INTRODUCCIÓN

El delta del río Paraná (DRP), desarrollado en la desembocadura de dicho río en el estuario del Río de la Plata (RdP), sur de Sudamérica (Fig. 1), resulta un delta de bahía (bayhead delta) altamente constructivo (^{Soldano, 1947}). Presenta un área de 4.000 km², comparable con sistemas deltaicos formados por grandes ríos en costas abiertas (^{Coleman y Wright, 1975}). El DRP ocurre en la confluencia de dos sistemas fluviales de grandes dimensiones, los ríos Paraná y Uruguay, que forman la segunda cuenca fluvial más grande de Sudamérica (Fig. 1a). El delta se desarrolló a partir de la elevada carga sedimentaria del río Paraná, estimada en 160 millones de toneladas anuales (Mt/a)(^{Sarubbi et al., 2004}), a la que se suman las contribuciones del río Uruguay a la cuenca estuárica (^{Framiñan et al., 1999}) (Fig. 1). Los aportes sedimentarios del conjunto de los tributarios del DRP fueron estimados entre 80 y 160 Mt/a (^{Depetris y Griffin, 1968}; ^{Urien, 1972}; ^{Parker y Marcolini, 1989}; ^{Amsler, 1995}; Sarubbi et al., 2004). El estuario del RdP presenta una extensión de 320 km, 40 km de ancho promedio y no posee una isla barrera emergida en su desembocadura. El estuario interior es un ambiente somero, con profundidades promedio menores a 4 m, con excepción de los canales navegables sometidos a dragado, y se halla dominado por procesos mareales.

Figura 1 Ubicación del área de estudio. a) Cuencas de drenaje de los ríos Paraná y Uruguay, que alimentan al delta del río Paraná en la cabecera del estuario del Río de la Plata, y la ubicación en la zona subtropical de Sudamérica. b) Imagen satelital Google Earth del complejo litoral de la desembocadura del río Paraná y unidades geomorfológicas: I: depósitos aluviales internos, II: llanuras costeras, III: depósitos pre-Holocenos, IV: delta subaéreo, V: delta subácueo (según ^{Iriondo, 2004}; ^{Cavallotto et al., 2005}). c) Imagen satelital Landsat OLI 8 RGB 432, adquirida el 06-09-2017, del delta del río Paraná con sus dos distributarios principales, los ríos Paraná Guazú y Paraná de las Palmas y ubicación del área de estudio. d) Descarga fluvial y aporte sedimentario en suspensión de los ríos Paraná Guazú, Paraná de las Palmas y Uruguay (datos de ^{Urien, 1972}). Figure 1. Location of study area. a) Drainage basins of the Paraná and Uruguay rivers that fed the Paraná river delta, bayhead delta of the Río de la Plata estuary, and location in the subtropical zone of South America. b) Satellite image of the littoral complex at the Paraná river mouth (sensuIriondo, 2004) and geomorphological units: I: inner alluvial deposits, II: coastal plain, III: pre-Holocene deposits, IV: subaerial delta, V: subaqueous delta (sensuCavallotto et al., 2005). c) Landsat OLI 8 RGB 432 satellite image, acquired on 09-06-2017, of the Paraná river delta with its two main tributaries, the Paraná Guazú and Paraná de las Palmas rivers, and location of the study area. d) River discharge and suspended sediments load contributed by the Paraná Guazú, Paraná de las Palmas and Uruguay rivers (data from Urien, 1972). 

El registro sedimentario de los deltas es muy variado en función de que constituyen ambientes transicionales donde actúan tanto procesos continentales como marinos. Además, diversos forzantes promueven distintos tipos de sucesiones deltaicas, como factores relacionados a la cuenca fluvial, donde el aporte de sedimentos juega un rol fundamental, y aquellas variables que modulan la dinámica en la cuenca receptora (oleaje, mareas, energía gravitacional-potencial y flujos de corrientes oceánicas y eólicas) (^{Galloway, 1975}). En los deltas que han sido activos durante los últimos siglos se suma el factor antrópico en la variabilidad de los procesos sedimentarios (e.g.^{Nicholls et al., 2020}). De esta forma, es comprensible lo señalado por ^{Coleman y Wright (1975}) sobre que no es posible pensar en un único modelo de facies que permita predecir el arreglo facial de las sucesiones sedimentarias deltaicas, que puede explicarse por la multiplicidad de procesos y factores actuantes. Las formulaciones de ^{Bates (1953}) y Wright (1977) constituyeron la base conceptual para analizar los procesos deltaicos y posibilitaron el desarrollo del conocimiento sobre, entre otros, la sedimentología de los deltas (véase revisión en ^{Steel y Milliken, 2013}). Desde un enfoque geológico-oceanográfico, Bates (1953) postuló la existencia de tres tipos básicos de depósitos deltaicos, que se desarrollan debido a diferentes tipos de flujo (hipo-, homo-, e hiperpícnicos) según el contraste de densidad entre las corrientes fluviales y la cuenca receptora. Según estos tipos de flujo y considerando otros factores condicionantes (tasa de descarga y velocidad de las corrientes fluviales, profundidad de agua en la desembocadura y aguas afuera del delta, volumen y tamaño de grano de la carga sedimentaria), Wright (1977) definió tres tipos principales de configuraciones deltaicas, según estén dominadas por flujos inerciales, por flujos friccionales o por flujos de flotación. El DRP responde al comportamiento de flujos friccionales al formarse en una cuenca receptora muy somera.

Los deltas desarrollados a partir de la desembocadura de un río en un cuerpo de agua parcialmente confinado, como el caso de los estuarios, constituyen un caso particular de sistemas deltaicos (bayhead deltas). ^{Simms et al. (2018}) señalaron que los deltas de bahía están mayormente dominados por acción fluvial y que resultan muy sensibles a cambios en el balance entre aporte sedimentario y nivel relativo del mar. ^{Aschoff et al. (2018}) analizaron el registro sedimentario de deltas de bahía, proponiendo criterios de reconocimiento en base a la comparación de sistemas antiguos y modernos. Ambas contribuciones, que incluyen amplias revisiones de este tipo de deltas, exponen que gran parte de los estudios de deltas de bahía en ambientes actuales fueron realizados en deltas del golfo de México (e.g. Rodríguez et al., 2010 y referencias allí citadas). En tanto, las investigaciones elaboradas en estuarios dominados por acción mareal y sin isla barrera, como es el estuario del RdP, exhiben deltas con configuraciones geomorfológicas y contextos geológicos diferentes a las del DRP. Consideramos significativo, por lo tanto, incluir al DRP como estudio de caso de deltas de cabecera de estuario, para caracterizar, en particular, deltas desarrollados a partir de la desembocadura de grandes ríos, con alto aporte sedimentario, en estuarios dominados por acción mareal. Asimismo, el DRP se emplaza en una de las regiones más densamente pobladas de Sudamérica. La creciente presión antrópica sobre estas áreas muestra la importancia de contribuir en el conocimiento de la dinámica geomorfológica y sedimentológica del sistema y, con ello, aportar información de base para, entre otros, la elaboración de mapas catastrales, delimitación de líneas de costa y generación de legislación sobre el uso sustentable de los nuevos territorios. En esta contribución se presenta un análisis geomorfológico temporal y una caracterización y estudio sedimentológico de una serie de depósitos del frente de progradación deltaica del DRP con el objetivo de ampliar el conocimiento de su evolución ambiental más reciente (últimos ~100 años) y de contribuir a los modelos de facies de deltas de cabecera de estuario (formados por grandes ríos, de carga limo arenosa, en estuarios dominados por mareas). Las investigaciones se enmarcan en el plan de investigación de la tesis doctoral de la primera autora que propone el estudio del frente deltaico del delta del río Paraná desde el punto de vista geomorfológico y sedimentológico para aportar elementos para la gestión ambiental. Para este trabajo se estudió el sector sur del frente de progradación, incluyendo áreas de planicie deltaica subaérea y planicie subácuea con barras de desembocadura (Fig. 1), mediante el examen de imágenes de sensores remotos, relevamientos-muestreos de campo y análisis de laboratorio de sedimentos actuales y de testigos sedimentarios de fondo. Los resultados geomorfológicos y sedimentológicos obtenidos permiten proponer una serie de litofacies y asociaciones de facies para caracterizar depósitos de barras de desembocadura, canales distributarios subácueos, bahías interdistributarias, barras estabilizadas y depósitos de eventos excepcionales como inundaciones y/o tormentas (sudestadas).

ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio corresponde al frente de progradación deltaica del río Paraná (34° 26´S - 58° 30´O), e incluye sectores de planicie deltaica subaérea y planicie subácuea proximal. El DRP se ubica en el sector más austral del complejo litoral de la desembocadura del río Paraná (^{Iriondo, 2004}; Fig. 1b). Este complejo litoral es un sistema geomorfológico-sedimentario de grandes dimensiones 13.500 km² (Iriondo, 2004), que evolucionó a partir de la transgresión del Holoceno, desde una etapa estuárica, pasando por la instalación de una llanura costera y, finalmente, el desarrollo del delta de cabecera de estuario actual durante los últimos ca. 2000 años (^{Cavallotto, 2002}; Cavallotto et al., 2005; Cavallotto y Violante, 2005; Fig. 1b-c).

El delta del río Paraná presenta una morfología lobada y constituye una extensa planicie de muy bajo gradiente, surcada por numerosos canales fluviales de diversa jerarquía, y con una serie de barras en la desembocadura de los canales distributarios (Fig. 1c). Se desarrolla en la región superior del estuario del RdP, al este de la línea imaginaria que une la Ciudad Autónoma de Buenos Aires (Argentina) con Colonia del Sacramento (Uruguay), donde dominan áreas someras, de entre 0 y 4 m de profundidad, limitadas por una serie de canales, de entre 5 y 7 m de profundidad (Figs. 1b-c,2). Un esquema de la distribución general de tipos texturales de sedimentos de fondo de este sector del estuario, y su relación con la batimetría (según datos del Servicio de Hidrografía Naval, SHN, de mediados de la década de 1960; ^{Urien, 1972}), permite contextualizar geomorfológicamente los depósitos aquí estudiados (Fig. 2). Aunque este esquema corresponde a un periodo diferente al del muestreo realizado (2011 y 2017), la información publicada en Urien (1972) (textural, batimétrica y de aportes sedimentarios) resulta significativa ya que compila mediciones de las condiciones reinantes durante algunos momentos coetáneos con la sedimentación de los depósitos estudiados en este trabajo. Asimismo, las imágenes de sensores remotos y observaciones de campo realizadas para esta investigación muestran que la configuración geomorfológica no ha variado drásticamente durante los últimos 60 años.

Figura 2 Batimetría del sector interior del estuario del río de la Plata y zonación de tipos granulométricos de sedimentos de fondo del frente de progradación del delta del río Paraná para mediados de la década de 1960 (modificado de ^{Urien, 1972}). Figure 2. Bathymetry of the inner sector of the Río de la Plata estuary and configuration of grain size types of bottom sediments at the progradation zone of the Paraná river delta during mid-1960s (modified from Urien, 1972). 

Una particularidad del delta de cabecera de estuario DRP es la elevada carga sedimentaria que recibe del río Paraná, que con un área de drenaje de cerca 3.000.000 km2 es la segunda mayor cuenca de Sudamérica (^{Latrubesse et al., 2005}). Este sistema fluvial presenta sus áreas de cabecera en sectores subtropicales con alta disponibilidad de aportes clásticos, particularmente aquellas subcuencas tributarias que drenan la Cordillera de los Andes (e.g. ríos Bermejo y Pilcomayo, Fig. 1a). Hacia su desembocadura, el río Paraná transporta alrededor de 145 Mt de sedimentos en suspensión (30% arcillas, 60-65% limos y 5-10% arenas) y 15 Mt arenas como carga de fondo (^{Sarubbi et al., 2004}). Este inmenso aporte sedimentario, junto con aportes secundarios del río Uruguay e importantes cantidades de detritos orgánicos, determinó una progradación deltaica promedio de entre 30 a 70 m por año desde el año 1818 (^{Soldano, 1947}; ^{Codignotto y Marcomini, 1993}; ^{Pittau et al., 2007}; ^{Leal, 2011}; ^{Medina y Codignotto, 2013}). En particular, para la zona de estudio se estimó una tasa de avance, promedio, de entre 42 y 45 m/año entre los años 1933-2016 (Marcomini et al., 2018).

Desde el punto de vista político-administrativo el sector estudiado está incluido en las denominadas ¨Islas de la primera sección del delta¨, que pertenecen al municipio de Tigre, provincia de Buenos Aires. La progradación del delta hacia el estuario viene generando nuevas áreas emergidas, que han sido modificadas por la construcción de residencias particulares, emprendimientos inmobiliarios de loteo, establecimiento de puertos deportivos, que implican actividades de dragado, canalizaciones, desmontes, generación de lagunas artificiales, rellenos y terraplenes y, en conjunto, provocan la degradación de hábitats naturales y alteración de la hidrodinámica (^{Marcomini y López, 2011}; ^{Quesada, 2019}).

Contexto geomorfológico

Existen varias propuestas de subdivisión de los deltas en sectores o subambientes depositacionales, tanto desde un punto de vista geomorfológico como sedimentológico (Gilbert, 1980; ^{Frazier, 1967}; ^{Coleman y Wright, 1975}; Coleman, 1988; ^{Orton y Reading, 1993}; entre otros). Seguiremos en este trabajo la propuesta de ^{Ritter et al. (2011}), que considera los procesos erosivos y depositacionales dominantes, reconociendo en los deltas tres grandes sectores fisiográficos: la planicie deltaica superior, por encima del nivel de alta marea y dominada por procesos fluviales, la planicie deltaica inferior donde interactúan procesos fluviales y marinos, y el delta subácueo determinado enteramente por procesos marinos, lacustres o estuarinos.

La planicie deltaica superior del delta del río Paraná, que se inicia donde este curso fluvial se divide en dos distributarios principales (Paraná Guazú y Paraná de las Palmas; ^{Iriondo, 2004}), comprende un área muy extensa (3.500 km² y radio máximo de 100 km entre el ápice y la costa), con una pendiente general muy baja (0,5%) surcada por numerosos canales distributarios de variables dimensiones (Fig. 1c). Estas superficies son inundadas durante las crecientes del río Paraná y, en los sectores distales durante eventos de sudestada. En la planicie deltaica superior los subambientes son los típicos de los ambientes fluviales: canales, albardones, cuenca de inundación y lóbulos de desborde.

La planicie deltaica inferior, con dominancia de cotas menores a 2 m, conforma una faja litoral angosta (en promedio de 2-4 km), donde los procesos fluviales compiten con procesos de la cuenca receptora, en el caso del DRP principalmente flujos de marea, corrientes litorales y flujos de tormenta (sudestadas). En esta planicie, además de los subambientes antes mencionados, se desarrollan canales de marea sinuosos (hasta 1,3 km de longitud y 10-30 m de ancho) y áreas de pantano, desarrollando características de planicie de marea.

Se reconoció una morfología de cordones litorales que indican paleocostas del frente de avance del delta (^{Marcomini et al., 2018}; Fig. 3a). Dicho frente es un área litoral de 90 km de extensión, caracterizada por una activa sedimentación, concentrada principalmente en las desembocaduras de los dos distributarios principales: el Paraná de las Palmas y el Paraná Guazú, en este último sector sumando los aportes sedimentarios del río Uruguay. El rio Uruguay y la presencia de la costa rocosa uruguaya le imponen un límite al desarrollo del delta en esta área (^{Pittau et al., 2007}).

Figura 3 Sitios de muestreo de sedimentos de fondo y de testigos de sedimento. a) Ubicación de muestras de sedimentos de fondo en una imagen satelital (cortesía Google Earth) del área de estudio del año 2017, año de muestreo. En esta imagen se observa el aspecto de la planicie deltaica inferior (PDI), línea de costa para el año 1934 (según posición de cordones litorales y definidas por ^{Marcomini et al., 2018}), sectores de bahía interdistributaria (BI) y barras de desembocadura. BE indica una barra de desembocadura formada con posterioridad al año 1984, actualmente estabilizada por vegetación y formando islas de la planicie deltaica subaérea, BD señala una barra de desembocadura actualmente activa, sin vegetación, expuesta durante bajantes excepcionales del nivel del estuario. b-e) Serie temporal del área de estudio (1964-2017) construida con una fotografía aérea del año 1964 (cortesía SHN) (sobreimpuesta a una imagen satelital del año 1984) e imágenes satelitales de los años 1984, 1996, 2009 y 2017 (cortesía Google Earth). En la serie temporal puede observarse la ubicación de los testigos de sedimento analizados en este trabajo en relación con los cambios en la configuración geomorfológica del frente de progradación del delta del río Paraná. Como referencia la flecha roja marca un mismo punto geográfico a lo largo del avance del delta. Figure 3. Sample sites of bottom sediment and sediment cores. a) Location of bottom sediment samples in a satellite image (courtesy Google Earth) from year 2017, sampling year. This image shows the lower deltaic plain (PDI), the coastline in year 1934 (according to the position of littoral ridges and defined by Marcomini et al., 2018), interdistributary bay sectors (BI), and distributary mouth bars. BE indicates a distributary mouth bar developed after year 1984, currently stabilized by vegetation (BE) and forming islands of the subaerial delta plain, BD points to an active distributary mouth bar, without vegetation cover, and exposed during exceptional low water level of the estuary. b-e) Time series of the study area (1964-2017) using an aerial photograph of year 1964 (courtesy SHN) (superimposed on a satellite image of year 1984) and satellite images from years 1984, 1996, 2009 and 2017 (courtesy Google Earth). The time series exposes the location of study sediment cores in relation to the geomorphological evolution of the prograding area of the Paraná river delta. As a reference the red arrow marks the same geographic point along the delta advances. 

Costa afuera, el delta subácueo presenta una zona proximal, la más dinámica en términos de sedimentación y que determina la progradación deltaica. Este sector forma una orla irregular, de ancho variable (en promedio menor a 2 km), desde la línea de costa y hacia el interior del estuario (Figs. 2, 3a) donde se desarrollan las barras de desembocadura de los canales distributarios. Según relevamientos batimétricos realizados por el SHN en la década de 1960 (^{Urien, 1972}) amplios sectores de las barras de desembocadura fueron mapeadas con profundidad de pocos centímetros, y las áreas entre ellas (bahías interdistributarias) muestran profundidades, en promedio, menores a 2 m (Figs. 2, 4e). Valores semejantes de profundidad se observan en las cartas batimétricas más recientes (Servicio de Hidrografía Naval, 2012). Estos rangos de profundidades son consistentes con los medidos durante los relevamientos de campo del área de estudio. En transición hacia el estuario, que funciona como el prodelta del DRP, se desarrolla el área distal del delta subácueo.

Figura 4 Fotografías de campo de los subambientes y depósitos del área estudiada en el frente de progradación deltaica del delta del río Paraná: a) Barra de desembocadura, al fondo la ciudad de Buenos Aires; b) Óndulas de corriente formadas en depósitos de arenas finas-muy finas, sin fangos, sobre una barra de desembocadura; c) Detalle de óndulas de corriente modificadas por acumulación de sedimentos más finos; d) Vegetación de juncos en el delta subácueo que promueve el entrampamiento de partículas; e) Subambiente de bahía interdistributaria dominado por depósitos limo arcillosos y óndulas de corriente subordinadas en limos arenosos; f) Subambiente de canales distributarios en el delta subácueo. Figure 4. Field images of the subenvironments and deposits of the studied prograding area of the Paraná River delta: a) Distributary mouth bar, with the Buenos Aires city at background; b) Current ripples on fine-very fine sand, free of mud, above a distributary mouth bar; c) Detail of current ripples modified by settling of fines; d) Subaqueous vegetation that promotes particle trapping; e) Interdistributary bay with clayey silts and subordinated current ripples on sandy silt; f) Distributary channel in the subaqueous delta. 

MATERIALES Y MÉTODOS

Las investigaciones aquí presentadas incluyeron análisis geomorfológicos-temporales y sedimentológicos de sedimentos superficiales y de testigos de sedimento, de sectores de planicie deltaica subaérea y delta subácueo del DRP (Fig. 3). El análisis geomorfológico fue realizado en soporte SIG (QGIS) utilizando fotografías aéreas, imágenes satelitales (Landsat OLI 8, y Google Earth), cartas batimétricas (Servicio de Hidrografía Naval, 2012) y relevamientos de campo. Las fotografías aéreas (escala 1:5000; Instituto Geográfico Nacional y Departamento de Fotografía aérea, Armada Argentina) fueron georreferenciadas, empleando objetos comunes en las distintas imágenes, con el programa Global Mapper v18. Las imágenes satelitales fueron obtenidas del sitio https://www.usgs.gov/ y procesadas en el software ENVI Classic 5.3. Esta información digital fue compilada en una serie temporal del sector estudiado con el fin de describir su evolución, con especial énfasis en caracterizar la variación de los aspectos geomorfológicos ambientales de los sitios de muestreo (Fig. 3).

Se realizó un muestreo de sedimentos superficiales y la extracción de testigos de sedimentos en distintos sectores del frente de progradación deltaica, eligiendo los puntos de muestreo con una perspectiva geomorfológica en función de aquellos sitios que reflejaban cambios significativos en la serie temporal del área estudiada. El muestreo de sedimentos superficiales se llevó a cabo mediante draga tipo Snapper (años 2011 y 2017) y los testigos de sedimentos fueron extraídos en tubos de PVC de 2,5 pulgadas y 200 cm de largo hincados a golpe de masa y extraídos con sogas a tracción. Se midió el excedente exterior del tubo y la profundidad interior del sedimento para el cálculo de compactación. La recuperación de sedimento fue de entre 54 y 130 cm (D11-T2 en el año 2011 y D17-T1, D17-T3, D17-T4, D17-T5 en el año 2017) (Fig. 3). Las muestras y testigos fueron transportados al Laboratorio de Sedimentología del Departamento de Ciencias Geológicas-IGEBA (UBA-CONICET), donde se guardaron bajo condiciones refrigeradas (4°C) para su almacenamiento y preservación. En dicho laboratorio se procedió a la apertura, corte, descripción y muestreo de los testigos.

Para la descripción sedimentológica de los testigos se emplearon técnicas estándar de sedimentología junto con recomendaciones del Centro de Investigaciones Limnológicas (http://lrc.geo.umn.edu/laccore/icd.html), determinando tamaño de grano, estructuras sedimentarias, color (Munsell, 2000), presencia de macro-restos orgánicos y valvas. Como técnica complementaria se realizaron tomografías computadas sobre los testigos con el fin de visualizar con mayor detalle las estructuras (Hospital Italiano de Buenos Aires, tomógrafo computado Aquilion One Toshiba). En base a estas observaciones se reconocieron asociaciones de facies en las sucesiones de los testigos y se tomaron muestras para su caracterización textural. Los análisis granulométricos de las muestras de sedimentos superficiales y de los testigos se realizaron mediante analizador de partículas laser (Laboratorio de Sedimentología del INCITAP-CONICET y del CADIC-CONICET, en ambos casos con equipos Malvern Mastersizer Hydro 2000). Las muestras fueron pre-tratadas para la eliminación de materia orgánica con peróxido de hidrógeno al 30%.

Los resultados granulométricos fueron procesados y evaluados de manera estadística siguiendo los protocolos de ^{Folk y Ward (1957}), mediante el cálculo de parámetros estadísticos (media, mediana, moda, selección, asimetría, agudeza) y realización de gráficos (histogramas, curvas de frecuencia acumulada aritmética y logarítmica). Debido a la presencia de laminaciones muy finas, niveles masivos y estructuras sedimentarias de tipo heterolítica se procedió a la determinación de subpoblaciones mediante el análisis de miembros extremos (end members, ME). Para ello se utilizaron 46 muestras colectadas en distintos sectores del frente deltaico, incluyendo tanto sedimentos superficiales como sedimentos de testigos de fondo, junto con algunas muestras publicadas previamente por el grupo de trabajo (^{Marcomini et al., 2018}) (Tabla 1). Se siguió la propuesta de ^{Paterson y Heslop (2015}) de realizar un análisis paramétrico de ME, aplicando la distribución de Weibull, mediante el cual un conjunto de datos puede mezclarse en miembros extremos paramétricos unimodales. Esto facilita la identificación de subpoblaciones con determinadas distribuciones granulométricas individuales en conjuntos de datos mixtos. Para el procesamiento de datos se empleó el programa AnalySize 1.0.2 (Paterson y Heslop, 2015) bajo MatLab. Este análisis permite obtener una serie de ME, donde cada uno representa, matemáticamente, una subpoblación idealizada o teórica, que al combinarse en distintas proporciones da como resultado la distribución granulométrica de cada muestra analizada (^{Weltje, 1997}).

Tabla 1 Parámetros granulométricos (phi) de sedimentos del área de estudio del delta del río Paraná. A: L: Ar indica proporciones de arena (A), limo (L) y arcillas (Ar). Las muestras D_-T_M_ fueron colectadas en los testigos de fondo y las muestras D_-S_, C_* y D_* corresponden a sedimentos superficiales. Ubicación en las muestras en figuras 3, 6 y 7. Las muestras indicadas con * fueron publicadas en ^{Marcomini et al. (2018}). Table 1. Grain size parameters (phi) of samples of bottom sediments and sediment cores. A: L: Ar indicates the percentages of sand (A), silt (L) and clay (Ar). D_-T_M_ samples are from sediment cores and D_-S_, C_* y D_* are surficial samples. Sample location in figures 3, 6 and 7. Samples marked by * are from ^{Marcomini et al. (2018}).  

Otros indicadores evaluados fueron el carbono orgánico, carbono inorgánico y susceptibilidad magnética, en otro submuestreo de los testigos, realizado de forma equidistante cada 2 cm. Para los dos primeros se empleó el método Pérdida por Ignición (LOI) siguiendo el protocolo de ^{Heiri et al. (2001}), siendo el carbono orgánico equivalente al LOI550 y el carbono inorgánico a LOI950. La susceptibilidad magnética másica (SM) se midió con un sensor de laboratorio Bartington MS2B (Laboratorio de Paleomagnetismo del Depto. de Ciencias Geológicas-IGEBA, UBA-CONICET).

RESULTADOS

Granulometría y litofacies sedimentarias

Los depósitos analizados muestran sedimentos con distribuciones granulométricas mesocúrticas a leptocúrticas, bien a pobremente seleccionadas, con tendencia a curvas polimodales. Estos sedimentos se interpretan como mezclas de subpoblaciones producto de la combinación de diversos mecanismos de producción, transporte y depositación de partículas. La interacción y variabilidad de procesos y forzantes, de forma diaria o estacional, en el frente deltaico (aporte de sedimentos, descarga fluvial, flujos de marea, eventos de sudestada, cubierta de vegetación) determina la presencia frecuente de sedimentos de mezcla.

El análisis paramétrico de ME proporcionó como resultado diferentes modelos teóricos, conformados por distinto número de ME. Teniendo en cuenta criterios geológicos y consideraciones sobre la estadística del ajuste de curvas se propone en este trabajo que el modelo de separación de subpoblaciones que resulta geológicamente más adecuado para los depósitos estudiados es aquel que incluye cuatro ME (Fig. 5). Los coeficientes medios de determinación (R2) se trazan para varios modelos de miembros extremos y permiten evaluar el grado de ajuste matemático de los ME seleccionados. El modelo de cuatro ME explica el 98% de la varianza (R2=0,98) del conjunto de muestras analizadas. Los ME se interpretaron en términos de disponibilidad, transporte y depositación de sedimentos, sumando también el efecto de entrampamiento por la vegetación subacuática de juncos característica del área estudiada (Schoenoplectus californicus) (^{Kandus et al., 2006}) (Fig. 4d). Idealmente, cada miembro extremo corresponde a la distribución granulométrica de un sedimento acumulado por un único mecanismo de transporte y depositación, sumado al efecto de la vegetación. Las comunidades de vegetación afectan el flujo tridimensional de sedimentos, retrasando la tasa de dispersión de estos a escalas de tiempo cortas (cada hora e interanuales) (^{Pasternack y Brush, 2002}). La vegetación de juncos favorece la acumulación de sedimentos por entrampamiento entre las vainas y por la disminución de la velocidad del flujo generando sucesión ecológica y estabilización de las morfologías (^{Marcomini et al., 2018}).

Figura 5 Resultados del análisis de miembros extremos de los datos granulométricos de las muestras de sedimentos de fondo y de testigos de sedimento, empleando distribución paramétrica Weibull según cuatro miembros externos (ME). a) Curvas de distribución granulométrica de cada miembro extremo del modelo matemático (cada miembro final suma 100%). b) Curvas de distribución granulométrica de muestras individuales más representativa de cada litofacies definida en este trabajo. Referencias: ME1, arenas finas a limos gruesos; ME2, arena muy fina a limos medios; ME3, limos; ME4, limos y arcillas; Theta, distancia angular en grados entre el conjunto de datos medido y el conjunto de datos construido a partir de los miembros finales; R^2, correlación lineal cuadrada entre el conjunto de datos medido y el conjunto de datos construido a partir de los miembros finales; X, media; σ, selección; SK1, asimetría; KG, agudeza; %A, porcentaje de arena; %L, porcentaje de limo; %Ar, porcentaje de arcilla; Línea segmentada gris, distribución original de cada muestra; Línea negra continua, curva de ajuste modelada por la sumatoria de los cuatro ME. Figure 5. Results of the analysis of end members of grain size data from samples of bottom sediments and sediment cores, using the Weibull parametric distribution according to four extreme members (ME). a) Granulometric distribution curves of each extreme member of the mathematical model (each extreme member adds 100%). b) Granulometric distribution curves of more representative individual samples of each lithofacies defined in this work. References: ME1, fine sands to coarse silts; ME2, very fine sand to medium silts; ME3, silts; ME4, silts and clays; Theta, angular distance in degrees between the measured data set and the data set data constructed from extreme members; R^2, squared linear correlation between the measured data set and the data set constructed from extreme members; X, mean; σ, sorting; SK1, skewness; KG, kurtosis; % A, percentage of sand; % L, percentage of silt; % Ar, percentage of clay; Gray segmented line, original distribution of each sample; Solid black line, curve modeled by the summation of the four MEs. 

El miembro extremo más grueso ME 4 corresponde a arenas finas y muy finas (X: 3,2 phi; moda en 2,5- 3,5 phi), bien seleccionadas (σ: 0,5), con distribución simétrica (SK1: 0,03) y leptocúrtica (KG: 1,1) (Fig. 5a). Con una proporción de fracciones de 91,5% de arenas finas a muy finas y 8,5% limos. Esta subpoblación del modelo estadístico representa depósitos producto de corrientes tractivas, de partículas transportadas por rolido y saltación, que pueden ser producto de condiciones de bajo o alto régimen de flujo, o bien movilizadas por flujos oscilatorios. Idealmente, se presupone que la influencia de la vegetación es mínima o inexistente durante la depositación de estos sedimentos.

El ME 3 incluye limos arenosos (X: 3,9 phi; moda en 3,5-4 phi), moderadamente a bien seleccionados (σ: 0,5), con distribución asimétrica positiva (SK1: 0,2) y mesocúrtica (KG: 1) (Fig. 5a). La proporción de las fracciones corresponde a 64,5% de arenas muy finas y 37,5% de limos gruesos a medianos Este ME se interpreta como producto de la alternancia de procesos tractivos y decantación, sumado al entrampamiento de partículas por efecto de la vegetación.

El ME 2 son limos (X: 4,8 phi; moda en 4,5- 5 phi), moderadamente seleccionados (σ: 0,7), con distribución asimétrica positiva (SK1: 0,2) y mesocúrtica (KG: 1) (Fig. 5a). La proporción de las fracciones corresponde a 8% de arena muy fina y 92% de limos gruesos a muy finos. Esta subpoblación estadística representa depósitos formados por la alternancia de tracción y decantación, con predominancia de decantación de partículas en suspensión y entrampamiento por efecto de la vegetación, en menor medida sedimentación de clastos transportados por saltación por corrientes tractivas débiles.

El miembro extremo de grano más fino ME 1 incluye limos arcillosos (X: 6,4 phi; moda en 6-7 phi), pobremente seleccionados (σ: 1,6), con distribución simétrica (SK1: 0,01) y mesocúrtica (KG: 7) (Fig. 5a). La proporción de fracciones corresponde a 7% de arena fina a muy fina, 77% de limos gruesos a muy finos y 16% de arcillas. La acumulación del ME1 resulta del efecto combinado de decantación de partículas en suspensión debido a condiciones de flujos de velocidad muy baja o nula, más una proporción de partículas entrampadas por la vegetación.

El análisis de las características granulométricas de sedimentos superficiales y de testigos, empleando las propuestas estadísticas clásicas e incluyendo la metodología de ME, junto con la caracterización sedimentológica de las sucesiones de los testigos de fondo, y la valoración de la información geomorfológica según la ubicación de las muestras y testigos, permite proponer una serie de litofacies para caracterizar los depósitos del frente de progradación del DRP, cabecera del estuario del RdP (Tabla 2). Al ser un delta de cabecera de un estuario de 320 km de largo, y debido a la configuración de la cuenca y las características oceanográficas antes descriptas, los procesos de transporte de sedimentos dominantes en la desembocadura de los canales distributarios (delta subácueo proximal) son las corrientes de derrame fluvial desde el continente, el retrabajo de los sedimentos por flujos de mareas, corrientes litorales y procesos asociados a flujos de tormenta durante eventos excepcionales de sudestada (^{Cavallotto, 2002}; ^{Iriondo, 2004}). Otro elemento significativo en la acumulación de sedimentos es el entrampamiento producido por la abundante vegetación subacuática.

Tabla 2 Propuesta de litofacies para sistematizar el estudio de depósitos del frente de progradación deltaica de deltas de cabecera de estuario alimentados por ríos de carga limo-arenosa. Table 2. Lithofacies proposed to systematize the study of prograding deposits of bayhead deltas fed by rivers with a sandy silt load.  

La litofacies arenosa (S, Tabla 2) está dominada por el ME4 y raramente muestra bajos porcentajes del ME3, siendo los porcentajes de ME1 y ME2, en la mayoría de los casos, despreciables, por lo que se interpreta como producto de procesos tractivos, con subordinada decantación de finos. La litofacies areno limosa (SL, (Tabla 2) se caracteriza por la predominancia del ME3, que fluctúa entre 50-80%, y muy bajos valores del ME1, presentando también porcentajes variables de los ME2 y ME4. Para esta mezcla de sedimentos se infiere la alternancia de flujos tractivos y decantación de finos, con predominio de los primeros. Aunque con una relación A: L: Ar promedio semejante a la litofacies SL, la litofacies limo arenosa (LS, (Tabla 2) se diferencia por menores porcentajes del ME3 y mayores del ME1, indicando una menor participación de flujos tractivos en la sedimentación y mayor decantación y entrampamiento de partículas por la vegetación subácuea. La litofacies limosa (L, (Tabla 2) incluye los sedimentos dominados por los ME1 y ME2 junto con porcentajes subordinados de los ME3 y ME4, mostrando la predominancia de procesos de decantación y entrampamiento de partículas. Las litofacies limo arcillosas y arcillo limosas (LA y AL, respectivamente, (Tabla 2) comprenden los sedimentos más finos, dominados por el ME1 y acumulados fundamentalmente por decantación, y con participación de entrampamiento por la vegetación y, de forma subordinada, flujos tractivos de baja energía. En este primer análisis de un conjunto de depósitos del frente de progradación del DRP, las muestras de fondo del delta subácueo se agrupan, por sus características, en la litofacies LA en tanto las muestras de depósitos finos del delta subaéreo en la litofacies AL.

Estimación de rangos temporales de los testigos sedimentarios

Las sucesiones de los testigos analizados se estima que representan la sedimentación ocurrida entre ca. el año 1915 y los años 2011-2017 (años de muestreo y relevamiento realizados para este trabajo). Este intervalo de tiempo fue inferido en base a dos elementos principales. Por un lado, la correlación con un testigo de fondo extraído en un sector del frente de progradación deltaica por ^{Schuerch et al. (2016}), que se ubica unos 15 km al norte de la presente área de estudio (58°28,25´S-34°17,17´O). Dicho testigo muestra una sucesión de espesor y tendencia granulométrica semejantes a las de los testigos aquí estudiados, que fue depositada desde ca. año 1950, según fechados mediante 210Pb y 137Cs (Schuerch et al., 2016). Los autores calcularon una tasa de agradación vertical promedio de 1,52 cm por año para dicho testigo, que fue utilizada para estimar los rangos temporales de los testigos aquí estudiados (Tabla 3). Por otro lado, se realizó una evaluación de cronología relativa a partir de la presencia de valvas de Corbícula fluminea en los testigos analizados.

Tabla 3 Estimación de rangos temporales de los testigos de sedimento según tasa de crecimiento vertical de 1,52 cm por año (véase testigo 10-1 en ^{Schuerch et al., 2016}) (Más información en el texto). Table 3. Estimations of temporal ranges of here analyzed cores, considering a vertical growth rate of 1.52 cm per year (see core 10-1 at ^{Schuerch et al., 2016}) (More information in the text).  

^{Ituarte (1981}) estimó que dicha especie de bivalvo invasor ingresó al estuario del RdP entre fines de la década de 1960 y principios de 1970. En cuatro de los cinco testigos analizados se reconocieron valvas, enteras o fragmentadas, de Corbícula fluminea cerca de la base o en la mitad inferior de la sucesión sedimentaria (Figs. 6, 7).

Figura 6 Testigos de fondo D17-T1, D17-T3, D17-T4, de izquierda a derecha: fotografía del testigo, tomografía del testigo, asociaciones de facies (F), sección sedimentaria y curvas de variación de LOI550, LOI950 y susceptibilidad magnética (SM) (m³ kg^-1 10-7). Ubicación de los testigos en figura 3, litofacies según tabla 2 y asociaciones de facies según tabla 4. Figure 6. Sediment cores D17-T1, D17-T3, D17-T4, from left to right: core picture, core tomography, facies associations (F), sedimentary section, and curves of LOI550, LOI950 and magnetic susceptibility (SM) (m3 kg-1 10-7). Core location in figure 3, lithofacies in table 2, facies associations in table 4. 

Figura 7 Testigos de fondo D11-T2, D17-T5, de izquierda a derecha: fotografía del testigo, tomografía del testigo, asociaciones de facies (F), sección sedimentaria y curvas de variación de LOI550, LOI950 y susceptibilidad magnética (SM) (m³ kg^-1 10-7). Ubicación de los testigos en figura 3, litofacies según tabla 2 y asociaciones de facies según tabla 4. Figure 7. Sediment cores D11-T2, D17-T5, from left to right: core picture, core tomography, facies associations (F), sedimentary section, and curves of LOI550, LOI950 and magnetic susceptibility (SM) (m3 kg-1 10-7). Core location in figure 3, lithofacies in table 2, facies associations in table 4. 

Aun considerando que la tasa de agradación empleada es un promedio para el testigo fechado por ^{Schuerch et al. (2016}) y que la sedimentación no es homogénea en los distintos subambientes del frente de progradación y, por lo tanto, puede variar entre distintos testigos y/o a lo largo de cada testigo, las edades que se obtienen al emplear dicha tasa de acumulación resultan mayormente coherentes con la primera aparición de las valvas de Corbícula fluminea (Tabla 3). En los testigos D17-T1 y D17-T4 aparece una discrepancia entre la edad máxima que pueden tener los niveles con valvas de Corbícula fluminea (ca. 1970; ^{Ituarte, 1981}) y la edad de dichos niveles según la tasa de agradación vertical empleada (Tabla 3). Esto podría deberse a que la entrada del mencionado bivalvo invasor al estuario del RdP sea algo más antigua que la previamente estimada, o bien, que la tasa de acumulación de esas sucesiones fue mayor a 1,52 cm por año. Juzgamos más probable la segunda opción, siendo que si se considera que los primeros niveles con valvas de Corbícula fluminea fueron acumulados alrededor del año 1970 se obtienen tasas de sedimentación de entre 2 y 2,62 cm por año, y testigos de sedimento del estuario del RdP, del estudio antes mencionado, muestran tasas de acreción vertical variables entre 0,43 y 2,62 cm por año (Schuerch et al., 2016). Para las estimaciones realizadas en los testigos aquí analizados se empleó la tasa de 1,52 cm por año por corresponder al testigo, en Schuerch et al. (2016), que resulta más cercano al área aquí estudiada.

Debe tenerse en cuenta en estas estimaciones de cronología relativa en función de la presencia de valvas de Corbícula fluminea en los testigos analizados posee un grado de incertidumbre en tanto estos organismos no necesariamente pueden acumularse en todos los sitios muestreados. Aún con estas consideraciones se observa que los rangos temporales estimados para los testigos (Tabla 3) resultan congruentes con la evolución geomorfológica inferida a partir de las series temporales de imágenes satelitales y fotos aéreas (Fig. 3) y de la relación entre esta evolución y las sucesiones sedimentarias de los testigos.

DISCUSIÓN

El DRP constituye un sistema deltaico dominado por acción fluvial (^{Urien, 1972}; ^{Iriondo, 2004}; ^{Cavallotto et al., 2005}; ^{Marcomini et al., 2018}). Este marcado dominio fluvial y las características muy someras de la cuenca receptora (promedio menor de 4 m en el estuario interior; Fig. 2) determinan una sedimentación controlada por flujos friccionales. El modelo teórico de efluentes dominado por fricción (friction-dominated efluents), propuesto por ^{Wright (1977}), es característico de deltas formados en cuerpos de agua someros donde en la desembocadura de los canales se produce una rápida expansión y desaceleración del flujo por el aumento de la fricción de lecho y difusión turbulenta. La morfología de las barras y las características de los depósitos estudiados resultan compatibles con este modelo de sedimentación, a lo que se suma una fuerte influencia de procesos de marea semidiurnos y de eventuales tormentas (sudestadas). La caracterización sedimentológica de los testigos, el análisis granulométrico estadístico, la determinación de ME, y las tendencias del LOI550, LOI950 y SM, junto con la evaluación de los rasgos y evolución geomorfológica de los sitios de muestreo permite proponer una serie de asociaciones de facies que, se infiere, representan distintos subambientes del área estudiada (Tabla 4). Estas asociaciones permitirán sistematizar los estudios del frente de progradación deltaica del DRP que se vienen llevando a cabo y serán retroalimentadas con la incorporación de nueva información. Constituyen, además, una herramienta para el análisis de deltas de cabecera de estuario formados por grandes ríos, de carga sedimentaria limo-arenosa, en estuarios dominados por mareas.

Tabla 4 Propuesta de asociaciones de facies para sistematizar el estudio de depósitos del frente de progradación deltaica de deltas de cabecera de estuario alimentados por ríos de carga limo-arenosa. Table 4. Facies associations proposed to systematize the study of prograding deposits of bayhead deltas fed by rivers with a sandy silt load.  

Los depósitos de las barras de desembocadura, acumulados bajo condiciones subácueas, están caracterizados por arenas finas-muy finas, limos arenosos y limos, en menor medida limos arcillosos, en bancos fundamentalmente masivos o con laminaciones horizontales o heterolíticas. Estos depósitos fueron incluidos en la asociación de facies F1, en la cual se diferencian dos subfacies (F1a y F1b, Tabla 4, Figs. 6,7). La asociación F1a es dominantemente arenosa, en bancos masivos o con laminaciones horizontales, y se interpreta como los depósitos asociados a la zona de cresta de estas barras (según el modelo de ^{Wright, 1977}). El predominio de arenas masivas se infiere está asociado a una muy rápida depositación de los sedimentos, por pérdida de competencia de los flujos fluviales debido a la fricción de fondo y la expansión del flujo. A pesar de la presencia de arenas con óndulas de corrientes en las barras actuales (Fig. 4b) no se reconocieron, en los testigos, laminaciones ondulíticas en niveles de arenas sin fango, aunque sí es común la presencia de laminación heterolítica flaser en arenas limosas y limos arenosos. Esto puede responder a un sesgo en el muestreo de los testigos o bien a una menor tasa de preservación de los depósitos arenosos, en comparación con aquella delos sedimentos de mezcla, debido al retrabajo y alternancia de tracción y decantación en este ambiente dominado por procesos mareales. Justamente las arenas limosas y limos arenosos, con estructuras heterolíticas, son los depósitos más frecuentes que conforman las superficies de las barras de desembocadura (Fig. 4c), y que fueron incluidos en la subfacies F1b (Tabla 4, Figs. 6,7).

Se infiere que los depósitos de F1 pueden alcanzar un espesor mayor al reconocido en las sucesiones estudiadas (< 40 cm, Figs. 6,7), en vista de que en los testigos colectados no se observó el contacto de las arenas de barras de desembocadura cubriendo depósitos finos de prodelta. Sin embargo, para el caso del DRP no se presumen depósitos de barras muy espesos (¿< 1m?) debido a una profundidad promedio menor a 2 m para los sectores proximales del estuario interior (Fig. 2). Se interpreta que la alta tasa de avance del DRP (30-70 m/año; ^{Marcomini et al., 2018}, y referencias allí citadas) responde a una extendida progradación aguas afuera de los depósitos de barras por la combinación de un alto aporte sedimentario y un bajo espacio de acomodación.

En los testigos se interpretaron depósitos producto de eventos excepcionales, como sudestadas (flujos de tormenta más inundaciones en las áreas costeras) e inundaciones fluviales, que fueron incluidos en la asociación de facies F2 (Tabla 4, Figs. 6,7). F2 está formada por arenas finas-muy finas, en menor medida limosas, en capas masivas (litofacies Sm) y con valvas y fragmentos de valvas. Un modelo numérico, a partir de mediciones meteorológicas, de un evento de sudestada en el estuario del RdP indicó el desarrollo de flujos de tormenta con velocidades, en el estuario interior, de 50 cm s-1 (^{Framiñan et al., 1999}). Por su parte, un estudio sobre valvas de Corbícula fluminea, de tamaños semejantes a las encontradas en los testigos estudiados, mostró el transporte de dichas valvas con velocidades de 25 cm s-1 (^{Forrest et al., 2017}).

Las barras de desembocadura se asocian lateralmente a canales subácueos (continuación de los canales distributarios). En función de los depósitos descriptos en un sector del DRP la sedimentación en estos canales se caracteriza por bancos de arenas limosas y limos arenosos, con variadas estructuras sedimentarias, abundante bioturbación y deformación sin-sedimentaria (asociación de facies F3a, Tabla 4, Figs. 6,7). Los valores de SM sugieren ciertas tendencias grano-decrecientes que estarían relacionadas con rellenos sucesivos de estos canales.

Un depósito particular reconocido en las sucesiones del delta subácueo proximal es la presencia de bancos con laminación heterolítica inclinada (IHS en Fig. 7) (subfacies F3b, Tabla 4). La estructura IHS refleja ciclicidad estacional en la sedimentación y fue interpretada típicamente como producto de la acreción lateral de barras en espolón (point bar) bajo influencia de mareas (^{Thomas et al., 1987}). En el ejemplo aquí estudiado, y por la configuración geomorfológica del sitio de muestreo del testigo D11-T2, se interpreta que la IHS corresponde a sedimentación en canales distributarios subácueos, en sectores laterales a las barras de desembocadura (¿albardón subácueo?). En dicho testigo la subfacies F3b aparece cubierta por sedimentos de F1, que incluye a los depósitos de barra expuestos en el momento del muestreo (Fig. 7). ^{Sisulak y Dashtgard (2012}) sugieren que las IHS pueden desarrollarse en otros contextos además de los de barras en espolón clásicamente reconocidos. En su estudio de caso los autores reconocieron esta estructura en testigos de sedimentos colectados en el delta del río Fraser, en la costa pacífica de Canadá. En dicho ejemplo los depósitos con IHS se asociaron a barras de canales distributarios, con influencia de mareas, unos 5-10 km aguas arriba de la línea de costa, a diferencia del ejemplo aquí descripto donde las IHS se reconocieron en un testigo extraído en el contexto de una barra de desembocadura lindera a un canal subácueo (Fig. 3e).

Otros sedimentos dominantes en el sector estudiado del frente de progradación del DRP son los limos y limos arcillosos que se depositan en sectores de bahías interdistributarias (asociación de facies F4, Tabla 4, (Figs. 6,7). Se presentan como depósitos masivos, con laminación horizontal o heterolítica, y relativamente bajos porcentajes de materia orgánica (LOI550) si se los compara con los depósitos de las barras estabilizadas (¨islas¨). En estos últimos los sedimentos resultan mayormente masivos y con mayor proporción de restos vegetales y LOI550 (asociación de facies F5, Tabla 4). F4 resulta de una sedimentación dominada por decantación y entrampamiento de sedimentos por vegetación subacuática (juncales). Esporádicos flujos tractivos por derrames distales desde canales distributarios determinan la intercalación de limos arenosos (litofacies LSm/f/h/o) y arenas limosas (SLm, Tabla 2, Figs. 6,7).

Las barras de desembocadura actúan como núcleo de sedimentación, agradando verticalmente y permitiendo la acumulación de sedimentos más finos. Eventualmente, la vegetación puede colonizar la superficie (Fig. 4d) generando una retroalimentación positiva en la sedimentación, que determina el crecimiento vertical y lateral de las barras hasta que se adosan a la planicie deltaica subaérea (Fig. 3). En la planicie deltaica subaérea la acumulación está controlada por las inundaciones periódicas desde los cursos fluviales y, en los sectores costeros, también por inundaciones durante tormentas. La sedimentación se concentra en la adyacencia de los canales lo que determina la formación de albardones (^{Frazier, 1967}). Los albardones son además sectores altamente vegetados, dominados actualmente por especies exóticas y con parches de vegetación autóctona (selva en galería, ^{Kalesnik et al., 2008}). Esta vegetación favorece el entrampamiento de sedimentos y el crecimiento de los albardones. Solo crecidas excepcionales alcanzan los sectores centrales de la planicie deltaica, que son áreas bajas inundables, con acumulación de sedimentos fangosos (^{Iriondo, 2004}) y vegetación de pajonales (^{Leal, 2011}: 44). Estas fracciones más finas de las planicies se incluyen en la asociación de facies F5, que se compone de arcillas limosas y limos arcillosos, masivos, con abundantes restos de frondes y raíces, y elevado contenido orgánico (Tabla 4, Fig. 6).

En las sucesiones estudiadas son frecuentes las estructuras de deformación sinsedimentaria y de bioturbación que responden a la alta tasa de sedimentación y actividad de organismos, respectivamente, presentes en el ambiente estudiado. No se descarta que algunas de las estructuras de bioturbación (e.g. 78-82 cm del testigo D17-T3, Fig. 6) puedan corresponder a una estructura orgánica de escape (tipo fugichnia), quizás relacionada a la actividad del bivalvo Corbícula fluminea. Estudios particulares de estructuras biogénicas sobre estas sucesiones permitirán profundizar en estos aspectos. También aparecen estructuras interpretadas como de escape de gases (e.g. 32-43 cm del testigo D17-T5, Fig. 7) en función de sus rasgos y de la abundante presencia de gas metano entrampado en los depósitos del DRP, con mayores concentraciones entre los 90- 120 cm de profundidad (^{Sanci y Panarello, 2018}).

La interpretación del comportamiento de la susceptibilidad magnética no sigue a lo largo de todo el material estudiado un patrón común (Figs. 6,7). La dinámica del ambiente en estudio y la multiplicidad de factores que actúan, generan este comportamiento de un parámetro físico del material que resulta variable. En varios sectores de los diferentes testigos de sedimentos analizados se observa una correlación entre el aumento del contenido de carbono orgánico y una disminución de la susceptibilidad magnética, lo cual es esperable ya que la materia orgánica diamagnética. En algunos casos, como ejemplo la base del testigo T11-T2, se observa un incremento de la SM, correlacionado con litofacies específica. En otros casos, como en el testigo D17-T1, la SM varía mostrando tramos con tendencias crecientes positivas correlacionadas con el reconocimiento de intervalos grano-decrecientes. En este caso puede presumirse que tal correlación se vincula con una mayor concentración de cuarzo, mineral diamagnético, en los sectores de relativa mayor granulometría. Se descartan condiciones ambientales apropiadas para la neoformación de minerales magnéticos. Ulteriores estudios complementarios de propiedades magnéticas permitirían comprobar o refutar estas hipótesis.

Los depósitos analizados en el área de estudio del DRP (Fig. 1) muestran algunas similitudes con otros modelos de facies de deltas de bahía (bayhead deltas) en estuarios. Un estudio geomorfológico-sedimentológico en el delta actual del río Atchafalaya, uno de los lóbulos del delta del río Mississippi (van Heerden, 1983), ejemplifica depósitos semejantes a los aquí estudiados. Testigos de fondo de dicho delta mostraron que las barras de desembocadura están compuestas por arenas finas y limos, con una laminación fina, paralela y entrecruzada, y cubiertas por arcillas con laminación horizontal, en ciclos grano-decrecientes, centimétricos (3-9 cm) (van Heerden, 1983). Según dicho autor, el delta del Atchafalaya puede considerarse como un ejemplo de deltas de ambientes protegidos (bayhead deltas), formado además en un cuerpo de agua somero y no estratificado, alimentado por un río con alta carga sedimentaria, con una alta tasa de progradación y bajo rango de mareas. En nuestro estudio de caso no se distinguieron laminaciones entrecruzadas como una estructura frecuente, con la excepción del paquete con IHS en el testigo D11-T2 (Fig. 7). Es sabido que los paquetes con estructuras entrecruzadas son características de los depósitos de frente deltaico (e.g.^{Reading y Collinson, 1996}), especulamos que para el DRP la escasa presencia de este tipo de estructuras sedimentarias resulta del carácter extremadamente somero de la cuenca receptora, donde dominan profundidades menores a 1 metro hasta 5 km aguas afuera de la línea de costa. A su vez, no se descarta que un muestreo más extendido de testigos de fondo pueda revelar una mayor presencia de depósitos con laminaciones entrecruzadas.

Como era previsible, en función de la predominancia de procesos mareales por sobre el oleaje en la cuenca receptora del DRP, las laminaciones heterolíticas son las más abundantes en los depósitos del área de estudio. De forma semejante, estas estructuras son características en el modelo depositacional descripto por ^{Aschoff et al. (2018}) en lo que se refiere a los depósitos de los sectores proximales y medios del frente deltaico. A diferencia de las sucesiones aquí estudiadas, estos autores describieron paquetes grano-crecientes y refieren que internamente están formadas por depósitos de flujos hiperpícnicos. Las características de los depósitos del DRP no muestran rasgos que sean compatibles con la depositación a partir de este tipo de flujos (^{Zavala et al., 2011}).

CONCLUSIONES

El sector estudiado del frente de progradación del DRP se caracteriza por la presencia de barras de desembocadura de morfología radial típicas de un patrón de depositación friccional, como las descriptas en deltas alimentados por canales arenosos de carga mixta y formados en cuerpos de agua someros. En el delta subácueo estas barras pueden alcanzar grandes extensiones (hasta 7 km2), presentan muy baja pendiente y están formadas por arenas limosas y limos arenosos, en menor proporción arenas finas-muy finas sin fango. En estas superficies migran óndulas de corrientes, comúnmente asociadas a acumulación de finos, o se desarrollan condiciones de lecho plano de alto régimen. La yuxtaposición lateral de las barras de desembocadura, su crecimiento vertical y estabilización determina la progradación del delta. Las barras pueden, también, migrar lateralmente o aguas abajo, o bien sus sedimentos ser retrabajados para contribuir al crecimiento de otras barras.

En el frente de progradación del DRP, además de las barras, se distinguen canales distributarios subácueos, que transportan dominantemente arenas limosas y limos arenosos, y bahías interdistributarias donde se acumulan limos arcillosos. Los relevamientos de campo e información batimétrica publicada indica un frente de progradación de aguas muy someras, con profundidades, en promedio, menores a 4 metros, con la excepción de aquellos canales sujetos a dragado para permitir la navegación.

Las características granulométricas de los depósitos analizados, en muestras superficiales y de testigos, que representan distintos subambientes del frente de progradación del DRP, evidencian sedimentos formados por mezclas de subpoblaciones, producto de la combinación de diversos mecanismos de producción, transporte y depositación. La caracterización textural estadística y de subpoblaciones mediante el análisis de miembros extremos constituyen metodologías convenientes y complementarias para caracterizar e interpretar este tipo de sedimentos de mezcla y que, además, no muestran grandes variaciones de tamaño de grano. El modelado matemático de miembros extremos debe estar necesariamente guiado por criterios geológicos que diferencien procesos de acumulación viables con el ambiente estudiado.

La caracterización sedimentológica de los testigos, el análisis granulométrico estadístico, la determinación de miembros extremos, y las tendencias del LOI550, LOI950 y SM, junto con la evaluación geomorfológica de los sitios de muestreo permite proponer una serie de litofacies y asociaciones de facies. Se infiere que estas asociaciones representan distintos subambientes del área estudiada del DRP, incluyendo depósitos de barra de desembocadura, de canales distributarios subácueos, de bahías interdistributarias y de barras estabilizadas que pasan a formar parte de la planicie deltaica subaérea. Estas asociaciones de facies permiten sistematizar los estudios del frente de progradación deltaica del DRP y constituyen una herramienta para el análisis de deltas de cabecera de estuario formados por grandes ríos, de carga sedimentaria limo-arenosa, en estuarios dominados por mareas.

La sedimentación en el área de estudio del DRP está dominada por acumulación de arenas finas-muy finas, masivas, por pérdida de competencia de los flujos fluviales debido a la fricción de fondo y la expansión del flujo. Estos depósitos están acompañados por arenas limosas y limos, con proporciones variables de arenas y/o arcillas, acumulados por el retrabajo de corrientes fluviales, de marea y flujos de tormenta, la decantación de las fracciones más finas y el entrampamiento de partículas por la abundante vegetación subacuática del delta.

Se estima que las sucesiones de los testigos analizados representan la sedimentación ocurrida en el frente de progradación del DRP entre ca. el año 1915 y los años 2011-2017 (años de muestreo y relevamiento realizados para este trabajo), en función de la correlación con testigos fechados del DRP publicados en la literatura y de la presencia de valvas de Corbícula fluminea (presente en el DRP desde, al menos, el año 1970).