los siguientes tratamientos: 1) saturadas con Mg y secadas al aire, 2) saturadas con Mg y solvatadas con etilenglicol y 3) saturadas con dimetilsulfóxido (Besoain 1985)
Con el fin de determinar la génesis de las acumulaciones de carbonatos, se efectuaron observaciones submicroscópicas mediante un microscopio electrónico de barrido (SEM) Jeol JSM 6460 LV y las calcificaciones fueron corroboradas por un microanalizador EDAX PW7757/78 (Xray energy-scattering micro-analyzer). Los análisis isotópicos de d13C y d18O en los carbonatos pedogenéticos fueron efectuados en el INGEIS, siguiendo las técnicas de McCrea (1950) con modificaciones posteriores (Panarello et al. 1980, Linares et al. 1982). Las mediciones se realizaron en un espectrómetro de masas de triple colector, Finnigan MAT Delta S. Todos los datos se expresan como la desviación convencional d (‰), referido al patrón estándar VPDB (Vienna PeeDee Belemnite). Para ambos isótopos el error analítico es 0.1 ‰ (±2 σ). La proporción de plantas C4 fue estimada a partir del d13C del carbonato del suelo mediante la ecuación de Wang y Zheng (1989):

C4= (11,9 + d¹³C _CaCO3)/14.

Para este trabajo la paleotemperatura se estimó utilizando los valores de d18O de los carbonatos del suelo, según la ecuación de Dworkin et al. (2005):

-0,50T3 + (d¹⁸O _CaCO3 (VSMOW) + 152,04)T2 - 2,78 x 106 = 0

Donde VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water) es el estándar medio de agua oceánica y la relación entre VSMOW y VPDB es:

d¹⁸O ‰ (VSMOW)= 1,03086 d¹⁸O ‰ (VPDB) + 30,86 (Friedman y O'Neil 1977).

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Propiedades morfológicas, físicas y químicas
El cuadro 1 muestra las propiedades morfológicas, físicas y químicas de los suelos en los sistemas de cordones litorales I, II y IV. El perfil CV-1 fue clasificado a nivel de Subgrupo como Xeric Natrargid (Bouza et al. 2002), mientras que el resto de los perfiles fueron clasificados tentativamente a nivel de Gran Grupo como: Haplargids (CV IV-2, CV I-1 y CV I-2) y Haplocalcids (CV II).

Cuadro 1: Propiedades morfológicas, físicas y químicas de los suelos estudiados.

* Las abreviaturas para las descripciones morfológicas son tomadas de Schoeneberger et al. (2002); estructura: sg grano simple, m masiva, pl laminar, pr prismática, sbk bloques subangulares; tamaño: vf muy fina, f fina, m mediana, c gruesa; grado: 1 débil, 2 moderado, 3 fuerte; límites, definición: a abrupto, g gradual; topografía: w ondulada, s plana, i irregular.

En el perfil CV IV-1 (Fig. 2) se observa una secuencia completa de la estratigrafía superficial, representada por tres unidades de sedimentación que fueron alternativamente edafizadas. Excepto en los suelos descriptos en el sistema I (CV I-1 y CV I-2), el resto de los perfiles presentan un suelo enterrado (3Btkb) formado en la parte superior de los depósitos de gravas de los cordones litorales pleistocenos. La base del perfil presenta una costra petrocálcica 3Bkmb, de estructura laminar gruesa y consistencia dura (Fig. 3a). Se observan además evidencias de desplazamientos de gravas por crecimiento autigénico de calcita. El origen pedogenético de estas acumulaciones fue establecida por Bouza (2012) y corroborada en este trabajo mediante observaciones submicroscópicas donde se reconocieron diversos microorganismos calcificados (Fig. 3b) y abundantes cristales euhedrales y subhedrales romboédricos de calcita micrítica (Fig. 3c). Entre los microorganismos calcificados se reconocieron agujas de calcita en las paredes de huecos, las cuales se producirían por actividad bacteriana o dentro de paredes fúngicas, durante la descomposición de la materia orgánica o por deficiencia de humedad del suelo (Cailleau et al. 2009). Los microorganismos calcificados corresponden a la fábrica de tipo beta, mientras que los cristales romboédricos de calcita micrítica corresponden a la fábrica de tipo alfa, (Wright 1990).

Figura 2: Secuencia de horizontes, unidades de sedimentación y paleosuelos del perfil CV IV-1.

Figura 3: Horizonte 3Bkmb del perfil CV IV-1; a) estructura laminar con evidencia de desplazamiento de gravas por crecimiento autigénico de calcita; b) agujas de calcita (microorganismos calcificados); c) cristales ehuedrales y subhedrales romboédricos de calcita micrítica.

El horizonte 3Btkb que sobreyace, es gravoso con una matriz predominantemente arcillosa de color castaño rojizo y con abundantes recubrimientos arcillosos sobre gravas lo que indica un intenso proceso de iluviación. Se observan además, frecuentes recubrimientos calcíticos sobre gravas de tipo pendants y como puentes o rellenos intersticiales entre gravas.
Este horizonte habría sido erosionado y enterrado por otro material parental (unidad de sedimentación 2) que luego evolucionó a la secuencia de horizontes 2Btb- 2Btkb-2Bkb-2Ck. Este evento erosivo podría estar relacionado con los procesos periglaciares de la Glaciación Llanquihue (Mercer 1976), episodio que fue identificado como del ciclo glacial Würmiense por Schellmann y Radtke (2000) en cordones litorales del MIS 5e de Bahía Camarones. En la Figura 4 se observan algunas evidencias morfológicas criogénicas como posibles cuñas de hielo.

Figura 4: Rasgos morfológicos criogénicos periglaciares de la Glaciación Llanquihue (pisos isotópicos 4-2); las flechas indican posibles cuñas de hielo; IV: sistema cuatro (Formación Caleta Valdés); V: sistema cinco (Formación San Miguel)

El material parental de esta secuencia está constituido por gravas discoidales finas y gruesas diseminadas en una matriz de tierra fina. Asumiendo que los horizontes A-C son de origen eólico (Bouza et al. 2005, 2007), se realizó la comparación de las fracciones arena (fracción inmóvil o esquelética) de estos horizontes con los de la secuencia de horizontes de la unidad 2. La Figura 5 muestra la distribución de tamaños de partículas de las arenas (normalizadas al 100 %). En este análisis de similitud se incorporaron datos de horizontes A-C de suelos que circundan al área de estudio (Bouza et al. 2005). Se observa un predominio de las fracciones de arena fina (250- 100 μm) y muy fina (100-50 μm) y una gran similitud de la fracción inmóvil entre horizontes, por lo que el material parental de la secuencia 2Btb-2Btkb-2Bkb-2Ck (unidad de sedimentación 2) tiene una componente importante por influjo eólico.

Figura 5: Curvas acumulativas de las fracciones arena normalizadas al 100 %; AMG: arena muy gruesa (2000-1000 μm); AG: arena gruesa (1000-500 μm); AM: arena media (500-250 μm); AF: arena fina (250-100 μm); AMF: arena muy fina (100-50 μm).

Las acumulaciones de carbonatos de calcio en esta secuencia, se presentan diseminadas en la matriz del suelo o formando nódulos friables.
En la Figura 6 se indican los contenidos de carbonatos de los perfiles estudiados. La distribución del contenido de carbonato en las secuencias de horizontes de la unidad de sedimentación 2 es asimétrica en profundidad. La parte superior de la zona calcretizada muestra una máxima acumulación, disminuyendo en profundidad. La máxima acumulación generalmente ocurre en el límite textural dado entre los depósitos de gravas y la fracción de tierra fina (<2 mm). En el perfil CV IV-1 el horizonte 3Bkmb indica la máxima profundidad de lavado de carbonatos del paleosuelo de la unidad de sedimentación 3

Figura 6: Distribución en profundidad de los contenidos de carbonatos (línea continua) y gravas (línea de guiones) de los suelos estudiados.

Propiedades mineralógicas de la fracción arcilla
Los análisis de DRX se realizaron sobre el perfil CV IV-1 (Fig. 7). La illita fue identificada por sus característicos picos de 10,0Å (001) y 5,0Å (002). Este mineral predomina en los horizontes A, C y 2Btnb. En estos horizontes superficiales y subsuperfiPaleosuelos en cordones litorales 7 ciales las esmectitas presentan picos en un amplio rango de reflexiones formando una meseta junto con minerales interestratificados irregulares 2:1 e illita. Los horizontes 2Btnb-2Btknb-2Btknb-2Ck- 3Btkb-3Bkmb presentan picos muy bien definidos en la región 14-15 Å (001), los cuales se expanden luego del tratamiento con etilenglicol a la región 16-18 Å, indicando el predominio de esmectitas. La caolinita se identificó en pequeñas cantidades y en general disminuye su concentración hacia los horizontes más profundos.

Figura 7: Patrones de difracción de rayos X de la fracción arcilla, perfil CV IV-1; E: esmectita; I: illita; K: caolinita; Q: cuarzo, Pl: plagioclasa

Características de los óxidos de hierro pedogenético
La Figura 8 resume la distribución y las relaciones de las formas de hierro pedogenético. El contenido de Feo -que representa ferrihidrita- es mayor en los horizontes superiores, presumiblemente relacionado a la materia orgánica (Fig. 8a), dado que ésta forma complejos con óxidos amorfos de hierro e inhibe la formación de óxidos de hierro cristalinos (Schwertmann y Taylor 1989). La Figura 8b-c muestra las relaciones y la evolución de formas más cristalinas de hierro pedogenético. La relación Feo/Fed (relación de actividad) y la diferencia Fed-Feo (menos activo) son usadas generalmente para indicar el grado de cristalinidad de las formas del hierro pedogenético y la edad de los suelos (Kendrick y McFadden 1996). De acuerdo al color castaño rojizo del paleosuelo 3Btkb-3Bkmb, el óxido de hierro es hematita formada a expensas de ferrihidrita por deshidratación. Este proceso es irreversible y dependiente del tiempo por lo que constituye, al igual que las acumulaciones de carbonatos, no sólo un indicador paleoclimático, sino también cronológico.

Figura 8: Distribución y relaciones de las formas de hierro pedogenético.

Composiciones isotópicas de los carbonatos pedogenéticos
La composición isotópica d¹³C y d¹⁸O de los carbonatos pedogenéticos es muy utilizada como indicador de la influencia del clima sobre la génesis de los suelos (Cerling 1984). Esta composición refleja la composición isotópica del CO₂ del suelo, la cual se relaciona a su vez con el d¹³C de la biomasa, principalmente con las comunidades locales de vegetación (plantas con mecanismos de fotosíntesis C3 y C4). Con respecto a la composición isotópica del d¹⁸O del carbonato pedogenético, existe una buena correlación entre ésta y la del agua de precipitación local (Cerling y Quade 1993), la cual es determinada por la temperatura.
El Cuadro 2 muestra los valores de isótopos estables obtenidos en diferentes tipos morfológicos de las acumulaciones cálcicas y las estimaciones de las proporciones de plantas C3 y C4 y de las paleotemperaturas.

Cuadro 2: Composiciones isotópicas de las acumulaciones de carbonatos, proporción de plantas C4 y paleotemperaturas estimadas de los suelos estudiados.

* Estimaciones según ecuación de Dworkin et al. (2005).

Considerando el esquema del perfil CV IV-1, se distinguen tres grupos bien diferenciados: el paleosuelo castaño rojizo enterrado correspondiente a los horizontes 3Btkb-3Bkmb, los horizontes 2Btkb- 2Bkb y los horizontes 2Ck que separan estas dos secuencias (Figs. 9 y 10).

Figura 9: Composiciones isotópicas en carbonatos pedogenéticos, marcadores rellenos d¹³C‰, marcadores vacíos d¹⁸O‰

Figura 10: Valores d¹⁸O‰ (VPDB) vs d¹³C‰ (VPDB) de los carbonatos pedogenéticos estudiados.

En general ocurre un enriquecimiento en d¹³C cerca de la superficie edáfica (< 50 cm) debido a la difusión de CO₂ atmosférico que es más pesado que el CO₂ respirado por las plantas (Liu et al. 1996). Sin embargo, en este estudio se observa en la Figura 9 -excepto en el perfil CV 1-2- una tendencia al empobrecimiento en la composición isotópica del d¹³C, posiblemente debido a un mayor flujo de respiración actual dominado por plantas C3 (d¹³C más empobrecido) y donde ocurre disolución y re-precipitación del carbonato (horizonte 2Btk) formado originalmente por la influencia de comunidades con mayor proporción de plantas C4 (d¹³C más enriquecido). Asimismo, se observa en la misma figura un enriquecimiento en d¹⁸O a partir de los 75 cm de profundidad que responde probablemente al incremento del d¹⁸O del agua del suelo cerca del frente de evaporación (Liu et al. 1996).
En la Figura 10 se observa una aceptable correlación positiva (r2= 0,63 y p< 0,001) entre el d¹³C y el d¹⁸O (Cerling y Quade 1993), lo cual indica una correspondencia entre ensambles de plantas con mayor proporción de C4, tolerantes al estrés hídrico, con altas temperaturas (valores más positivos de d¹³C y de d¹⁸O respectivamente); mientras que una disminución de la temperatura promueve la instalación de plantas C3 (empobrecimiento de d¹³C y de d¹⁸O). No obstante, como se mencionó anteriormente, puede haber una sobrestimación de las temperaturas debida a enriquecimientos en d¹⁸O por una alta tasa de evapotranspiración, por lo que el uso de los isótopos estables proporcionaría cambios paleoecológicos y paleoclimáticos significativos en calcretas pedogenéticas formadas a profundidades que superen al menos los 75 cm de profundidad.

Condiciones paleopedológicas
El paleosuelo observado en el sistema de cordones litorales IV de la Formación Caleta Valdés (secuencias de horizontes 3Btkb-3Bkmb) tiene un color castaño rojizo (5YR5/4) que no es litogénico, sino debido a la presencia de óxidos de hierro pedogenético (hematita) liberados por deshidratación. Esto indicaría -en combinación con el predominio de esmectitas y plantas C3 y temperaturas medias anuales estimadas en ~ 13,5 ºC- que dicho paleosuelo se habría formado bajo un clima estacionalmente contrastante, por ejemplo con régimen xérico (inviernos fríos y húmedos y veranos cálidos y secos). Considerando que la edad de los depósitos de los sistemas de cordones I y II es entre ca 132 a 115 ka correspondiente al MIS 5e, la formación del paleosuelo habría ocurrido presumiblemente durante algunos de los subpisos isotópicos más cálidos posteriores, por ejemplo el 5a (74-85 ka) o el 5c (93 a 105 ka). Este paleosuelo habría sido erosionado y sepultado por uno o más episodios sedimentológicos de tipo coluviales, posiblemente asociados a los episodios periglaciares de la Glaciación Llanquihue (Mercer 1976), que comprende los pisos isotópicos 4-2. Estos depósitos coluviales constituyeron -conjuntamente con adiciones eólicas- los materiales parentales que evolucionaron a la secuencia 2Btb-2Btkb-2Bkb-2Ck durante un lapso de estabilidad ambiental. Este evento pedogenético probablemente esté asociado al lapso más húmedo y con marcada estacionalidad de las precipitaciones, ocurrido durante el Tardiglacial-Holoceno temprano (ca 13 ka - 10 ka) (Galloway et al. 1988, Schäbitz 1991, Schäbitz y Liebricht 1998).

CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos en este trabajo brindaron nuevas herramientas para la interpretación paleoclimática y paleoecológica en los paleosuelos de la Formación Caleta Valdés (períodos interglaciares). El uso combinado de atributos edáficos (morfología, mineralogía de arcillas y de óxidos de hierro pedogenético y composiciones isotópicas en carbonatos pedogenéticos), condujeron hacia la convergencia de las condiciones paleopedológicas registradas. Sin embargo, para concluir este esquema será necesario explorar otros sitios y realizar nuevas determinaciones y dataciones, no sólo de los materiales parentales del paleosuelo 2Btnb-2Btknb- 2Bknb-2Ck, sino también del paleosuelo 3Btkb-3Bkmb, por ejemplo mediante dataciones en carbonatos median te el método Th/U (U-series).

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se realizó con el apoyo de los proyectos FONCyT PICT 2008 Nº 2127 (ANPCyT-FONCyT) y PI Nº 842 (UNPSJB). El autor agradece a las Doctoras Daniela Kröhling y Perla Imbellone y a los Doctores Marcelo Zárate y Jorge Sanabria quienes aportaron valiosísimas sugerencias a este trabajo.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 6 de junio, 2013
Aceptado: 28 de octrubre, 2013