SciELO - Scientific Electronic Library Online

 
vol.21 número2Una visión paleolimnológica de la variabilidad hidroclimática reciente en el centro de Argentina: desde la pequeña edad de hielo al siglo XXIDr. Gualter Chebli: (1940-2014) índice de autoresíndice de materiabúsqueda de artículos
Home Pagelista alfabética de revistas  

Servicios Personalizados

Revista

Articulo

Indicadores

  • No hay articulos citadosCitado por SciELO

Links relacionados

  • No hay articulos similaresSimilares en SciELO

Compartir


Latin American journal of sedimentology and basin analysis

versión On-line ISSN 1851-4979

Lat. Am. j. sedimentol. basin anal. vol.21 no.2 La Plata dic. 2014

 

VOLUMEN ESPECIAL

Cambios históricos en el aporte terrígeno de la cuenca del Río de la Plata sobre la plataforma interna Uruguaya

 

Analía Marrero 1*, Adriana Tudurí 1, Laura Pérez 1,2, Carolina Cuña 3, Pablo Muniz 1, Rubens C. Lopes Figueira 4, Michel Michaelovitch de Mahiques 4, Paulo Alves de Lima Ferreira 4 , Daniela Pittauerová 5,6, Till Hanebuth 5,7, Felipe García-Rodríguez 1,2

1 Oceanografía y Ecología Marina, Facultad de Ciencias, Universidad de la República. Iguá 4225 (11400), Montevideo, Uruguay. amarrero@fcien.edu.uy
2 Centro Universitario Regional Este (CURE), Sede Rocha. Ruta 9 y Ruta 15, Rocha, Uruguay.
3 CICTERRA, Universidad Nacional de Córdoba. Av. Vélez Sarsfield 1611 (X5016GCA), Córdoba, Argentina.
4 Instituto Oceanográfico, Universidade de São Paulo. Praça do Oceanográfico 191 (05508-120) São Paulo, SP, Brasil.
5 MARUM, Center for Marine Environmental Sciences, University of Bremen. Leobener Strasse (28359), Bremen, Germany.
6 Institute of Environmental Physics, University of Bremen. Otto-Hahn-Alle 1 (28359), Bremen, Germany.
7 School of Coastal and Marine Systems Sciences, Coastal Carolina University. South Carolina, USA.

Recibido 19 de noviembre de 2014
Aceptado 21 de julio de 2015


RESUMEN

El Río de la Plata (RdlP) presenta significativas variaciones naturales (hidrodinámicas y oceanográficas) asociadas a diferentes condiciones climáticas. El propósito de este trabajo es inferir los cambios de aportes continentales de sedimentos y su relación con las variaciones hidrológicas del Río de la Plata, a través del análisis de proxies sedimentológicos y geoquímicos en testigos de sedimentos de la plataforma interna uruguaya que registran los últimos 100 años, aproximadamente. A partir de la datación por 210Pb de dos testigos de sedimentos (GeoB 13813-4 y BAR1) se reconstruyó la geocronología del ambiente, y se relacionó con datos de las forzantes climáticas Pacific Decadal Oscillation, El Niño/La Niña Southern Oscillation, Atlantic Multidecadal Oscillation, y las anomalías hidrológicas de los ríos Paraná y Uruguay. Los valores más positivos y estables del Southern Oscillation Index, los cuales corresponden a fases La Niña, se observan en el periodo correspondiente entre 1910-1970, respecto al resto de la serie, donde se aprecia una mayor variabilidad y una tendencia hacia valores más negativos (eventos El Niño). Se hicieron dendrogramas (clustering) jerárquicos para ambos testigos. Para el testigo GeoB 13813-4, se utilizó la relación Ca/Ti y la granulometría, mientras que para BAR1 se recurrió a variables granulométricas y la tasa de sedimentación. El mayor aporte continental hacia la región de la plataforma adyacente al Río de la Plata registrado a partir del año 1970, podría ser el factor principal de los agrupamientos observados en los clusters para ambos testigos. Las agrupaciones mostraron una diferenciación en la década de 1970, lo que estaría asociado al aumento de los caudales de los ríos Paraná y Uruguay, durante las últimas tres décadas del siglo XX. Por otra parte se observa que la granulometría del testigo BAR1 presentó un mayor tamaño de grano y más variabilidad que en el caso del testigo GeoB 13813-4. También se determinó una mayor acumulación de sedimentos a través del tiempo en el cinturón de barro del Río de la Plata (plataforma continental adyacente), comparado con aquel registrado en la Barra del Indio (límite entre zona intermedia y externa del estuario). Estas diferencias podrían estar relacionadas con la influencia del Río de la Plata, el cual genera un ambiente altamente dinámico sobre la Barra del Indio y un ambiente más estable sobre el cinturón de barro en la plataforma continental.

Palabras clave: Geocronología; Anomalías de caudal; Sedimentación; Índices Climáticos; Estuario del Río de la Plata.

EXTENDED ABSTRACT

Historical changes in terrigenous river supply from the Rio de la Plata basin to the inner shelf of Uruguay

The Río de la Plata Estuary (RdlP) is a fluviomarine system that drains into the Southwestern Atlantic Ocean with the Paraná and Uruguay rivers as main tributaries. The estuary is fed by a 3,100,000 km2 catchment area which extends over the territories of Argentina, Paraguay, Brazil, Bolivia and Uruguay (Acha et al., 2008). The RdlP exhibits significant natural decadal- and annual-scale, hydrodynamic and oceanographic variability associated with the Pacific Decadal Oscillation (PDO), the Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO) and the El Niño/ La Niña Southern Oscillation (ENSO) (Depetris and Pasquini, 2007b; Chiessi et al., 2009; Garreaud et al., 2009). Such variability affects the moisture budget over the surrounding continental areas and leads, thus, to changes in the river discharge. PDO is associated with ENSO as both appear to display similar hydrological responses, though their inherent mechanisms are not yet fully understood (Garreaud et al., 2009). In this sense, warm and cold PDO phases strongly resemble El Niño and La Niña events, respectively (Garreaud et al., 2009). During El Niño episodes, an increase in precipitation over the RdlP drainage basin is commonly observed (Boulanger et al., 2005; Camilloni, 2005; Garreaud et al., 2009; García-Rodríguez et al., 2014), and consequently increased Paraná and Uruguay river discharges are displayed (Depetris and Pasquini, 2007a). Campos et al. (1999) have recorded a freshwater plume of low salinity and temperature (32, 18 ºC respectively) associated with an increase in RdlP discharge during the El Niño event of 1997, expanding northwards up to 23ºS. Furthermore, during negative AMO phases it was recorded an increasing trend on the precipitations over the SE South America (SESA) and, as a consequence, a concomitant increase in the Rivers Paraná and Uruguay discharge was recorded, while the opposite pattern was observed during positive phases (Chiessi et al., 2009). The aim of this paper is to infer the link between changes in the delivery of terrigenous sediment to the adjacent Atlantic Ocean with recorded hydrological variability of the RdlP. To achieve this, we used sedimentological and geochemical proxies from two sediment cores, which were retrieved from the inner continental shelf off Uruguay and encompass the past 100 AD. Sediment Core GeoB 13813-4 was taken from the inner-shelf "RdlP paleo-valley mudbelt" (Fig. 1;34°44'13''S, 53°33'16''W) during research cruise M76/3a (Krastel et al., 2012; Lantzsch et al., 2014). Sediment Core BAR1 was retrieved in the innershelf "Barra del Indio" zone (Fig. 1; 35°03'00''S, 56°09'00''W), performed by the Faculty of Sciences, Universidad de la República (Uruguay). For Core GeoB 13813-4, we analyzed the relative abundance of major elements (Ca and Ti) obtained by an X-ray fluorescent sediment core scanner AVAATECH and the Ca/Ti ratio was used to infer continental versus marine influence. This chemical elemental ratio was chosen according to previous successful applications within the Atlantic Ocean (Chiessi et al., 2009; Mahiques et al., 2009; Govin et al., 2012; Bender et al., 2013; Burone et al., 2013). Furthermore, the arithmetic mean grain size distribution was studied from both sediment cores, using the GRADISTAT program (Grain Size Distribution and Statistics Package for the Analysis of Unconsolidated Sediments) version 8 (Blott and Pye, 2001) (Fig. 4). For Core GeoB 13813-4 grain size were obtained by Laser Particle Sizer LS200 and for Core BAR1 were obtained by Malvern Mastersizer 2000 Laser analyser. The chronology from both cores was assessed by 210Pbxs dating (Table 1 and Fig. 2; Appleby, 2001; 2008). For core BAR1 we selected the CRS (Constant Rate Supply) model (which is highly used for estuarine systems), while for GeoB 13813-4 the CFCS (Constant Fluxe: Constant Sedimentation Rate) model was applied (Appleby, 2008; Bernal et al., 2010). In the last case, the decision of using the CF-CS model was due to the lack of a complete 210Pb dataset, which would bring very high sedimentation rates uncertainties (Sanchez-Cabeza and Ruiz-Fernández, 2012). To assess the climatic variability over the past century as inferred from the sediment proxies, we evaluated the climatic indices PDO and Southern Oscillation Index (SOI), of the Joint Institute for the Study of the Atmosphere and Ocean, University of Washington (http://jisao.washington.edu), as well as the AMO from the NOAA (http://www.aoml. noaa.gov/phod/amo_faq.php). We further compared these data with temporal series (encompassing the last century) of the Paraná and Uruguay fluvial discharges (http://www.hidricosargentina. gov.ar/acceso_bd.php), river-flow anomalies were calculated following the approach of Piovano et al. (2004). The generated proxy data were analyzed by running cluster analyses using the stratigraphically constrained Moristia similarity index, in PAST program version 3 (http://folk.uio.no/ohammer/ past/). The generated groups are represented with red lines in figure 3. The sedimentation rate of core GeoB 13813-4 was assumed to be constant with a mean value of 1.3 cm yr-1 (Table 1; Perez Becoña, 2014), while for the sedimentation rate of core BAR1 three groups were observed: 1911-1973; 1976-1984 and 1986-2010. The mean sedimentation rate for the above groups showed an increasing trend from 0.24 ± 0.13 cm yr-1 to 0.31 ± 0.14 cm yr-1 and 0.37 ± 0.10 cm yr-1, respectively. The most positive and stable values of SOI (La Niña events) were recorded during 1910-1970. After 1970, a higher variability and a trend towards more negative values was observed (El Niño events). After the year 2005, very negative SOI values occurred (Fig. 4). PDO showed either negative or close to zero values during the early period 1910-1970 (cold phase). During the subsequent interval, i.e., 1970- 2005, positive values (warm phase) were observed. Regarding with AMO, a positive phase was observed from 1925-1960, followed by a negative phase (1960- 2000), but then a shift to a positive phase until the present was observed. The Paraná river discharge anomalies for the years 1910-1970 were mostly associated with negative values (Fig. 4), while between 1970 and 2010 positive anomalies were documented. Between the years 2000 and 2010, we mostly registered values close to zero. Furthermore, the trends in AMO and SOI indices were negatively associated with the anomalies of both Paraná and Uruguay rivers flows, while PDO index were positive associated with such anomalies. A change in mode polarity observed for PDO and AMO took place by the middle 1970s, in addition to more frequent and intense El Niño events that led to the increased rainfall over SESA (Garreaud et al., 2009). Thus, the increase in rainfall over SESA was concomitant with positive anomalies in the Paraná and Uruguay river discharge rates after 1970 (Camilloni, 2005). In this sense, the Paraná river discharge was 20% higher during the past 30 years than the historical average of the 20th century (Mauas et al., 2008). The results of the cluster analyses groups (Fig. 3) showed a differentiation in both sediment cores that correspons to the beginning of the 1970s, which could be associated with the increasing discharge trend recorded for the Parana and Uruguay rivers over the last three decades. The increase in RdlP discharge led to a higher accumulation rate of terrigenous sediments, as inferred from the high sedimentation rate and mean grain size (BAR1), and the lowest Ca/ Ti ratio (GeoB 13813-4), and explains both the spatial and temporal sedimentological and geochemical variability. Ca/Ti ratio in the RdlP was successfully used to infer marine vs. continental influence, as Ti is associated with a continental RdlP discharge, while Ca is associated with autochthonous marine productivity (e.g. foraminifera, Burone et al., 2013). Thus, the highest continental sediment supply to the inner continental shelf is observed in GeoB 13813-4 after 1970, associated with a decrease in the Ca/Ti ratio (Fig. 4). Regarding with Core BAR1 the grainsize distribution and the sedimentation rate were both associated with the estuarine hydrodynamic changes. After 1970, the highest and most variable sedimentation rate and mean grain size was found, probably associated to an increase in both the Paraná and Uruguay river discharges during the past three decades, while the lowest and more stable sedimentation rates and mean sediment grain size recorded before 1970, is indicating a reduced RdlP freshwater supply to the study area. This study shows that both sediment cores contain a distinct continental runoff record as the result of climatic changes (PDO, AMO and ENOS), which have influenced the precipitation patterns over SESA. Both sites reflect similar responses to these environmental changes for the last 100 yr in continental terrigenous sediment supply from the RdlP watershed towards the inner continental shelf. We conclude that it is possible to assess the temporal? RdlP discharge patterns variability within the estuarine and adjacent oceanic area through the study of terrigenous proxies from sediment cores retrieved within the continental shelf.

Keywords: Geochronology; River Flow Anomalies; Sedimentation; Climate Indices; Río de la Plata Estuary.


 

INTRODUCCIÓN

La evolución ambiental de los sistemas acuáticos de largo plazo puede estudiarse a partir de perfiles en testigos sedimentarios (Henderson, 2002). Los perfiles de sedimentos contienen proxies biológicos (i.e. diatomeas, foraminíferos, moluscos), físicos (i.e. limos, arcillas, arenas) y geoquímicos (i.e. compuestos químicos, indicadores de estado trófico, metales y materia orgánica), los cuales permiten reconstruir las condiciones ambientales existentes al tiempo de depósito (Wefer et al., 1999; Walker, 2005). Es así que el análisis estratigráfico de los perfiles permite inferir las condiciones ambientales pasadas (Appleby, 2001; Burone et al., 2011). El estudio de las concentraciones de los elementos en los sedimentos es importante para determinar las fuentes de los mismos (Goldberg y Arrhenius, 1958) y las condiciones ambientales al momento del depósito (Tribovillard et al., 2006). En este sentido, se utiliza la variación en la relación Ca/Ti en testigos costeros y oceánicos para inferir variaciones en la influencia marina vs. continental, ya que el Ti es un elemento de origen continental aportado por descarga fluvial, mientras que el Ca está asociado a la productividad marina (Govin et al., 2012). El Río de la Plata (RdlP) y la región costera contigua se encuentran asociados a dos ciudades capitales (Montevideo y Buenos Aires), las cuales sustentan más de 15 millones de habitantes (Acha et al., 2003; Licursi et al., 2006). Este sistema presenta gran importancia socio-económica para la región (Kurucz et al., 1998), ya que sus aguas se utilizan para comercio, turismo y recreación (Bisbal, 1995; López-Laborde et al., 2000). A su vez, el Río de la Plata es el principal contribuyente de agua con bajos tenores de salinidad y sedimentos hacia la región de plataforma continental adyacente (Piola et al., 2005; Krastel et al., 2012; Lantzsch et al., 2014; Nagai et al., 2014).
El Río de la Plata presenta significativas variaciones naturales (hidrodinámicas y oceanográficas) asociadas a cambios de las condiciones climáticas. En este sentido existe variabilidad climática a nivel intranual, asociada con la migración latitudinal de la Zona de Confluencia Intertropical (Zhou y Lau, 1998). La migración latitudinal hacia el sur de esta zona durante el verano, genera un aumento de las precipitaciones sobre la cuenca de drenaje del Río de la Plata y, en consecuencia, un aumento del caudal, mientras que en invierno se observa un patrón opuesto (Zhou y Lau, 1998; Carvalho et al., 2010). La migración latitudinal y estacional de la Zona de Confluencia Intertropical ha sido caracterizada como de tipo monzónica (South American Monsoon System; Zhou y Lau, 1998; Garreaud et al., 2009). La Zona de Convergencia del Atlántico Sur, rasgo típico de este sistema monzónico, es una banda de actividad convectiva que se registra en el verano austral, la cual se extiende desde el Amazonas hasta el Atlántico Sudoccidental (Kodama, 1992). Robertson y Mechoso (2000) registraron una variabilidad interanual e interdecadal de la misma y se plantea que su intensificación está asociada a anomalías negativas de la temperatura superficial del Océano Atlántico Sudoccidental. Asimismo, estos autores registraron un aumento del caudal de los ríos Paraná y Paraguay y una disminución en los ríos Negro y Uruguay durante eventos de intensificación de la Zona de Convergencia del Atlántico Sur. Asimismo, como se muestra a continuación, existen modos climáticos que operan en la variabilidad temporal registrada para el Río de la Plata. Así, existe una variabilidad interanual (2-7 años) relacionada a El Niño/La Niña Southern Oscillation (ENSO) (Piola, 2002; Depetris y Pasquini, 2007b; Garreaud et al., 2009) y a nivel interdecadal se destacan las forzantes AAO (Antarctic Oscillation), PDO (Pacific Decadal Oscillation) y AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation) (Chiessi et al., 2009; Garreaud et al., 2009), que también juegan un rol significativo dentro de la variabilidad climática registrada para Sudamérica. Se ha documentado que las variaciones climáticas producen cambios en el caudal del Río de la Plata, donde el aumento en la descarga puede provocar una lengua de agua con salinidad y temperatura bajas (~32 y 18ºC respectivamente) hasta los 23º S (Campos et al., 1999). Por otra parte, un aumento del caudal también se produce en respuesta a un incremento en las precipitaciones sobre la cuenca de drenaje durante los eventos El Niño, mientras que la tendencia opuesta se registra para los eventos La Niña (Ciotti et al., 1995; Piola, 2002; Depetris y Pasquini, 2007b; Garreaud et al., 2009; García-Rodríguez et al., 2014). El sistema también experimenta variaciones decadales y multidecadales en su caudal, hallándose, por ejemplo, una tendencia positiva en los valores de descarga a partir de la segunda mitad de siglo XX, principalmente durante el invierno (Depetris y Pasquini, 2007a).
El propósito de este trabajo es inferir los cambios de aportes continentales terrígenos de sedimentos desde la cuenca del Plata a la plataforma interna y su relación con las variaciones hidrológicas del Río de la Plata a través del análisis de proxies sedimentológicos y geoquímicos en testigos de sedimentos de la plataforma interna uruguaya que registran los últimos 100 años. Para ello se utilizó información preexistente obtenida a partir del estudio de dos testigos de sedimento ubicados en zonas con diferente influencia del estuario del Río de la Plata (transición entre zona media y externa del mismo, y zona adyacente de la plataforma continental).

MATERIALES Y MÉTODOS

Área de estudio
El estuario del Río de la Plata está contenido en la "Cuenca del Plata", la segunda más grande de Sudamérica en extensión, con una superficie aproximada de 3,1 millones de km2 (Acha et al., 2008) y cubre parte de los territorios de Argentina, Paraguay, Bolivia, Brasil y Uruguay. Es un sistema fluvio-estuárico que desemboca en el Océano Atlántico Sudoccidental, y sus principales tributarios son los ríos Paraná y Uruguay, con un promedio de descarga anual de 16.000 y 6.000 m3 s-1, respectivamente (CARP, 1989). El rango del caudal de descarga del Río de la Plata es de 20.000-25.000 m3 s-1 (Guerrero et al., 2007). El estuario es un cuerpo de agua con forma de embudo con orientación NW-SE, de 320 km de longitud y un ancho que varía entre 2 km en su naciente y 230 km en su boca, en la línea que une Punta del Este (Uruguay) con Punta Rasa (Argentina), con una superficie de 38.800 km2 y profundidad media de 5 m. El Río de la Plata es considerado desde el punto de vista geológico una unidad que contiene sedimentos no consolidados, en equilibrio con la masa líquida contenida en la cuenca, así como al conjunto de sistemas fluvio-estuáricos que evolucionaron desde el Plioceno al presente (Cavallotto y Violante, 2005). Desde el punto de vista geomorfológico es parte de un conjunto de formas vinculadas genéticamente con la transgresión holocena, integradas por el Delta del Paraná (subaéreo y subácueo) y por las llanuras costeras del sur de la Provincia de Entre Ríos y el noreste bonaerense (República Argentina), y de reducidos sectores costeros de Uruguay que conforman la llamada "Unidad Geomorfológica Río de la Plata" (Cavallotto, 2002).
Los sedimentos del estuario han sido condicionados por la influencia fluvial, a través de la descarga de los principales tributarios, así como por los aportes de materiales marinos. Además han sido redistribuidos y redepositados por el efecto de mareas y olas (Cavallotto y Violante, 2005). Por lo tanto, la distribución actual de las facies sedimentarias del Río de la Plata y la plataforma continental adyacente (Fig.1) es reflejo de una sedimentación selectiva y gradual, producida por la interacción de varios procesos dinámicos (CARP, 1989). Los sedimentos se encuentran en equilibro con las actuales condiciones hidrológicas del río y constituyen la extensión subácuea del delta del Paraná (Parker y Marcolini, 1992), donde sus depósitos terminan en un frente de progradación en la plataforma continental interior (prodelta) (Parker y Marcolini, 1992; Cavallotto y Violante, 2005). Los sólidos en suspensión acarreados por el Río de la Plata son depositados formando facies limo-arcillosas dentro del estuario (dando lugar al delta Paraná), en la plataforma continental interna uruguaya y hacia la plataforma continental brasilera, próximo a Río Grande do Sul (Urien y Ewing, 1974; Correa et al., 2008; Mahiques et al., 2009). Este patrón de sedimentación se hace evidente bajo la presencia de un área fangosa paralela a la costa con dirección norte (ver Fig. 1, Masello y Menafra, 1998; Martins et al., 2003). Dicho depocentro se construyó sobre el paleocanal del Río de la Plata, donde el río Paraná transportaba y descargaba su aporte de sedimentos en Rio Grande do Sul (formando el cono de Rio Grande do Sul) durante niveles de mar más bajos, consecuencia del último máximo glacial (Urien y Ottman, 1971; Martins et al., 2003; Lantzch et al., 2013). Dentro del estuario, los sedimentos finos se depositan en la zona de máxima turbidez, la cual generalmente coincide con la zona de máximo gradiente salino, donde las aguas presentan condiciones diferenciales entre la superficie y el fondo de la columna de agua (CARP, 1989). En esta zona es donde se produce la mayor floculación de los sólidos en suspensión, formando un tapón fangoso que representa la barra exterior del río, denominada "Barra del Indio". La misma separa un ámbito con características netamente fluviales de otro con características marinas (FREPLATA, 2004).


Figura 1.
Área de estudio y sitios de perforación de los testigos GeoB 13813-4 (dentro del Cinturón de barro del Río de la Plata) y BAR1 (en la Barra del Indio). Mapa modificado de FREPLATA (2004). RdlP: Río de la Plata; OASO: Océano Atlántico SudOccidental.
Figure 1.
Study area and the GeoB 13813-4 (in the Cinturón de barro in the Río de la Plata) and BAR1 (in the Barra del Indio) coring sites, adapted from FREPLATA, 2004. RdlP: Río de la Plata; OASO: Southwestern Atlantic Ocean.

Colecta y procesamiento de muestras
El testigo GeoB 13813-4 fue obtenido durante la campaña oceanográfica M76/3a (MARUM, Universidad de Bremen), llevada a cabo en el buque de investigación alemán Meteor en julio del 2009 (Krastel et al., 2012). El mismo fue tomado con un gravity corer a 57 m de profundidad y se obtuvo un testigo de sedimento de 1.028 cm de longitud (34°44'13''S, 53°33'16''O). El área de muestreo del testigo se localiza en el cinturón de barro del Río de la Plata de la plataforma continental interna uruguaya (Fig. 1). Se estudió la concentración relativa (expresada en conteos por segundo, cps) de los elementos mayoritarios Ca y Ti, con un scanner de fluorescencia de rayos X AVAATECH, del MARUM Center of Marine Environmental Sciences. Previo al escaneo, la superficie del sedimento fue cuidadosamente nivelada. Cada área (de aproximadamente 1 cm2) se midió durante 30 segundos a 10 kV y 350 µA. Antes y después del escaneo, se midió un estándar (que consiste en cinco muestras de composición previamente definidas) para asegurar la calidad de los datos. De esta manera, el testigo fue escaneado en su totalidad y se obtuvo la abundancia relativa de los elementos cada 1 cm y se utilizó la relación de los mismos como lo indica Francus et al. (2009). Se recurrió a la relación Ca/Ti para determinar cambios en la relación de influencia marina versus continental (Govin et al., 2012). Asimismo, se realizaron análisis granulométricos cada 10 cm en los primeros 100 cm del testigo. Para este análisis se empleó un Coulter Laser Particle Sizer LS200, en un rango de 0.4 - 2000 µm, en el MARUM Center of Marine Environmental Sciences.
El testigo BAR1 se extrajo en octubre del 2013 durante una campaña de colecta (Intendencia de Montevideo) con el Grupo de Buceo y Salvamento de la Armada de Uruguay (GRUBU). La extracción se realizó de forma manual a 10 m de profundidad y se recuperó un testigo de sedimento de 115 cm de largo y 8 cm de diámetro (35°03'S, 56°09'O). El sitio de muestreo se localizó sobre la Barra del Indio a 11 km de la costa de Montevideo (Fig. 1), donde se ubica la zona de máxima turbidez del estuario y los sedimentos en suspensión floculan mayormente. Posteriormente, el testigo fue seccionado longitudinalmente en intervalos de 1 cm de espesor. Las submuestras fueron refrigeradas para su posterior análisis. Se realizaron análisis granulométricos al testigo BAR1 cada 1 cm en los primeros 24 cm. Las muestras fueron tratadas con H2O2 al 30% para eliminar el contenido orgánico y con HCl 1M para eliminar los carbonatos. La granulometría se obtuvo con un Analizador Láser Malvern Mastersizer 2000, del Instituto Oceanográfico de la Universidad de São Paulo (IO-USP), para estudiar variaciones en la selección y tipo de acumulación según el tamaño de grano. Para ambos testigos se calculó la media aritmética del tamaño de grano por el método de momentos. Para ello se utilizó el programa GRADISTAT (Grain Size Distribution and Statistics Package for the Analysis of Unconsolidated Sediments) versión 8 (Blott y Pye, 2001). Luego se describió el sedimento en base a los resultados de la media y utilizando la escala propuesta por Blott y Pye (2001).

Geocronología radioisotópica
El marco geocronológico de los testigos sedimentarios fue desarrollado mediante el análisis radioisotópico del 210Pb (radionucleido natural, vida media 22,3 años), técnica ampliamente utilizada para obtener edades correspondientes a los últimos 100-150 años (Appleby, 2001, 2008; Pittauerová et al., 2011). Además, se corroboraron los modelos de edad a través de la medición de la actividad del 137Cs (radionucleido artificial, vida media 30 años), marcador cronoestatigráfico complementario, donde el pico de la actividad del 137Cs corresponde al año 1963 (máximo fallout debido a pruebas nucleares) para el hemisferio Sur (Bernal et al., 2010). Las submuestras fueron secadas en horno a 40°C por 48 hs luego fueron pulverizadas, pesadas y transferidas a recipientes cilíndricos de polietileno para conteo mediante espectrometría gamma (?) de alta resolución. Esta técnica es actualmente la más utilizada para la medición de decaimiento radioactivo  (Saito et al., 2001; Neves et al., 2014). Debido a las ventajas que presenta su uso no es necesario tratamiento previo ni concentración de las muestras de sedimento (Appleby, 2001). Para el testigo GeoB 13813-4 se midió la actividad del radionucleido 210Pb en siete muestras de sedimento, seleccionadas aproximadamente cada 15 cm a lo largo de los 100 cm superiores del testigo. De estas siete muestras fueron utilizadas seis para realizar el modelo de edad ya que la última presentó actividad negativa. Dichos análisis fueron llevados a cabo en el laboratorio Bremen State Radioactivity Meassurements Laboratory, usando el programa Canberra Genie 2000 y la herramienta para calibración Monte Carlo LabSOCS (Pittauerová et al., 2011). Por otro lado, para el BAR1 se utilizaron 10 muestras obtenidas de los primeros 25 cm del testigo, las cuales fueron medidas con un equipo de conteo ? EG&G ORTEC® (Ge hiperpuro, modelo GMX25190P) del IO-USP, según describe Neves et al. (2014).
Para la datación geocronológica del BAR1 se utilizó el modelo matemático CRS (Constant Rate of Supply), donde se puede relacionar el 210Pbxs (no soportado, alóctono) con tasas de sedimentación recientes para el sistema (Appleby, 2008). El modelo plantea que la tasa de sedimentación es variable en el tiempo, y que el 210Pbxs tiene una tasa de suministro constante (Appleby y Oldfield, 1978; Bernal et al., 2010). Por otro lado, para la datación del testigo GeoB 13813- 4 se utilizó el modelo matemático CF:CS (Constant Flux, Constant Sedimentation), el cual plantea flujo constante de 210Pb y tasas de sedimentación constantes a lo largo del testigo (Krishnaswamy et al., 1971; Sanchez-Cabeza y Ruiz-Fernández, 2012). En este caso se aplicó este modelo dado que solo se midió la actividad de 210Pbxs de forma no continua, generando vacíos a lo largo del perfil del testigo. Por lo tanto, se siguió la recomendación de Sanchez- Cabeza y Ruiz-Fernández (2012) sobre la utilización de este modelo con el fin de obtener la tasa de sedimentación media. También se obtuvieron datos de actividad del 137Cs para respaldar la cronología basada el 210Pb (Appleby, 2008), lo cual representa mayor dificultad para el hemisferio Sur por la baja intensidad de la señal (Sanchez-Cabeza y Ruiz- Fernández, 2012).

Forzantes climáticas e hidrológicas
Los índices climáticos a evaluar fueron el Atlantic Multidecadal Oscillation, el Pacific Decadal Oscillation y el Southern Oscillation Index, referidos en este trabajo con sus formas abreviadas AMO, PDO y SOI, respectivamente. Los datos del PDO y el SOI fueron obtenidos del Joint Institute for the Study of the Atmosphere and Ocean, University of Washington (http://jisao.washington.edu). Asimismo, los datos para calcular el índice AMO fueron obtenidos de la
National Oceanic and Atmospheric Administration (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/AMO/). La serie temporal de los últimos 100 años para los ríos Paraná y Uruguay (estaciones "Túnel subfluvial'' y "Paso de los Libres'', respectivamente) se obtuvieron de la Base de Datos Hidrológica Integrada de la Subsecretaria de Recursos Hídricos de la Argentina (http://www.hidricosargentina.gov.ar/acceso_bd.php). Las anomalías de caudal (Q`) de los ríos Paraná y Uruguay fueron calculadas como recomienda Piovano et al. (2004), según la ec. (1).

Donde Qa es la descarga anual y Qm es el promedio de la serie temporal (i.e., 1909 AD-presente). De esta manera, este índice ayuda a visualizar cuanto se desvían los caudales anuales respecto al promedio de la serie temporal, siendo los valores positivos correspondientes con anomalías positivas en el caudal y lo opuesto para los valores negativos. Los datos de los proxies provenientes de cada testigo fueron posteriormente tratados estadísticamente mediante análisis de dendrograma (clustering), utilizando el índice de similitud Morisita y el measure stratigraphically constrained, a partir del software libre PAST versión 3 (http://folk.uio. no/ohammer/past/). Se utilizó el índice de Morisita porque es un índice de asociación inter-específica y de similitud entre datos ambientales, biológicos o sedimentológicos, el cual no solo dimensiona la fuerza de relación entre valores sino que incorpora a la profundidad en la ecuación de relación (Morisita, 1959). Por un lado, se utilizaron como variables la relación de Ca/Ti y la media aritmética del tamaño de grano en el testigo GeoB 13813-4. Por su parte, para el BAR1 las variables utilizadas fueron los contenidos de las diferentes fracciones granulométricas (arena, limo y arcilla) y la tasa de sedimentación. Los dendrogramas permitieron identificar grandes grupos asociados a las variaciones de los proxies en el registro sedimentario de cada testigo.

RESULTADOS

Actividad del 210Pb
En la Tabla 1 se presentan los resultados de la actividad del 210Pb determinada para establecer el modelo cronológico más adecuado para cada testigo. La actividad del 210Pbxs (unsupported) en ambos testigos presentó una tendencia exponencial negativa en el perfil de profundidad (Fig. 2a), por lo que es posible utilizar dicho marcador para la estimación de edades. Según el modelo aplicado para GeoB 13813- 4 la tasa de sedimentación se consideró constante
con un valor de 1,3 cm a-1 (Perez Becoña, 2014). Para BAR1 se estableció una tasa de sedimentación variable, hasta los 25 cm de profundidad (0,48 - 0,08 cm a-1), y una tasa de sedimentación media de 0,30 cm a-1. El decaimiento de la actividad del 137Cs (Fig. 2b) es una evidencia cronoestratigráfica que apoya la datación realizada por 210Pb. En el caso de BAR1 se registra un pico máximo de actividad a los 17 cm de profundidad (Fig. 2b), mientras que para GeoB 13813-4 no se observó un máximo asociado al pico de precipitación del radionucleido correspondiente a 1963. Según Leslie y Hancock (2008), el 137Cs proveniente de la precipitación atmosférica aparece en los registros sedimentarios a partir del 1955. En las muestras del testigo GeoB 13813-4 el 137Cs es encontrado a los 86,5 cm, que corresponde a los años 1943 ± 10. Asumiendo que el 137Cs puede difundir algunos centímetros hacia los sedimentos más antiguos, se puede considerar que los valores de Cs validan el modelo de edad.

Tabla 1. Actividad del 210Pb no soportado (en Bq kg-1) y edad estimada (en años) de los estratos de GeoB 13813-4 y BAR1.
Table 1. Unsupported 210Pb activity (in Bq kg-1) and the estimated age (in years) of the cores GeoB 13813-4 and BAR1.


Figura 2. A) Variación de la actividad del
210Pbxs a lo largo de los testigos GeoB 13813-4 y BAR1. Se observa en ambos testigos el decaimiento exponencial negativo de la actividad del 210Pbxs. B) Perfil de actividad de 137Cs (en Bq kg-1) de ambos para la validación cronoestratigráfica.
Figure 2. A) Variation in 210Pbxs activity throughout the corers GeoB 13813-4 and BAR1. The negative exponential decay of 210Pbxs activity of both corers is observed. B) 137Cs activity (in Bq kg-1) throughout the corers validating the age model.

Análisis de agrupamiento
Los resultados del análisis de cluster se presentan en la figura 3. Para el testigo GeoB 13813-4 se obtuvo dos agrupaciones, una entre los años 1917-1963 y la segunda entre 1971- 2001. El promedio de Ca/Ti para los grupos asociados en el cluster son 2,54 ± 0,2 y 2,11 ± 0,25 respectivamente. Las relaciones Ca/Ti calculadas para GeoB 13813-4 mostraron una tendencia decreciente desde la base al tope del testigo (Fig. 4). Por otra parte, la media aritmética del tamaño de grano para el tramo superior es 5,02 ± 0,44 µm, mientras que para el tramo inferior es 5,41 ± 0,36 µm. Por otro lado, el testigo BAR1 presentó tres agrupaciones entre los años 1911-1973, 1976- 1984 y 1986-2010 (Fig. 3). El promedio de la tasa de sedimentación para dichas agrupaciones mostró un aumento temporal, con valores de 0,24 ± 0,13 cm a-1, 0,31 ± 0,14 cm a-1 y 0,37 ± 0,10 cm a-1, respectivamente. Además la media aritmética del tamaño de grano de cada grupo fue 51, 82 ± 14,20 µm, 81,86 ± 25,40 µm y 51,62 ± 16,95 µm, respectivamente.


Figura 3.
Cluster jerárquico según algoritmo UPGMA (paired group) e índice de similitud Morisita. A) Para el testigo GeoB 13813-4 se utilizaron las variables: relación Ca/Ti y la media aritmética del tamaño de grano. Se obtuvieron dos grupos, GI y GII; B) En el testigo BAR1 las variables utilizadas fueron: fracciones granulométricas (arena, limo y arcilla) y la tasa de sedimentación. Se obtuvieron tres agrupaciones, BI, BII y BIII. Los grupos se indican con líneas rojas.
Figure 3. Hierarchical clustering using the UPGMA (paired group) algorithm and Morisita similarity index. A) For core GeoB 13813-4 the ratio Ca/Ti and the arithmetic mean of grain size were used and two groups were distinguished (GI and GII); B) for core BAR1, the percentages of sand, silt, clay and sedimentation rate were used, and three groups were identified (BI, BII and BIII). The red lines indicate those groups.


Figura 4.
Variaciones experimentadas por los distintos proxies en los últimos 100 años en la región de estudio. Anomalías Q` de los ríos Paraná y Uruguay (http://www.hidricosargentina.gov.ar/acceso_bd.php), índices climáticos SOI, PDO (http://jisao. washington.edu) y AMO (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/AMO/), relación Ca/Ti y media del tamaño de grano (en µm) del testigo GeoB 13813-4, tasa de sedimentación V (en cm a-1) y media del tamaño de grano (en µm) de BAR1 (presentados de izquierda a derecha). Con líneas rojas se muestran los grupos formados a partir de los Clusters de la figure 3. Figure 4. Variations over the last 100 years: the anomalies Q` of the Paraná and Uruguay rivers (http://www.hidricosargentina.gov.ar/acceso_bd.php), the climate indexes SOI, PDO (http://jisao.washington.edu) and AMO (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/AMO/), Ca/Ti ratio and mean grain size (in µm) from GeoB 13813-4 corer, sedimentation rate V (in cm yr-1) and mean grain size (in µm) from BAR1 corer (from left to right). Cluster analysis groups from figure 3 are displayed in red.

Variaciones hidrológicas
Las anomalías de caudal (Q`) del río Paraná entre 1910-1970 fueron menores a 0,2, siendo en la mayoría de los casos negativas (Fig. 4). Por otro lado, entre los años 1970 a 2000 se registran valores positivos para el Paraná, con excepción del año 1977 (Q` = -0,1). La máxima se registra para el año 1982 (Q` = 0,8), con otros dos picos de anomalías positivas para los años 1997 y 1992 (Q` = 0,5). En el periodo 2000-2010 se registran valores cercanos
a 0 (oscilando entre -0,1 y 0,1). Se observa que las anomalías del caudal del río Uruguay siguen un patrón similar a aquel registrado para el río Paraná, donde los menores valores son registrados entre 1910-1970, principalmente asociados al periodo que abarca desde 1935 a 1970. Asimismo, los valores máximos de Q` del Río Uruguay se observan a partir del 1970, con dos picos positivos ocurridos en los años 1982 y 1997 (Q` = 1,25).

Índices climáticos
Los valores más positivos y menos variables del SOI (correspondientes a fases La Niña) se observan en el periodo 1910-1970, respecto al resto de la serie (Fig. 4), donde se aprecia una mayor variabilidad y una tendencia hacia valores más negativos (eventos El Niño). A partir del 2005 se registran valores negativos del SOI. Respecto al PDO, presenta valores principalmente negativos o cercanos a 0 entre 1910- 1970, excepto en el periodo entre 1920 y 1940, donde presenta valores positivos (alcanzando 2,0 en 1940). Asimismo, en el lapso 1970-2005 se registran valores positivos, con picos negativos de -0,5 y -1,0 alcanzados en 1990 y 1999 respectivamente. Por su parte, el AMO presentó dos fases negativas entre 1910-1927 y 1964-1995 (oscilando entre -0,251 y -0,004) y dos fases positivas entre 1928-1963 y 1996- 2009 (variando entre 0,001 y 0,203) (Fig. 4).

Características sedimentológicas
La media del tamaño de grano de GeoB 13813-4 es homogénea, registrándose una variación entre 4,37 y 5,92 µm determinando un depósito de limo fino (Fig. 4). La media presenta una disminución en su valor hacia la parte superior (granodecreciente), mientras que todas las muestras se clasifican como limo muy fino. En los últimos 20 cm (correspondientes al periodo 1994-2009) el tamaño de grano presenta un diámetro medio próximo al límite de limo-arcilla. En cuanto al testigo BAR1 la media aritmética del tamaño de grano osciló entre 28,7 y 108,8 µm lo que corresponde a limo grueso y limo medio. Se observó
una relativa constancia en los valores medios de diámetro dentro de la fracción limo grueso. Sólo una muestra (22-23 cm, año 1919) presentó un diámetro medio equivalente a los valores de limo medio, y otra (12-13 cm, año 1976), presentó un diámetro medio que corresponde aproximadamente a limo muy grueso, sin que se aprecie ninguna tendencia más evidente (Fig. 4).

DISCUSIÓN

A partir de este estudio se determinó que el cinturón de barro del Río de la Plata, el cual se ubica en la zona de plataforma continental adyacente al estuario, se caracteriza por una mayor acumulación de sedimentos a través del tiempo que la Barra del Indio, situada en el propio estuario. Este patrón de mayor sedimentación está probablemente asociado a la hidrodinámica del sistema, donde la pluma de descarga del Río de la Plata (con dirección NE), la existencia de la depresión del paleocanal del río Paraná y la mayor estabilidad ambiental, se combinarían para provocar la elevada tasa de sedimentación registrada (Lantzsch et al., 2014; Hanebuth et al., en prensa; Perez et al., en prensa). Asimismo, las menores tasas de sedimentación registradas en BAR1, están probablemente asociadas a una mayor dinámica de esta región, relacionada a la variabilidad de la zona de Barra del Indio y condiciones hidrodinámicas de alta energía (Fossati et al., 2014). El fenómeno de cambio de polaridad registrado para el PDO (de frío a cálido) y para el AMO (de cálido a frío), tuvo lugar a mediados de la década de 1970, donde además los eventos El Niño fueron más frecuentes e intensos (Garreaud et al., 2009). Así, el aumento en las precipitaciones sobre el Sudeste de Sudamérica a partir de 1970 concuerda con la tendencia positiva registrada para el caudal del Río de la Plata (Barros et al., 2000; Camilloni, 2005; Mauas et al., 2008). En este sentido, se ha observado que en los últimos 30 años del siglo XX, el caudal del Río de la Plata fue un 20% mayor a su valor histórico promedio (Mauas et al., 2008). El SOI, es uno de los índices más usados para caracterizar la variabilidad de las diferentes fases del ENOS (El Niño y La Niña)(Ropelewski y Jones, 1987; Córdoba, 2012). Por lo tanto, el SOI se asoció negativamente con las anomalías de los caudales de los ríos Paraná y Uruguay (las cuales están positivamente relacionadas entre sí) y con el índice PDO y positivamente con el AMO. De esta manera, durante los episodios El Niño (equivalentes a SOI negativos), se produce un incremento de la precipitación en el SESA (Camilloni, 2005; Garreaud et al., 2009; Córdoba, 2012; García-Rodríguez et al., 2014), y consecuentemente ocurren anomalías positivas en los caudales del Paraná y Uruguay (Depetris y Pasquini, 2007a). Las mayores anomalías positivas de los ríos, principalmente del río Paraná en el periodo entre 1982 y 1997, fue bajo fases positivas del PDO y del ENOS, y negativas del AMO, caracterizados por presentar los eventos El Niño más severos registrados para el siglo XX. El aumento en las precipitaciones sobre el Sudeste de Sudamérica provocó a un aumento en la descarga del Río de la Plata (Piola et al., 2005).
Las edades correspondientes a las muestras que integran los grupos identificados por el análisis cluster (Fig. 3) coinciden con los cambios climáticos e hidrológicos identificados para la década de 1970 (Barros et al., 2000; Camilloni, 2005; Depetris y Pasquini 2007a; Mauas et al., 2008), reflejados en las características de ambos testigos. En el testigo BAR1 se obtuvo una agrupación para los años anteriores a 1973 manifestando un comportamiento diferencial respecto a los años posteriores, donde se formaron dos agrupaciones. Los grupos más recientes (1976- 1984 y 1986-2010) estuvieron determinados por un cambio en los patrones de sedimentación (aumento en la tasa de sedimentación), que está probablemente asociado a la tendencia de aumento registrada para los caudales de los ríos Paraná y Uruguay durante las últimas décadas (Mauas et al., 2008). Si bien en el testigo GeoB 13813-4 no se observa un quiebre en la variación de Ca/Ti, la disminución continua acompaña la dinámica reciente de mayor aporte continental en la zona con respecto al de origen marino. Aún así, el agrupamiento correspondiente a este testigo, basado en los datos de Ca/Ti y la variación del tamaño de grano promedio, mostró diferencias entre el periodo previo a la década de 1970 y el periodo más reciente (Fig. 4). El aumento del caudal del Río de la Plata, como resultado de mayores precipitaciones sobre la cuenca, aceleraría los procesos de acumulación de sedimentos finos de origen terrígeno, dando lugar a un mayor depósito y disminución de la relación Ca/Ti, observado en GeoB 13813-4. Por otra parte, la granulometría del testigo BAR1 presentó un mayor tamaño de grano y más variabilidad que en el caso del testigo GeoB 13813-4. Esto podría estar relacionado con la influencia diferencial que posee el Río de la Plata sobre la Barra del Indio y el cinturón de barro en la plataforma continental, que produce un ambiente de depositación más estable sobre el cinturón de barro en la costa norte de la plataforma respecto a la zona intermedia del estuario.
Los proxies analizados en este estudio (tasa de sedimentación, granulometría y relación Ca/Ti) han sido utilizados en el estudio paleoceanográfico de Mahiques et al. (2009) en la plataforma continental adyacente brasilera. Mediante los mismos fue posible determinar un mayor aporte continental proveniente del Río de la Plata en los últimos 3.000 años antes del presente. Por lo tanto, los resultados obtenidos mediante las variables analizadas en este trabajo serían adecuados para determinar cambios en los aportes continentales experimentados por el sistema del Río de la Plata.

CONCLUSIONES

Si bien los proxies utilizados en cada testigo no fueron exactamente los mismos, se observaron respuestas coherentes frente a los fenómenos estudiados que permiten inferir variaciones en el aporte terrígeno de la cuenca del Río de la Plata sobre la plataforma continental uruguaya. La menor tasa de sedimentación y mayor variabilidad observada en el testigo de sedimento extraído en el estuario del Río de la Plata (BAR1) estaría asociada a la influencia directa de la variabilidad hidroclimática del siglo XX en el Sudeste de Sudamérica, en conjunto con la hidrodinámica y fuerte energía del sistema, las cuales disminuyen el potencial sumidero de sedimentos dentro del estuario. Por otro lado, en el testigo de sedimento extraído en la plataforma continental adyacente al estuario del Río de la Plata (GeoB 13813-4) se observa una mayor tasa de sedimentación, siendo probablemente resultado de la mayor estabilidad ambiental en el cinturón de barro del Río de la Plata.
Este estudio indica que la composición del registro sedimentario del Río de la Plata y plataforma continental adyacente estaría influenciada por la variabilidad hidroclimática contemporánea (asociada a los oscilaciones climáticas: PDO, AMO y ENOS), la cual tiene repercusión en las precipitaciones sobre el Sudeste de Sudamérica, y por lo tanto sobre la descarga del Río de la Plata. De esta manera, dicha variabilidad climática deja su impronta terrígena diferencial en los sedimentos depositados sobre la plataforma continental.

Agradecimientos

Los autores agradecen a la ANII (Agencia Nacional de Investigación e Innovación - Uruguay) por el apoyo mediante el Sistema Nacional de Investigadores (F. García-Rodríguez y P. Muniz) y el Programa de Becas de Posgrados (L. Pérez, A. Tudurí y A. Marrero). Al PEDECIBA Área Geociencias e Intendencia de Montevideo por la financiación. Al GRUBU - Armada Nacional (Uruguay) por la asistencia en el muestreo. D. Pittauerová agradece a la German Research Foundation (DFG). También a H. W. Fischer (Institute of Environmental Physics, University of Bremen, Germany) por realizar el análisis de Pb-210 y Cs-137 en el testigo GeoB 13814-2. A los colegas del laboratorio de Oceanografía y Ecología Marina de la Facultad de Ciencias (Universidad de la República- Uruguay) que colaboraron durante el desarrollo del presente trabajo.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. Acha, E., H. Mianzan, O. Iribarne, D. Gagliardini, C. Lasta y P. Daleo, 2003. The role of the Río de la Plata bottom salinity front in accumulating debris. Marine Pollution Bulletin 46:197-202.         [ Links ]

2. Acha, E., H. Mianzan, R. Guerrero, J. Carreto, D. Giberto, N. Montoya y M. Carignan, 2008. An overview of physical and ecological processes in the Rio de la Plata Estuary. Continental Shelf Research 28:1579-1588.         [ Links ]

3. Appleby, P.G., 2001. Chronostratigraphic techniques in recent sediments. En W.M. Last and J.P. Smol (Eds.), Tracking Environmental Change Using Lake Sediments. Vol. 1: Basin Analysis, Coring and Chronological Techniques. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht:171-201.         [ Links ]

4. Appleby, P.G., 2008. Three decades of dating recent sediments by follout radionucleids: a review. The Holocene 18:83-93.         [ Links ]

5. Appleby, P.G. y F. Oldfield, 1978. The calculation of lead-210 dates assuming a constant rate of supply of unsupported 210Pb to the sediment. Catena 5:1-8.         [ Links ]

6. Barros, V., M. González, B. Liebmann y I. Camilloni, 2000. Influence of the South Atlantic convergence zone and South Atlantic sea surface temperature on interannual summer rainfall variability in Southeastern South America. Theoretical and Applied Climatology 67:123-133.         [ Links ]

7. Bender, V.B., T.J.J. Hanebuth y C.M. Chiesi, 2013. Holocene shifts of the subtropical shelf front off Southeastern South America controlled by high and low latitude atmospheric forcings. Paleoceanography 28:1-10.         [ Links ]

8. Bernal, J.P., L. Beramendi, K. Lugo-Ibarra y L.W. Daessle, 2010. Revisión a algunos geocronómetros aplicables al Cuaternario. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana 62:305-323.         [ Links ]

9. Blott, S.J. y K. Pye, 2001. GRADISTAT: a grain size distribution and statistics package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms 26:1237-1248.         [ Links ]

10. Boulanger, J-P., J. Leloup, O. Penalba, M. Rusticucci, F. Lafon y W. Vargas, 2005. Observed precipitation in the Paraná-Plata hydrological basin: long-term trends, extreme conditions and ENSO teleconnections. Climate Dynamics 24:393-413.         [ Links ]

11. Burone, L., M.M. Mahiques, R.C.L. Figueira, F. García- Rodríguez, P. Sprechmann, Y. Alvarez, P. Muniz, E. Brugnoli, N. Venturini, S.H. Sousa y V. Centurion, 2011. Evolución paleoambiental de la Bahía de Montevideo. En F. García- Rodríguez (Ed.), El Holoceno en la zona costera de Uruguay. Universidad de la República:197-227.         [ Links ]

12. Burone, L., L. Ortega, P. Franco-Fraguas, M. Mahiques, F. García- Rodríguez, N. Venturini, Y. Marin, E. Brugnoli, R. Nagai, P. Muniz, M. Bícego, R. Figueira y A. Salaroli, 2013. A multiproxy study between the Río de la Plata and the adjacent South-western Atlantic inner shelf to assess the sediment footprint of river vs. marine influence. Continental Shelf Research 55:141-154.         [ Links ]

13. Camilloni, I., 2005. Variabilidad y tendencias hidrológicas en la cuenca del Plata. En V. Barros, A. Menéndez y G. Nagy (Eds.), El cambio climático en el Río de la Plata. CIMA, Buenos Aires:21-31.         [ Links ]

14. Campos, E., C.D. Lentini, J.L. Miller y A.R. Piola, 1999. Interanual variability of the sea surface temperature in the South Brazil Bight. Geophysical Research Letters 26:2061-2064.         [ Links ]

15. C.A.R.P., 1989. Estudio para la Evaluación de la Contaminación en el Río de la Plata. Comisión Administradora del Río de la Plata, Informe de Avance 1:1-72.         [ Links ]

16. Carvalho, L.M.V., C. Jones, A.E. Silva, B. Liebmann y P.L. Silva Dias, 2010. The South American Monsoon System and the 1970s climate transition. International Journal of Climatology 31:1248-1256.         [ Links ]

17. Cavallotto, J.L., 2002. Evolución Holocena de la Llanura costera del margen sur del Río de la Plata. Revista de la Asociación Geológica Argentina 57:376-388.         [ Links ]

18. Cavallotto, J.L. y R. Violante, 2005. Geología y Geomorfología del Río de la Plata. En R. de Barrio, R.O. Etcheverry, M.F. Caballé y E. Llambías (Eds.), Geología y recursos minerales de la Provincia de Buenos Aires. Relatorio XVI Congreso Geológico Argentino:237-253.         [ Links ]

19. Chiessi, C.M., S. Mulitza, J. Patzold, G. Wefer, y J.A. Marengo, 2009. Possible impact of the Atlantic Multidecadal Oscillation on the South American summer monsoon. Geophysical Research Letters 36. L21707, doi:10.1029/2009GL039914.         [ Links ]

20. Ciotti, A.M., C. Odebrecht, G. Fillmann y O.O. Moller, 1995. Freshwater outflow and Subtropical Convergence influence on phytoplankton biomass on the southern Brazilian continental shelf. Continental Shelf Research 15:1737-1756.         [ Links ]

21. Córdoba, F., 2012. El registro climático del Holoceno tardío en latitudes medias del SE de Sudamérica: limnogeología de las Lagunas Encadenadas del Oeste de Buenos Aires, Argentina. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, 263 pp. (inédito).         [ Links ]

22. Correa, I.C.S., R.N. Ayup-Zouain, J. Weschenfelder y L.J. Tomazelli, 2008. Areas fontes dos minerais pesados e sua distribuição sobre a plataforma continental sul-brasileira, uruguaia e norte-argentina. Revista Pesquisas em Geosciencias 35:137-150.         [ Links ]

23. Depetris, P.J. y A.I. Pasquini, 2007a. The geochemistry of the Paraná river: an overview. En M.J. Parma (Ed.), Limnology of a subtropical wetland. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg:144-174.         [ Links ]

24. Depetris, P.J. y A.I. Pasquini, 2007b. Discharge trends and flow dynamics of southern southamerican rivers draining the southern Atlantic seabord: an overview. Journal of Hydrology 333:385-399.         [ Links ]

25. Fossati, M., F. Cayocca y I. Piedra-Cueva, 2014. Fine sediment dynamics in the Río de la Plata. Advances in Geosciences 39:75-80.         [ Links ]

26. Francus, P., H. Lamb, T. Nakawaga, M. Marshall y E. Brown, 2009. The potential of high resolution X-ray fluorescense core scanning: Aplications in paleolimnology. PAGES news 17:93- 95.         [ Links ]

27. FREPLATA, 2004. Análisis Diagnóstico Transfronterizo del Río de la Plata y su Frente Marítimo. Documento Técnico. Proyecto "Protección Ambiental del Río de la Plata y su Frente Marítimo: Prevención y Control de la Contaminación y Restauración de Hábitats". Proyecto PNUD/GEF/RLA/99/G31, 311 pp.         [ Links ]

28. García-Rodríguez, F., E. Brugnoli, P. Muniz, N. Venturini, L. Burone, M. Hutton, M. Rodríguez, A. Pita, N. Kandratavicius, L. Perez y J. Verocai, 2014. Warm-phase ENSO events modulate the continental freshwater input and the trophic state of sediments in a large South American estuary. Marine Freshwater Research 65:1-11.         [ Links ]

29. Garreaud, R.D., M. Vuille, R. Compagnucci y J. Marengo, 2009. Present-day South American climate. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 281:180-195.         [ Links ]

30. Goldberg, E.D. y G.O.S. Arrhenius, 1958. Geochemistry of pacific pelagic sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta 13:153- 212.         [ Links ]

31. Govin, A., U. Holzwarth, D. Heslop, L. Ford Keeling, M. Zabel, S. Mulitza, J. A. Collins y C.M. Chiessi, 2012. Distribution of major elements in Atlantic surface sediments (36°N-49°S): Imprint of terrigenous input and continental weathering. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 13:1525-2027.         [ Links ]

32. Guerrero, R., E. Acha, M. Framiñan y C. Lasta, 1997. Physical oceanography of the Rio de la Plata Estuary, Argentina. Continental Shelf Research 17:727-742.         [ Links ]

33. Hanebuth, T.J.J., H. Lantzsch, F. García-Rodríguez y L. Perez Becoña, en prensa. Currents controlling sedimentation: paleohydrodynamic variability inferred from the continental-shelf system off SE South America (Uruguay). En P. Muniz, D. Conde, N. Venturini y E. Brugnoli (Eds.), Ciencias Marino Costeras en el Umbral del Siglo XXI: Desafíos en Latinoamérica y el Caribe (XV COLACMAR).         [ Links ]

34. Henderson, G.H., 2002. New oceanic proxies for paleoclimate. Earth and Planetary Science Letters 203:1-13.         [ Links ]

35. Krastel, S., G. Wefer and cruise participants, 2012. Report and preliminary results of RV METEOR Cruise M78/3. Sediment transport off Uruguay and Argentina: From the shelf to the deep sea. 19.05.2009 - 06.07.2009, Montevideo (Uruguay). Berichte, Fachbereich Geowissenschaften, Universität Bremen, 79 pp.         [ Links ]

36. Kodama, Y.M., 1992. Large-scale common features of subtropical precipitation zones (the Baiu frontal zone, the SPCZ, and the SACZ) Part I: Characteristics of subtropical frontal zones. Journal of the Meteorological Society of Japan 70:813-836.         [ Links ]

37. Krishnaswamy, S., D. Lal, J. Martin y M. Meybeck, 1971. Geochronology of lake sediments. Earth and Planetary Science Letters 11:407-414.         [ Links ]

38. Kurucz, A., A. Massello, S. Méndez, R. Cranston y P. Wells, 1998. Calidad ambiental del Río de la Plata. En P.G. Wells y G.R. Daborn (Eds.), Río de la Plata: Una revisión ambiental. University of Dalhousie, 248 pp.         [ Links ]

39. Lantzsch, H., T.J.J. Hanebuth, C.M. Chiessi, T. Schwenk y R. Violante, 2014. The high-supply, current-dominated continental margin of southeastern South America during the late Quaternary. Quaternary Research 81:339-354.         [ Links ]

40. Leslie, C. y G.J. Hancock, 2007. Estimating the date corresponding to the horizon of the first detection of 137Cs and 239+240Pu in sediments cores. Journal of Environmental Radioactivity 99:483-490.         [ Links ]

41. Licursi, M., M.V. Sierra y N. Gómez, 2006. Diatom assemblages from a turbid coastal plain estuary: Río de la Plata (South America). Journal of Marine Systems 62:33-45.         [ Links ]

42. Martins, L.R., I.R. Martins y C. M. Urien, 2003. Aspectos sedimentares da plataforma continental na área de influencia de Rio de La Plata. Gravel1:68-80.         [ Links ]

43. Masello, A. y R. Menafra, 1998. Macrobenthic comunities of the Uruguayan coastal zona and adjacent áreas. En P.G. Wells y G.R. Daborn (Eds.), Río de la Plata: Una revisión ambiental. University of Dalhousie, 248 pp.         [ Links ]

44. Mahiques, M.M., I.K.C. Wainer, L. Burone, R. Nagai, S.H.M. Sousa, R.C. Lopes Figueira, I.C.A. da Silveira, M.C. Bicego, D.P.V. Alves y O. Hammer, 2009. A high-resolution Holocene record on the Southern Brazilian shelf: Paleoenvironmental implications. Quaternary International 206:52-61.         [ Links ]

45. Mauas, P.J.D., E. Flamenco y A.P. Buccino, 2008. Solar forcing of the stream flow of a continental scale South American river. Physical Review Letters 101:168501.         [ Links ]

46. Morisita, M., 1959. Measuring of interspecific association and similarity between communities. Memoirs of the Faculty of Science Kyushu University Series E 3:65-80.         [ Links ]

47. Nagai, R.H., P.A.L. Ferreira, S. Mulkherjee, M.V. Martins, R.C.L. Figueira, S.H.M. Sousa y M.M. Mahiques, 2014. Hydrodynamic controls on the distribution of surface sediments from the southeast South American continental shelf between 23°S and 38°S. Continental Shelf Research 89:51-60.         [ Links ]

48. Neves, P.A., P.A.L. Ferreira, M.C. Bícego y R.C.L. Figueira, 2014. Radioanalytical assessment of sedimentation rates in Guajara Bay (Amazon Estuary, N Brazil): a study with unsupported 210Pb and 137Cs modeling. Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry 299:407-414.         [ Links ]

49. Parker, G. y S. Marcolini, 1992. Geomorfología del Delta del Paraná y su extensión hacia el Río de la Plata. Revista de la Asociación Geológica Argentina 47:243-249.         [ Links ]

50. Perez Becoña, L., 2014. Estudio paleoceanográfico de la plataforma continental interna uruguaya. Tesis de Maestría, PEDECIBA, Universidad de la República, Montevideo, 127 pp. (inédito).         [ Links ]

51. Perez, L., F. García-Rodríguez y T.J.J. Hanebuth, en prensa. Paleosalinity changes in the Río de la Plata estuary and on the adjacent Uruguayan continental shelf over the past 1200 cal ka BP: an approach using diatoms as proxy. En K. Weckström, P. Saunders y G. Skilbeck (Eds.), Applications of paleoenvironmental techniques in estuarine studies, Developments in Paleoenvironmental Research (DPER), Springer Verlag, Berlín.         [ Links ]

52. Piola, A., 2002. El impacto del Plata sobre la plataforma continental. En E.J. Schnack, F. De Francesco y J.L. Pousa (Eds.), Taller sobre El Niño: sus impactos en el Plata y en la Región Pampeana. Com. Inv. Cient. de la Prov. de Buenos Aires, Asoc. Bonaerense de Científicos, Facultad de Ciencias Naturales y Museo de La Plata. Contribuciones:19-22, La Plata.         [ Links ]

53. Piola, A.R., R.P. Matano, E.D. Palma, O.O. Möller Jr. y E.J.D. Campos, 2005. The influence of the Plata River discharge on the western South Atlantic shelf. Geophysical Research Letters 32: L01603, doi:10.1029/2004GL021638.         [ Links ]

54. Piovano, E.L., D. Ariztegui, S.M. Bernasconi y J.A. Mckenzie, 2004. Stable isotopic record of hydrological changes in subtropical laguna Mar Chiquita (Argentina) over the last 230 years. The Holocene 14:525-535.         [ Links ]

55. Pittauerová, D., B. Hettwig y H.W. Fischer, 2011. Pb-210 sediment chronology: Focused on supported lead. Radioprotection 46:277-282.         [ Links ]

56. Robertson, A.W. y C.R. Mechoso, 2000: Interannual and interdecadal variability of the South Atlantic Convergence Zone. Monthly Weather Review 128:2947-2957.         [ Links ]

57. Ropelewski, C.F. y P.D. Jones, 1987. An extension of the Tahiti- Darwin Southern Oscillation index. Monthly Weather Review 115:2161-2165.         [ Links ]

58. Saito, R.T., R.C.L. Figueira, M.G. Tessler y I.I.L. Cunha, 2001. 210Pb and 137Cs geochronologies in the Cananeia-Iguape estuary (Sao Paulo, Brazil). Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry 249:257-261.         [ Links ]

59. Sanchez-Cabeza, J.A. y A.C. Ruiz-Fernández, 2012. 210Pb sediment radiochronology: An integrated formulation and classification of dating models. Geochimica et Cosmochimica Acta 82:183-200.         [ Links ]

60. Tribovillard, N., T.O. Argeo, T. Lyons y A. Riboulleau, 2006. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: an update. Chemical Geology 232:12-13.         [ Links ]

61. Urien, C.M. y F. Ottman, 1971. Histoire du Río de la Plata au Quaternaire. Quaternaria 14:51-59.         [ Links ]

62. Urien, C.M. y M. Ewing, 1974. Recent sediments and environment of southern Brazil, Uruguay, Buenos Aires, and Rio Negro continental shelf. En C.A. Burk y C.L. Drake (Eds.), The Geology of Continental Margins. Springer, New York:157-177.         [ Links ]

63. Walker, M., 2005. Quaternary dating methods. Wiley & Sons, Chichester, 286 pp.         [ Links ]

64. Wefer, G., W.H. Berger, J. Bijma y G. Fischer, 1999. Clues to ocean history: a brief overview of proxies. En G. Fischer y G. Wefer (Eds.), Use of proxies in paleoceanography: Examples from the South Atlantic. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg:1-68.         [ Links ]

65. Zhou, J. y K.M. Lau, 1998. Does a Monsoon Climate Exist over South America? Journal of Climate 11:1020-1040.         [ Links ]

Creative Commons License Todo el contenido de esta revista, excepto dónde está identificado, está bajo una Licencia Creative Commons