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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versión impresa ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.10 no.1 La Plata ene./jul. 2003

 

ARTÍCULOS

Influencia del area continental pampeana en la evolución morfologica del estuario de Bahia Blanca

Walter D. Melo1,3, Roberto Schillizzi 1,2, Gerardo M. E. Perillo 1,2, M. Cintia Piccolo1,3

1 CONICET -Instituto Argentino de Oceanografía (IADO), CC. 804, 8000 Bahía Blanca.
2 Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, San Juan 670, 8000 Bahía Blanca.
3 Departamento de Geografía, Universidad Nacional del Sur, 12 de Octubre y San Juan, 8000 Bahía Blanca.
E-mail: wdmelo@criba.edu.ar - chilli@criba.edu.ar - perillo@criba.edu.ar - piccolo@criba.edu.ar

Recibido: 30 de agosto de 2002
Aceptado: 4 de julio de 2003

Resumen. El trabajo pretende relacionar la morfología costera del estuario de Bahía Blanca con los ambientes del área continental pampeana, con el fin de definir los procesos que dieron lugar a su formación. El estudio se basó en el análisis y procesamiento de cartas imágenes del IGM utilizando un Sistema de Información Geográfica, sumándose la digitalización de imágenes satelitales y corroborado por estudios de campo. El área de estudio, que comprende desde el sudeste de la provincia de La Pampa hasta el estuario de Bahía Blanca, fue cubierta por un relevamiento aéreo que completó la información obtenida en el gabinete y perfiles geológicos de campo. Las unidades presentes se encuadran en el dominio continental y de transición. El primero de ellos está constituido por depósitos aluviales y valles ubicados estos últimos principalmente en el sudoeste de la Prov. de La Pampa, los cuales se agrupan según sus características de origen y desembocadura en tres conjuntos con extensiones de 100 km y relieves mínimos de –40 m. El dominio de transición incluye planicies y canales de marea, islas, salitrales, marismas y playas de arena. Algunos de estos ambientes están constituidos por sedimentos finos y colonizados por spartinas y salicornias. La estructura sedimentaria suele estar afectada por procesos bioingenieriles. El estuario de Bahía Blanca es el resultado de las interacciones de ambos dominios ocurridas durante el Pleistoceno tardío - Holoceno. La presencia del río Colorado y los valles alineados del sudeste pampeano indicarían un conjunto de formas vinculadas entre sí y al estuario donde, a partir de los 7.000 años AP los aportes sedimentarios depositados iniciaron nuevamente un modelado bajo características deltaicas que se inició en el Pleistoceno. Con posterioridad las condiciones climáticas existentes afectaron las variaciones del nivel del mar, las cuales impactaron en las geoformas preexistentes, alterando su fisonomía y formando a su vez nuevas unidades. Los posteriores cambios de rumbo del río Colorado y la ausencia de drenajes del área pampeana, capturados en las depresiones salinas, limitaron los aportes hidrológicos al área estuarial. Estos eventos permitieron el incremento de la influencia marina conformando diversos procesos cuyo resultado final fue un sistema de erosión-acreción. Evidencias de esta situación se halla en la conformación de los canales de marea, en el incremento del número y superficie de sus planicies de marea y marismas y en la degradación de sus islas.

Palabras clave: Estuarios; Geomorfología continental; Estuario de Bahía Blanca; Morfogénesis.

EXTENDED ABSTRACT

Influences of the continental Pampa area on the morphological evolution of the Bahía Blanca Estuary.

The characteristics of the drainage basins are one of the most important factors defining the origin and evolution of estuaries. In the case of the Bahía Blanca Estuary (Fig. 1), the presence of morphologic units such as the Colorado River and a series of depressions in the SW of La Pampa Province is connected to the genesis and evolution of the estuary since the Pleistocene. The aim of the present article is to establish the possible paleomorphologic relationships between the estuary and the adjacent continental environment. Bahía Blanca Estuary is the reception basin of a drainage basin located in the Southwest of the Buenos Aires Province, having a surface of the order of 3000 km2. The coast of the estuary can be divided in two sectors. To the north, it has a NW-SE orientation, whereas, to the west, the coast trends approximately N-S. The former has over 110 km in length between Salitral de la Vidriera and Baliza Monte Hermoso and the latter is located between the salitral and Laberinto Pt. with 130 km.
To study the evolution of the area, visual analysis of satellite image charts from the IGM (scales 1:100.000 and 1:250.000) were employed. Once the morphologic unities were identified, they were digitized and assembled in a Geographic Information System (GIS) supported on the Landsat 7 satellite image ETM Path/Row 227 - 087 provided by CONAE. All IGM topographic charts of the area were also digitized and transferred to the GIS. A total of 8 field surveys were made to define the geomorphologic and geologic conditions and topographic surveys of the valleys and depressions were also performed. Furthermore, an aerial survey of the estuary and its surroundings were made.
Two units were defined as Continental and Transitional domains (Fig. 1). In the former, the morphology is defined by the subaerial sedimentation processes associated to the presence and evolution of the hydrographic basin. The Transitional Domain includes the coastal and estuarine sectors. On the Continental Domain we determined the presence of geomorphologic units such as alluvial, aeolic and fluvial deposits, dune fields, sand strandflats and valleys and depressions. The latter are aligned and related to previous faulting which may be directly related to the origin of the estuary. Part of these alignments are below mean sea level (-20 m) and formed by canyons and valleys containing dunes of varied shapes. These valleys have been arranged in three groups. Group I starts on the NW of Lihué Calel Hills and formed two alignments having a NW-SE and E-W trends. Both follow the Chasicó - Salinas Chicas depression, continuing into the Salitral de la Vidriera and the Canal Principal. The second group is 120 km in length formed by the alignment passing through the Blanca Grande and Callaquéo lagoons, ending in the Chasicó - Salinas Chicas depression. The alignments in Group II are mostly trending in the E-W direction starting at the confluence between the Colorado and Salado rivers ending in the Chasicó - Salinas Chicas depression. Group III is independent of the other two and its alignments are related to the Colorado River directed towards the southern portion of the estuary. The most significant axis has a length of 140 km and relates the Anzoátegui and La Gotera salt lagoons with Falsa and Verde bays. The fluvial discharge along the three groups provided the hydric connexion between the continent and the littoral environments developing the initial stages of the formation of the Bahía Blanca Estuary. On the other hand, the morphologic unities in the transitional unit are: tidal flats (active and inactive), salt marshes, tidal channels, islands, sandy beaches and spits, and cliffs (Fig. 2).
Since the Pleistocene, Bahía Blanca Estuary was affected by complex transformations due to climatic changes, alternation of dry and humid periods, and changes in the mean sea level (Aguirre, 1995). Between 9.500 and 7.500 yrs BP mean sea level increased to - 25 m (Aguirre, 1995) or between - 12 and -18 m (Aliotta and Perillo, 1990) (Fig. 3). The area presently occupied by the estuary was subaerial (Fig. 4a). Later on, the climate changed to warmer and more humid conditions (Aguirre, 1995) and the mean sea level increased to approximately the present conditions. Rivers introduced a large sediment load coming from the three groups and the Ventana Hill System developing a delta. Sediments were redistributed by the estuarine dynamics developing tidal flats, shoals, spits and islands. Due to the low slope and wide valleys, river velocities in the Group I were very low allowing only the transport of fine materials. About 6000 yrs BP the humidity and temperature was still increasing (Quattrocchio and Borromei, 1998), which induced further increase of the mean sea level reaching values of 5 to 12 m above present conditions (González, 1984). These values are further related to similar studies made by Cavallotto et al. (1999) for the Río de la Plata and Aliotta et al. (2000) for Arroyo Parejas.
Because of the higher sea level, the delta was fully covered by the sea reaching the continent through the Salitral de la Vidriera. Although between 5.000 and 4.500 yrs BP the climatic conditions were stable, fluvial discharge reduced significantly inducing a sea level reduction to 2 - 3 m above present level and some of the higher islands became dry. Towards 3000 yrs BP, climate changed to temperate-dry, similar to the present conditions (Aguirre, 1995), which determined the disappearance of the rivers being replaced by aeolic environments. Consequently, the Colorado River only discharged in the depressions and to the axis La Adela - Algarrobo - canal del Embudo, while it progressively migrated southward. In this migration, the river occupied and later released the axis Salinas de Anzoátegui - La Gotera - Bahía Falsa.
About 2000 yrs ago, the connexion between the continental and transitional environments (Salitral de la Vidriera) was transformed in a coastal lagoon. Wind action transported eastward the original sand deposits from southeast of La Pampa Province, forming extensive dune fields. This material also covered the Verde, Ariadna and Monte Is., located to the south of the estuary. Recently, Spalletti and Isla (2002) found at the mouth of the Colorado Nuevo River, to the south of the indicated islands, the presence of a lobular prograding shelf delta originated by marine reworking.

Keywords: Estuaries; Continental geomorphology; Bahía Blanca Estuary; Morphogenesis.

INTRODUCCION

Uno de los factores que influyen en la caracterización de los estuarios son sus cuencas hidrológicas, medio donde se articula el dominio marino y el de transición. La constitución sedimentaria del estuario de Bahía Blanca y el gran desarrollo de sus planicies e islas, sugiere la actividad de ríos primitivos influenciados en su desarrollo por el ambiente marino. Sin embargo, sólo se observan en la cuenca actual cursos limitados en sus caudales y aportes terrígenos. La presencia de unidades morfológicas en el área externa a dicha cuenca, como el río Colorado y el conjunto de valles del sudoeste pampeano, sugieren una serie de formas vinculadas al estuario, producto de cambios significativos de la línea de costa, cuyo origen y evolución abarcó desde el Pleistoceno a la actualidad.

Los primeros estudios geomorfológicos en la región del estuario comienzan con Groeber (1947) quien interpretó la influencia de las glaciación en la formación de las depresiones del SE pampeano en su relación con la región sur de Bahía Blanca. García y García (1964) realizaron una caracterización hidrogeológica del sector, mientras que González Uriarte (1984) estableció la presencia de nuevas unidades geomorfológicas en el sector continental que rodea a la bahía Blanca. Desde el punto de vista geofísico, Kostadinoff y Affolter (1979) y Kostadinoff y Font (1984) reconocen una serie de fallas de rumbo sudoeste-noreste localizadas en la zona de la Cuenca del Colorado.

Estudios detallados de las características submareales del estuario y sus geoformas asociadas se inician con los trabajos de Aliotta y Perillo, (1987) quienes establecen la presencia de dunas subácueas de gran desarrollo. Aliotta y Perillo (1990) señalan la existencia de terrazas submarinas a lo largo del Canal Principal y su boca. Gómez y Perillo, (1992, 1995) destacaron la presencia y aspecto de los bancos alineados. Aliotta et al. (1996, 1999) analizaron la composición del subfondo marino entre el estuario de Bahía Blanca y bahía Anegada. Ginsberg (1991) y Ginsberg y Perillo (1999) evaluaron la evolución geomorfológica de los canales de marea tributarios del Canal Principal, mientras que Perillo y Piccolo (1999) y Perillo et al. (2000) realizaron revisiones generales de las características físicas y morfológicas del ecosistema del estuario. Angeles (2001) hace un detallado análisis de la red de drenaje del mismo. Sin embargo, los estudios que relacionan las unidades morfológicas del estuario de Bahía Blanca, su cuenca hidrográfica con la región pampeana circundante son muy escasos destacándose aquellos de contenido netamente continental (González Uriarte, 1984 y Spalletti e Isla, 2002).

Recientemente Melo et al. (2000, 2001) efectuaron interpretaciones morfológicas de las depresiones alineadas del sudoeste pampeano, definiendo las relaciones hídricas entre el área continental y los canales del estuario de Bahía Blanca. Además, establecieron la existencia de ejes fluviales secundarios que también formaron finalmente la red de canales menores del estuario. No obstante, en dicho trabajo no se detalló la morfodinámica estuarial ni la evolución temporal de las formas. Por lo tanto el objetivo del presente trabajo es establecer las relaciones paleomorfológicas entre el área continental y el litoral del estuario de Bahía Blanca, investigaciones que tenderán a establecer el origen del estuario y su evolución en el tiempo.

AREA DE ESTUDIO

El estuario de Bahía Blanca, de aproximadamente 3000 km2 y su respectiva cuenca hidrográfica actual de 19.000 km2 ocupan parte del sudoeste de la provincia de Buenos Aires (Fig. 1). Posee dos secciones de costas, una ubicada al norte con un rumbo noroestesudeste y otra al oeste con orientación norte-sur. La primera se localiza entre el salitral de la Vidriera y la baliza Monte Hermoso totalizando 110 km de extensión, y la segunda entre el salitral mencionado y Punta Laberinto con 130 km de costa. El interior el estuario contiene extensas planicies de marea activas que drenan sus aguas a través de una serie de canales interconectados. Entre los primeros se encuentran el Canal Principal, el canal Bermejo y los denominados "Bahía Falsa", "Bahía Verde" y "Caleta Brightman" (Fig. 2). El más destacado es el primero de ellos, que con rumbo noroeste-sudeste y una longitud de 70 km, tiene una profundidad promedio de 10 m y un ancho variable de 100 m en su nacimiento y 10 km en su desembocadura en el Océano Atlántico. Las características fisiográficas apuntadas permiten el acceso y navegabilidad de buques de gran calado al puerto de Ing. White y Cnel. Rosales.


Figura 1: Area de Estudio. Ubicación de las unidades morfológicas continentales y distribución de los grupos de drenaje.
Figure 1: Studyarea. Location of the continetal morfologic units and distribution of the drainage groups.


Figura 2: Esturario de Bahía Blanca. Distribución de la unidades transicionales
Figure 2: Bahía Blanca estuary. Location of the transitional morphologic units

La cuenca hidrográfica del estuario de Bahía Blanca (Fig. 2) se divide en dos sectores separados entre sí por una depresión relativa y somera representada por el salitral de la Vidriera. El primero o septentrional, de características hídricas permanentes, se desarrolla desde el cordón sudoeste de las Sierras Australes hasta el borde norte del citado salitral y fue denominado "Dominio del Positivo de Ventania" por González Uriarte (1984).

Los ríos Sauce Chico, Napostá Grande y Chico nacen en las mencionadas sierras y conforman una red de drenaje jerarquizada de cuarto orden (Sthraler, 1952), la cual generó los depósitos aluviales que se ubican en la costa norte del estuario. La sección se completa con cursos de carácter semipermanentes denominados Saladillo o Dulce y Saladillo de García con tres ordenes de jerarquía (Sthraler, 1952).

El segundo o meridional se extiende desde el sur del salitral de la Vidriera hasta la "Caleta Brightman". Posee drenajes de tipo esporádico razón por la cual el aporte hídrico es mínimo ya que los escurrimientos se activan únicamente con las precipitaciones. Las principales geoformas en este sector de la cuenca hidrográfica son dos amplias cadenas de médanos que penetran con dirección oeste hacia la provincia de La Pampa. El resto del área tiene formas poco marcadas en superficie, con escasa pendiente y cubiertas en gran parte por mantos arenosos.

MATERIALES Y METODOS

Para relevar e interpretar la evolución de geoformas antiguas y actuales presentes en el área continental y estuarial se efectuó un análisis visual de cartas imágenes del IGM a escala 1:100.000 y 1:250.000. Detectadas las unidades se las cartografió utilizando un Sistema de Información Geográfica (SIG). Para la digitalización de las formas se recurrió a la imagen satelital Landsat 7 ETM Path/Row 227 – 087 provista por la CONAE a las que con posterioridad se le superpusieron las curvas de nivel digitalizadas de las hojas topográficas IGM del área de trabajo. Localizadas las distintas geoformas se procedió constatar su geología a través de ocho campañas en las cuales se recogieron muestras sedimentarias y se analizaron los perfiles topográficos de valles y depresiones. También se realizó un relevamiento aéreo entre el área estuarial y la depresión Chasicó – Salinas Chicas, en el cual se realizó una filmación y se tomaron fotografías oblicuas, que completaron la información obtenida en el gabinete y sobre el terreno.

UNIDADES MORFOLÓGICAS

Las unidades presentes en el estuario de Bahía Blanca y sus alrededores se encuadran en los dominios continental y de transición (Arche, 1989). En el primero de ellos la morfología está condicionada por los procesos de sedimentación propios de ambientes por sobre el nivel del mar donde se conjuga la existencia y evolución de una cuenca hidrográfica y las unidades que la componen. El dominio transicional comprende al espacio territorial donde confluyen los fenómenos de interacción entre las grandes masas de agua estabilizadas y las tierras emergidas. Debe destacarse que la escasa pendiente superficial que presenta el estuario de Bahía Blanca permitió que la influencia marina haya penetrado con profundidad elaborando unidades costeras de extensiones importantes, p.e., el salitral de la Vidriera.

Dominio Continental ( Fig. 1)

Depósitos fluviales. a) de pie de monte. Se ubican desde el faldeo de las Sierras Australes hasta la costa norte del estuario, cuyos sedimentos fueron distribuidos y acumulados por los ríos y arroyos del sector. Estos depósitos ubicados hasta los 50 m sobre el nivel medio del mar (snm) forman una planicie cuya cobertura tiene una pendiente de 5 ‰. A partir de esta cota se produce una discontinuidad topográfica que marca las nacientes de los conos aluviales quienes poseen un declive del orden del 7,3 ‰. Litológicamente están formados por sedimentitas rojizas bien consolidadas y limolitas cineríticas, de colores claros, en cuya superficie se hallan dispersos rodados cuarcíticos de variados tamaños.

b) Terrazas fluviales. Formas generadas a partir de los antiguos aportes del río Colorado y distribuidas en una amplia superficie que ocupó desde el borde sur del salitral de la Vidriera hasta el actual curso del río mencionado. Corresponden a depósitos de arcilitas marrón rojizas, en las que se intercalan niveles de gravas finas a arenas gruesas y rodados líticos oscuros de origen fluvial.

Cadenas de médanos y mantos arenosos. Ocupan dos amplias zonas. a) En el sector noreste del estuario se inicia la cadena de médanos que ocupa gran parte de la costa de la provincia de Buenos Aires. En Punta Tejada tiene el máximo desarrollo con un ancho de 8 km y alturas variables entre 30 y 40 m. Están constituidos por arenas finas a medianas, en parte edafizadas, que sostiene una cobertura de gramíneas. Adoptan variadas formas tales como acordonados, barjanoides y domos. Se hallan sometidos a continua modelación por la acción eólica. Frenguelli (1950) distinguió hasta tres ciclos en la formación de estas cadenas.

b) En el área occidental del estuario se distinguen dos cadenas subparalelas de acumulaciones eólicas de arenas muy finas. Tienen orientación noroeste-sudeste, con longitudes que exceden los 100 km y anchos de 20 km. Adoptan un perfil suave con amplias laderas y escasas alturas. La primera cadena o septentrional abarca desde la depresión Colorada Grande, en el SE de la provincia de La Pampa, hasta el borde sur del salitral de la Vidriera. La segunda o meridional se desarrolla desde las salinas de Anzoátegui hasta las planicies de marea de isla Verde.

Valles pampeano – bonaerenses. Bajo esta denominación se describen a formas ubicadas en el sudeste pampeano y sudoeste bonaerense, al norte del río Colorado las cuales adoptan una distribución paralela y subparalela al mismo. Su evolución fue analizada oportunamente por Malagnino (1988). Estos valles presentan en su interior cuerpos de agua con circulación restringida, debido a la existencia de sectores medanosos y a las características climatológicas actuales de la región. Los valles se encuentran separados entre sí por cerros mesas con alturas máximas de 150 m en los cuales predominan los procesos de erosión hídrica retrocedente y de abarrancamiento a las que se suman acciones eólicas posteriores (Salazar Lea Plaza, 1980). Por sus características de origen y desembocadura, estos valles y depresiones se han agrupado en tres categorías (Melo et al., 2000, 2001).

Grupo I. Nace en el NO de las sierras de Lihué Calel. Corresponde a valles con anchos entre 5 y 20 km. Este grupo está conformado por dos lineamientos con dirección NO-SE y E-O, convergentes y con continuidad, a partir de la depresión Laguna Chasicó – Salinas Chicas (- 40 m). El primero de ellos o septentrional, de 200 km de largo, está formado por las lagunas Colorada Grande y Chica, laguna Chasicó – Salinas Chicas, continuando por el salitral de la Vidriera, para finalizar en el Canal Principal del estuario. El segundo o meridional tiene 120 km y está formado por la línea de lagunas que forman Blanca Grande y Callaquéo (- 42 m), para terminar en el sector Chasicó - Salinas Chicas.

Grupo II. Se origina en la confluencia de los ríos Colorado y Salado. Está constituido por valles que no exceden los 100 km de longitud y con dirección preponderante E–O. Conectan el salitral Negro y la laguna Callaquéo (- 42 m) para finalizar en la depresión Chasicó – Salinas Chicas. Gran parte del lineamiento se encuentra por debajo del nivel de mar (-20 m) y en su interior se desarrollan cadenas de médanos. Los depósitos con rodados líticos oscuros que se hallan en algunos sectores son indicativos de una paleoconexión con el río Colorado.

La unión entre los Grupos I y II estaría marcada por el eje de 70 km denominado laguna Ea. El Águila – Ea. La Chola – laguna Callaquéo. Esta vía, originada también en los drenajes del área de Lihué Calel, se conectó a través de su sección media con cauces desviados del Grupo II.

Grupo III. No presenta conexión con los grupos I y II. Sus lineamientos y aportes sedimentarios se relacionan directamente con el río Colorado.Los materiales transportados fueron distribuidos en la porción sur del estuario a través del eje La Adela – Algarrobo – Canal del Embudo. Debe destacarse que el mencionado lineamiento posee escasa representación morfológica, ya que sus depresiones relativas se encuentran por encima del nivel del mar. Sin embargo, el eje más notable es el que relaciona a lo largo de 140 km, a las salinas de Anzoátegui y La Gotera con Bahía Falsa y Bahía Verde. La primera fue interpretada por Kostadinoff y Font (1984) como la expresión de una posible falla relacionada con la cuenca del Colorado, cuya continuidad estaría dada por una línea de conexión con las salinas mencionadas. Estas poseen alturas cercanas al cero absoluto y en el área circundante se encuentran depósitos de conglomerados líticos de variado origen, presencia que permite relacionarlos en forma directa con antiguos cauces del río Colorado.

Dominio de Transición (Fig. 2)

El estuario de Bahía Blanca se caracteriza por presentar diversas unidades morfológicas que permiten la interconexión del ambiente continental con el marino. Dentro de este se incluyen a las planicies y canales de marea, islas, lagunas costeras, salitrales, marismas y playas de arena.

Planicies de marea. Corresponden a superficies de escasa pendiente que soportan condiciones subaéreas y subacuáticas relacionadas al ascenso y descenso de las mareas, mecanismo que les otorga características de inactivas o activas.

a)Inactivas. Se ubican bordeando al estuario a lo largo de las costas desarrollándose en gran parte hacia el interior del continente. Están constituidas por arenas finas y limos arcillosos consolidados, en parte salinos y sometidos a la erosión hídrica continental. Las partes más altas de esta unidad se hallan colonizados por arbustos halófilos (Heterostachys sp.). En las secciones intermedias de este ambiente se desarrollan salitrales los cuales se localizan principalmente en la costa norte del estuario. González (1984) y Aliotta et al. (2001) determinaron que estas planicies fueron depositadas durante la transgresión holocénica posglacial. El sector de transición, hacia las planicies activas, está formado por superficies arcillosas con grietas de desecación y escasa a nula vegetación que son inundados por las mareas en forma esporádica. Una unidad que posee características particulares es el denominado salitral de la Vidriera. Se trata de una planicie de forma alargada en dirección NO – SE, alineación relacionada con la depresión Colorada Grande - Colorada Chica y la laguna Chasicó hacia el oeste y el Canal Principal hacia el este (Fig.1).

El salitral de la Vidriera posee una extensión de 27 km, ancho variable de 1 a 3 km y desnivel de 1 a 5 m snm. Desde el punto de vista hídrico, la unidad actúa colectando y drenando las aguas continentales hacia el estuario recibiendo aguas marinas solamente con mareas extraordinarias y a través de canales de escasa magnitud debido a la acción antrópica. En la zona central de la geoforma se distingue un cuerpo de agua temporal cuya alimentación proviene de aguas pluviales y posiblemente freáticas, las cuales se tornan saladas debido a los procesos de evaporación y a los sedimentos limo-arenosos salinos de fondo. En el borde occidental del salitral se presentan cordones eólicos, parcialmente vegetados (del Río, 1996) que se extienden hacia el interior del continente.

b) Activas. Son amplias superficies subhorizontales, limo – arcillosas y, en gran parte, colonizadas por cangrejos. Esta unidad morfológica domina gran parte del área estuarial. Su constitución fangosa y limitada vegetación (Benedetti, 1997) es una característica debida a que la pleamar diaria las cubre casi por completo. El drenaje de las planicies se realiza a través de los canales de marea. En el sector noreste del estuario de Bahía Blanca se localiza el denominado "Arroyo Pareja". Se trata de una superficie de 10 km2, de forma semicircular, activa y con orientación oeste – este. La depositación de cordones de conchillas en forma de espigas (Spagnuolo et al., 2000) bordeando dicha planicie, ocasionó que la conexión hacia el mar sólo se realice por un estrecho canal de marea situado en el área de Puerto Rosales. Aliotta et al. (2000) definieron este ambiente como de tipo albuférico. Sin embargo, Perillo et al. (1999) consideran que por su forma, conexión libre con el estuario y colmatación de la cuenca aledaña, esta unidad podría asemejarse a una laguna costera de canal largo. La instalación de servicios portuarios actualmente obstaculiza el retiro completo de la marea, situación que ha llevado a la formación de una laguna permanente con aguas de origen marino.

Se debe destacar que hacia fines del siglo XIX "Arroyo Parejas" poseía una cuenca hidrográfica de mayor extensión que la actual debido a que el arroyo Napostá Chico desembocaba en la misma (Melo y Zinger, 1997). La combinación de procesos neotectónicos y climatológicos generaron una dinámica particular que alteró el curso de los arroyos de la cuenca estuarial (Melo y Caló, 1997). En la actualidad la cuenca hidrográfica de "Arroyo Parejas" es de 85 km2 y sus aportes se limitan a los drenajes esporádicos provenientes de la cadena de médanos que se encuentra bordeando este ambiente.

Marismas. Areas localizadas en los bordes de los canales de marea, formadas por fangos y vegetadas por spartinas y salicornias, a su vez colonizadas por el artrópodo Chasmagnathus granulata, que altera la estructura sedimentaria al actuar como un factor bioingenieril (Perillo e Iribarne, 2003a,b) en la elaboración de pequeños canales de marea.

Canales de marea. Son geoformas, elongadas, generalmente sinuosas que encauza la circulación de la masa hídrica oceánica. En el estuario de Bahía Blanca se los pueden dividir en:

a) Inactivos. Son relictos divagantes desarrollados en el interior de las islas. Funcionan solo como red de drenaje de aguas pluviales o son inundados esporádicamente por mareas extraordinarias asociadas a ondas de tormenta. Sus lechos y bordes se hallan cubiertos por vegetación halófila

b) Activos. Corresponden a canales meandriformes y de variadas dimensiones que forman redes de drenaje abiertas e interconectadas. Predominan los patrones dendríticos donde los canales alcanzan una jerarquía de primer a quinto orden (Angeles, 2001). El Canal Principal contiene dos zonas de drenaje diferentes: en su naciente y veril sur presenta alta densidad de canales tipo dendrítico (Angeles, 2001), mientras que en el veril norte puede observarse un sector con patrón de tipo paralelo. El resto de los canales, Bermejo, Bahía Falsa y Verde junto con la Caleta Brightman, esta última límite austral del estuario, tienen características similares tales como: ancho entre 1,5 km y 7 km; profundidades que oscilan entre 2 y 10 m y longitudes entre 18 a 35 km. El conjunto de formas descripto se encuentra en permanente estado de erosión–acreción generándose constantes cambios en su morfología (Ginsberg, 1991).

Se debe destacar que Kostadinoff y Font (1984) determinan, en el área del Canal Principal y la Bahía Falsa, la existencia de zonas con un notable gradiente gravimétrico, que según los autores estaría originado por la presencia de una posible falla en relación con la cuenca del Colorado.

Islas. Son depósitos formados entre los canales de marea y en general rodeados por planicies de marea. Por sus características morfológicas y constitutivas, se distinguen dos subtipos: a) Islas del norte. Corresponden a formas con orientación E–O, disgregadas, sobresaliendo ligeramente por encima del máximo de las pleamares (relieves inferiores a 3 m). Sufren periódicas y parciales inundaciones debido a las ondas de tormenta. El conjunto de islas más destacado lo componen los grupos Trinidad y Bermejo, los que se hallan sometidos a una intensa actividad de acreción-erosión. Las superficies expuestas se encuentran cubiertas de matorrales típicos de la Estepa Arbustiva y Matorrales Halófilos (Angeles, 2001). Ariadna, Monte y Verde. Superan los 3 m snm, poseen una distribución unitaria, formas elongadas, orientación NO-SE y están enmarcadas por profundos canales de marea. En sus riberas se desarrollan playas de arena, planicies de marea y acantilados de escasa altura que descansan sobre estratos limo-arcillosos de colores rojizos. Los suelos están constituidos principalmente por mantos arenosos que originalmente soportaban una estepa herbácea y de matorrales halófilos, reemplazados con posterioridad por cultivos agrícolas. Debe destacarse que la isla Verde es la única unidad que se halla conectada al área continental por una estrecha planicie de marea casi abandonada.

Playas de arena y espigas. La zona de Puerto Rosales es el sector de transición donde las planicies de marea limo-arcillosas dan lugar a playas de arenas. Estas se extienden a lo largo de 35 km hasta llegar al área de la Baliza Monte Hermoso. Están formadas por arenas finas a medianas; poseen pendientes mínimas y amplitudes de marea media que oscilan entre 2 y 3 m. En los espaldones de playa se inicia la cadena de médanos que se extiende a lo largo del litoral bonaerense. Durante la bajamar, las playas arenosas se continúan en una serie de bancos (Perillo, 2001) y espigas (Aliotta et al., 2000) que en su evolución constituyen las acumulaciones arenosas que bordean Punta Tejada. Perillo y Piccolo (1999) establecieron que el origen y evolución de los bancos guarda especial relación con el delta de reflujo que cierra la boca del Canal Principal. Debe destacarse que en las islas Verde y Monte también se observan en sus flancos orientales playas de arenas continuadas en espigas.

Acantilados. Unidad escasamente representada en el noreste del estuario. Son formas casi verticales, con alturas entre 12 y 15 m que ocupan hasta las cercanías de la Baliza Monte Hermoso. Al pie de estos acantilados se observa una plataforma de abrasión activa. Estos acantilados corresponden al loess de la Fm Pampa (Pleistoceno) portadores de la fauna de Megaterios descripta originalmente por Darwin.

RELACIONES TEMPORALES

Según la clasificación climatogenética de Wilson (1968), se define a un sistema morfogenético como la relación que existe entre el clima, procesos y formas de relieve (Cotton, 1973). La región paleomorfogenética es donde las formas del relieve reflejan el clima y los procesos pasados (Peltier, 1973). En este marco las unidades del dominio de transición se encuentran sometidas a procesos actuales de dinámica costera, mientras que las geoformas continentales poseen los rasgos distintivos de los procesos que les dieron origen.

Pleistoceno

Durante el Ultimo Máximo Glacial (UMG) se produjo la retención de los aportes hídricos en la alta montaña debido a climas fríos y secos. Esta situación habría derivado en un descenso del nivel del mar hasta situar la línea de paleocosta a unos 170 km hacia el este (Tonni y Cione, 1997) y a una profundidad de –115 m (Clapperton, 1993) hace aproximadamente unos 20.0000 años AP (Fig. 3). Por otra parte en el actual centro pampeano y en gran parte de la provincia de Buenos Aires se producía la removilización de arenas provenientes del Mar de Arenas (Iriondo y Krohling, 1996).


Figura 3: Niveles del mar durante el Pleistoceno-Holoceno, estimados según diversos autores
Figure 3: Sea level variations during Pleistocene-Holocene according to various authors

Con posterioridad al UMG, el clima comenzó progresivamente a mostrar un aumento en la temperatura y humedad (Aguirre, 1995), lo cual ocasionó un ascenso del nivel medio del mar por debajo de los niveles actuales y con diferentes velocidades. En el sector occidental de las sierras de Lihué Calel y del área de confluencia de los actuales ríos Salado y Colorado (Melo et al., 2000) se inició un incremento en la capacidad hídrica y de transporte de los ríos. Los lineamientos y debilidades estructurales preformadas fueron ocupados progresivamente por los ríos que con gran actividad erosiva formaron cañadones alargados con paredes de fuerte inclinación. Los grupos I y II, desarrollados en varios ejes, se concentraban en la depresión de Chasicó - Salinas Chicas. El primero (I) de ellos tomaba una porción del drenaje del sector noreste de las Sierras de Lihué Calel mientras que la fracción restante escurría hacia la cuenca del Salado bonaerense.

La continuidad del fallamiento noroeste-sudeste (laguna Colorada Grande - Canal Principal) facilitaba los aportes hídricos en dirección al estuario. De esta manera, en momentos de máximos aportes hídricos, los drenajes provenientes de los grupos I y II colmataban la depresión Chasicó-Salinas Chicas y continuaban hacia el actual área del salitral de la Vidriera para luego desembocar en el Canal Principal.

El Grupo III se apoya en la posible falla que une las Salinas Grandes de Anzoátegui, el salitral de La Gotera y los canales Bahía Falsa y Bahía Verde. Este grupo habría formado el eje primario y principal del río Colorado, a la vez que contenía un eje menor, La Adelacanal del Embudo, que funcionaba en los momentos en que los aportes hídricos eran máximos en toda la región.

El drenaje de los tres grupos mencionados conformó la mayor conexión hídrica entre el área continental y la litoral. Los depósitos de arenas y limos fueron distribuidos en una amplia superficie, originando las principales formas presentes en el actual estuario de Bahía Blanca.

Holoceno Desde este momento y hasta la actualidad el estuario sufrió transformaciones morfológicas complejas ocasionadas por cambios climáticos, alternancia de periodos secos y húmedos, y una interfase de aguas de origen continental y marino (Aguirre, 1995). Entre los 9500 y 7500 años AP (Fig. 4) el clima comienza a tener características de húmedo, subtropical y tropical (Iriondo, 1994). En este periodo se inició un ascenso del nivel del mar que llegó aproximadamente a la cota de entre -12 y -18 m (Aliotta y Perillo, 1990) y que Aguirre (1995) lo determinó para el área de la cuenca del Salado-Río de la Plata en -25 m con respecto al nivel actual. Para esos momentos el área actual del estuario no había sido cubierta por las aguas (Fig. 4a).


Figura 4: Bloques diagrama de la morfogénesis Pleistoceno-Holocéno del estuario de Bahía Blanca.
Figure 4: Block diagrams of the Pleistocene-Holocene morphogenesis of the Bahía Blanca Estuary

Unos 7000 años AP la región siguió mostrando un clima húmedo y cálido (Aguirre, 1995) y el mar ascendió paulatinamente a valores altimétricos semejantes a los actuales (Gómez y Perillo, 1995) hasta sobrepasarlo (Clark y Blomm, 1978) (Fig. 4b). Los ríos volcaron al estuario una importante carga de sedimentos finos provenientes de los tres grandes grupos de drenaje y de las sierras Australes, comenzándose a formar un delta. La circulación hídrica estuarial redistribuyó los sedimentos en el área costera, generando la base de las planicies de marea e islas con un complejo diseño morfológico compuesto por bancos y espigas. Debe destacarse que los aportes del Grupo I no permitieron el arrastre de rodados, debido a las bajas velocidades, relacionado con el ancho de los cauces y la escasa pendiente de los mismos.

Hacia los 6000 años AP (Fig. 4) continuaron los incrementos de humedad y temperatura (Quattrocchio y Borromei, 1998). Con estas condiciones el ascenso marino prosiguió hasta cubrir el intervalo entre los 5 y 12 m por sobre el nivel actual (González, 1984), valores que guardan relación con lo determinado por Codignotto et al. (1992) y Gómez y Perillo (1995). Asimismo, Cavallotto et al. (1999) obtienen valores similares para el área del Río de la Plata y Aliotta et al. (2000) para el área de Arroyo Parejas. Este incremento del nivel marino determinó que el área fluvio-deltaica recién formada, fuese cubierta totalmente por el mar, vinculándose a su vez a través del salitral de la Vidriera con el sector continental (Fig. 4c). Durante este período las partes terminales de los conos aluviales de los arroyos Napostá Grande y Saladillo fueron retransportados y depositados por la acción marina formando planicies de marea. Por otra parte, sobre los depósitos originados por el Arroyo Napostá Chico (Melo y Zinger, 1997) se generó una laguna costera en el sector del actual Arroyo Pareja. En el área de la Baliza Monte Hermoso los abanicos fluviales del Sauce Grande (Zavala, 1993) fueron distribuidos en un amplio sector de la costa, hasta marcar en ellos el acantilado que actualmente se observa.

Entre los 4500 y 5000 años AP las condiciones ambientales se mantuvieron estables, para luego comenzar a disminuir los aportes hídricos. Posteriormente el mar descendió desde los 5 – 12 m hasta valores estables entre cotas de 2 a 3 m s.n.m; (González y Weiler, 1983). En el estuario de Bahía Blanca, que aún se mantenía cubierto por el mar, comenzaron a aflorar las primeras islas (Fig. 4c).

Es probable que el volumen sedimentario que circulaba por el (actual) Canal Principal fuera de poca magnitud debido a que los caudales del Grupo I eran compartidos con el actual Salado bonaerense y, en otros casos, dedicados a superar los bordes de las depresiones pampeanas. Una situación similar ocurrió con el grupo II, que si bien contaba con aportes hídricos del río Colorado, estos perdían caudal al invadir el área de Chasicó-Salinas Chicas. El Grupo III, con aportes del mismo río, influyó sobre el sector central y sur del estuario, donde sus canales (Bahía Falsa y Bahía Verde) presentan actualmente profundidades menores al Canal Principal (Grupo I) debido probablemente a una menor expresión topográfica y a la colmatación sufrida por los aportes sedimentarios del río mencionado.

Hacia los 3000 años AP (Fig. 4), bajo condiciones climáticas de templado - árido (Aguirre, 1995) y con predominio de ambientes eólicos (Tricart, 1973; Grill y Quatrocchio, 1996), se inició el proceso de desaparición de los cauces. En el área de las depresiones del sudeste pampeano los aportes hídricos se transformaron en transitorios hasta desaparecer o transformarse en "salinas". Los depósitos de materiales finos comenzaron a ser afectados por la actividad eólica (Fig. 4d). Los vientos distribuyeron los sedimentos arenosos en forma de mantos orientándolos hacia el área estuarial, a la vez que convertía a la región adyacente en un extenso campo de médanos. La presencia de una cadena arenosa determinó, en la depresión Chasicó – Salinas Chicas, la división de este ambiente generándose, por un lado, una laguna permanente y por el otro una extensa salina. Asimismo, el río Colorado limitó sus aportes hacia las depresiones y al eje La Adela - Algarrobo - canal del Embudo, a la vez que, debido a su progresiva migración hacia el sur, abandonaba también la alineación Salinas de Anzoátegui - La Gotera - Bahía Falsa (Fig. 4d).

En el área norte del estuario la red de drenaje regional también sufrió alteraciones debido al cambio de rumbo de ríos y arroyos (Melo y Calo, 1997). Los cursos del Napostá Chico y el Sauce Grande viraron hacia el este, el primero abandonó el área del Arroyo Parejas y el segundo el sector de Baliza Monte Hermoso (Zavala, 1993). El Sauce Chico se desvió hacia el oriente; el arroyo Chasicó lo hizo hacia el occidente, conformándose como el único afluente permanente de la laguna Chasicó (Mariño et al., 1988) y ambos abandonaron la unión con el salitral de la Vidriera (Bonorino et al., 1986). Este proceso de alteración de los rumbos se debió a la invasión de los cauces por los campos arenosos y a las variaciones isostáticas (Schillizzi et al., 1990, Melo y Zinger, 1997) registradas en la zona.

La tendencia al retiro marino, a partir de los últimos 2000 años AP, marcó las condiciones para generar en áreas continentales someras, planicies de mareas, cordones (Aliotta et al., 2000) y playas arenosas. Debido a las condiciones de aridez, los drenajes continentales comenzaron a funcionar puntualmente como canales de marea - Canal Principal, Bahía Falsa y Bahía Verde. Al mermar los aportes terrígenos (Perillo y Piccolo, 1999) las islas ya formadas y menos elevadas se fueron conectando y transformando en planicies de marea y bancos. Los canales, al movilizar gran cantidad de sedimentos, modificaron sus formas y/o colmataron otros similares (Ginsberg, 1991). Evidencias de este proceso fueron señaladas por Perillo et al. (2000) al indicar que el estuario es un exportador de sedimentos hacia la plataforma continental, cuya pluma se concentra a lo largo de la costa este - oeste de la provincia de Buenos Aires.

La antigua conexión entre el ambiente de transición y continental, actual salitral de la Vidriera, se transformó en una laguna costera. La acción eólica retransportó hacia el área estuarial los depósitos arenosos formando extensas cadenas de médanos que cubrieron, además, a las islas Verde, Ariadna y Monte, localizadas al sur del estuario. Spalletti e Isla (2002) determinan en la desembocadura del Colorado Nuevo, al sur de las islas mencionadas, la presencia de un delta de plataforma progradacional lobulado, modificado por el retrabajo de la acción marina.

Un evento registrado hace 500 años, la Pequeña Edad del Hielo (Aguirre, 1995), indica que el clima tomó características de frío, seco y semiárido (Rabassa et al., 1985; Ramonell y Latrubesse, 1991). Estas condiciones fueron variando progresivamente hasta tornarse más húmedas y cálidas a la par que se acentuaba el dominio marítimo con una circulación de sedimentos de sur a norte, producidos por el río Colorado (Calmels y Andreoli, 1969). Se destaca que un cauce que arriba al área de caleta Brightman se reactivó en 1914, a través de una avalancha (González Díaz et al., 2001), siendo actualmente utilizado como canal de riego.

CONCLUSIONES

El estuario de Bahía Blanca es el resultado de las interacciones del dominio continental y transicional ocurridas desde el Pleistoceno tardío hasta la actualidad. Su modelado fluvial se inició a partir de los aportes sedimentarios provenientes del paleorío Colorado y de los drenajes del sudoeste pampeano desarrollados sobre la base de posibles fallamientos precuaternarios. La escorrentía hacia el estuario y sus aportes sedimentarios se iniciaron a través de la asociación de tres grupos de drenaje, los cuales poseían características diferenciadas con respecto al origen hídrico. Los Grupo I y II aportaron sedimentos al estuario bajo características deltaicas, utilizando el eje Chasicó - Salinas Chicas, salitral de la Vidriera y Canal Principal. El Grupo III lo hizo a través del lineamiento Salinas de Anzoátegui - La Gotera - Bahía Falsa y Bahía Verde.

Durante el Holoceno medio, la variabilidad climática afectó a los aportes hídricos en su relación con los niveles del mar. Estos impactaron en las geoformas litorales preexistentes del estuario, alterando su fisonomía y generando a su vez nuevas formas. Los cambios de rumbo del río Colorado y el decaimiento en los aportes sedimentarios, capturados en las depresiones pampeanas - bonaerenses, permitieron el incremento de la influencia marina determinando nuevas modificaciones al ambiente estuarial.

Las variaciones isostáticas y de morfología en el sector norte del estuario produjeron cambios de rumbo de los ríos los que limitaron la extensión de la cuenca originaria y modificaron las formas preexistentes. En la actualidad, la cuenca estuarial recibe por el norte y, en forma permanente, los aportes del arroyo Napostá Grande y Sauce Chico, mientras que por el sur toma las escasas contribuciones hídricas de los canales de riego del río Colorado.

La dinámica de sus canales de marea y la presencia de extensas planicies e islas degradadas evidencian al estuario de Bahía Blanca como un ambiente en permanente estado de erosión. Perillo y Piccolo (1999) establecen que esta situación se debe la ausencia de importantes aportes terrígenos y la fuerte influencia de las condiciones marítimas.

Agradecimientos. El presente trabajo fue financiado parcialmente por subsidios de la National Geographic Society, CONICET y Universidad Nacional del Sur. Las imágenes satelitales fueron cedidas por la Comisión Nacional de Investigaciones Espaciales. Los autores agradecen las valiosas sugerencias de dos evaluadores anónimos.

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

1. Aguirre, M. L., 1995. Cambios ambientales en la región costera bonaerense durante el Cuaternario tardío. Evidencias Malacológicas. IV Jornadas Geológicas y Geofísicas Bonaerenses Actas I:35-40, Junín.         [ Links ]

2. Aliotta, S. y G.M.E. Perillo, 1987. A sand wave field in the entrance to Bahía Blanca Estuary, Argentina. Marine Geology 76:1-14.         [ Links ]

3. Aliotta, S. y G.M.E. Perillo, 1990. Línea de costa sumergida en el estuario de Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Geológica Argentina 45:300-305.         [ Links ]

4. Aliotta, S., G.O. Lizasoain, W. Lizasoain y S.S. Ginsberg, 1996. Late Quaternary sedimentary sequence in the Bahía Blanca Estuary. Argentina. Journal of Coastal Research 12:875-882         [ Links ]

5. Aliotta, S., J. Spagnuolo, S. Ginsberg y E.M. Gelós, 1999. Sedimentos de fondo-subfondo y aspectos geomorfológicos de la plataforma continental entre el estuario de Bahía Blanca y Bahía Anegada. AAS Revista 6:19-35.         [ Links ]

6. Aliotta, S., J. Spagnuolo y E. Farinati, 2000. Espiga Holocénica en la región costera de Punta Alta, provincia de Buenos Aires, Argentina. II Congreso Latinoamericano de Sedimentología. VIII Reunión Argentina de Sedimentología Actas I:29–30, Mar del Plata.         [ Links ]

7. Aliotta, S., E. Farinati y J. Spagnuolo, 2001. Sedimentológical and Taphonomical Differentiatión of Quaternary Marine Deposits, Bahía Blanca, Argentina. Journal of Coastal Research. 17:792-801.         [ Links ]

8. Angeles, G., 2001. Estudio Integrado del Estuario de Bahía Blanca. Tesis Doctoral. Departamento de Geografía. Universidad Nacional del Sur, 166 pp. (inédito)         [ Links ]

9. Arche, A. 1989. Análisis de facies y cuencas sedimentarias.En A. Arche (Ed.) Sedimentología. Ed. CSIC. 1:13- 49, Madrid.         [ Links ]

10. Benedetti, G., 1997. Plantas sustentadoras del espacio vital bahiense. I Jornadas Nacionales de Geografía Física Actas 159-165, Bahía Blanca.         [ Links ]

11. Bonorino, A., R. Schillizzi y J. Kostadinoff, 1986. Investigación geológica y geofísica en la región de Bahía Blanca. Actas III Jornadas Pampeanas de Ciencias Naturales I:55- 64.         [ Links ]

12. Calmels, A., y S. Andreoli, 1969. Contribución al conocimiento oceanográfico del Área Exterior de la Ría de Bahía Blanca. Contribución Científica 1. I.A.D.O.- U.N.S. (inédito).         [ Links ]

13. Cavallotto, J. L., R.Violante y G. Parker, 1999. Historia evolutiva del Río de la Plata durante el Holoceno. XIV Congreso Geológico Argentino Actas I:508-511.         [ Links ]

14. Clapperton, C.M., 1993. Quaternary Geology and Geomorphology of South America. Elsevier Amsterdam, 779 pp.         [ Links ]

15. Clark, J.A., y Blomm A.L., 1978. Hydro-isostasy and Holocene emergence of South America. Wetlands International 46:41-60         [ Links ]

16. Codignotto, J., R.R. Kokot y S.C. Marcomini, 1992. Neotectonism and sea-level changes in the coastal zone of Argentina. Journal of Coastal Research 8:125-133.         [ Links ]

17. Cotton, C.A., 1973. The theory of savanna planation. En E. Derbyshire (Ed.) Climatic Geomorphology. Mc Millan 171-185, Londres         [ Links ]

18. del Río, A. M. P. de, 1996. Las actuales plantas colonizadoras en la costa bahiense. I Jornadas Nacionales de Geografía Física. Actas 181-188, Bahía Blanca.         [ Links ]

19. Farinati, E., 1985. Radiocarbon dating of Holocene marine deposits, Bahía Blanca area, Buenos Aires Province, Argentina. Quaternary of South America and Antarctica Peninsula 3:197-206.         [ Links ]

20. Frenguelli, J., 1950. Rasgos generales de la morfología y geología de la provincia de Buenos Aires. Revista del Museo de La Plata. Serie II. 33. La Plata.         [ Links ]

21. García J. y O. M. E. De García, 1964. Hidrogeología de la Región de Bahía Blanca. Dirección Nacional de Geología y Minería. Boletín 96.         [ Links ]

22. Ginsberg, S.S., 1991. Evolución Geomorfológica de los canales de marea del estuario de Bahía Blanca. Tesis Doctoral. Departamento de Geología. Universidad Nacional del Sur. 180 pp. (inédito)         [ Links ]

23. Ginsberg, S.S. y G.M.E Perillo, 1999. Deep-scour holes at tidal channel junctions, Bahía Blanca Estuary, Argentina. Marine Geology 160:171- 182.         [ Links ]

24. Gómez, E., y G.M.E. Perillo, 1992. Largo Bank: A shoreface-connected linear shoal at the Bahía Blanca Estuary entrance, Argentina. Marine Geology 104:193-204.         [ Links ]

25. Gómez, E., y G.M.E. Perillo, 1995. Sediment outcrops underneath shoreface-connected sand ridges, outer Bahía Blanca Estuary, Argentina. Quaternary of South America and Antarctica Peninsula 9:27 – 42.         [ Links ]

26. González Díaz, E., A. Giaccardi y C. Costa, 2001. La avalancha de rocas del río Barrancas (Cerro Pelán), norte del Neuquén: Su relación con la catástrofe del río Colorado (29/12/1914). Revista Asociación Geológica Argentina 56:466 - 480.         [ Links ]

27. González Uriarte, M., 1984. Características geomorfológicas de la porción continental que rodea la Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires. IX Congreso Geológico Argentino Actas III: 556-576.         [ Links ]

28. González, M., 1984. Depósitos marinos del Pleistoceno Superior en Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires. IX Congreso Geológico Argentino Actas III:538-555.         [ Links ]

29. González, M. A. y N. Weiler , 1983. Ciclicidad de niveles marinos holocénicos en Bahía Blanca en delta del río Colorado (provincia de Buenos Aires), en base a edades Carbono-14. Oscilación del Nivel Medio del Mar durante el último Hemiciclo Deglacial de la Argentina Actas 69-88, Mar del Plata.         [ Links ]

30. Grill, S. y M. Quatrocchio, 1996. Fluctuaciones eustáticas durante el Holoceno a partir del registro paleomicroplancton; Arroyo Napostá Grande. Sur de la provincia de Buenos Aires. Ameghiniana 33:435-442.         [ Links ]

31. Groeber, P., 1947. Resumen preliminar de las observaciones realizadas en el viaje a la región al sur de Bahía Blanca en enero de 1947. Notas del Museo de La Plata. Geología N° 57.         [ Links ]

32. Iriondo, M., 1994. Los climas cuaternarios de la región pampeana. Comunicación del Museo Provincial de Ciencias Naturales "Florentino Ameghino"4:7-48.         [ Links ]

33. Iriondo, M. y D.M. Kröhling, 1996. Los sedimentos eólicos del noreste de la llanura pampeana (Cuaternario superior). Actas XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos. IV:27-48.         [ Links ]

34. Kostadinoff, J. y G. F. de Affolter, 1979. Máximo Gravimétrico e isostasia en la Ría de Bahía Blanca. Instituto Argentino de Oceanografía. Contribución científica 48, 43pp.         [ Links ]

35. Kostadinoff, J. y G. Font, 1984. Cuenca Interserrana Bonaerense, Argentina. V Congreso de Geología Argentina Actas IV:105-121.         [ Links ]

36. Malagnino, E., 1988. Evolución del sistema fluvial de la provincia de Buenos Aires desde el Pleistoceno hasta la actualidad. II Jornadas Geológicas Bonaerenses Actas 201-212, Bahía Blanca.         [ Links ]

37. Mariño, E., E. Ruggiero y A. Bonorino, 1988. Comportamiento hidrológico de la cuenca endorreica del arroyo Chasicó, provincia de Buenos Aires. II Jornadas Geológicas Bonaerense Actas 609-617, Bahía Blanca.         [ Links ]

38. Melo, W.D. y J. Calo, 1997. El análisis cartográfico como metodología para evidenciar la morfoestructura en regiones sedimentaria. I Jornadas de Geografía Física Actas 137-142, Bahía Blanca.         [ Links ]

39. Melo, W.D. y S. Zinger, 1997. El comportamiento dinámico del Arroyo Napostá Chico. I Jornadas Nacionales de Geografía Física Actas 122- 129, Bahía Blanca.         [ Links ]

40. Melo, W.D., R. Schillizzi, M.C. Piccolo y G.M.E. Perillo, 2000. Génesis morfológica del estuario de Bahía Blanca: Influencia del río Colorado y de la Cuenca del SE de La Pampa. IV Jornadas Nacionales de Ciencias del Mar, Puerto Madryn (Resúmenes)        [ Links ]

41. Melo, W.D., R. Schillizzi, G.M.E. Perillo y M.C. Piccolo. 2001. Coastal Morphology of the Bahía Blanca Estuary, Argentina. Simposium IB01 Regional Estuarine and Coastal Systemd of the Americas, Joint IAPSO-IABO Assemblies, Mar del Plata (Resumenes).         [ Links ]

42. Peltier, L., 1973. The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology. En E. Derbyshire (Ed.) Climatic Geomorphology. Mc Millan 131-152, Londres         [ Links ]

43. Perillo, G.M.E., 2001. Hacia una nomenclatura y clasificación de formas de fondo transversales generadas por flujos de agua. AAS Revista 8:37- 56.         [ Links ]

44. Perillo, G.M.E., M.C., Piccolo, y M. Pino Quivira , 1999. What do we know about the geomorphology and physical oceanography of South American estuaries? En G.M.E. Perillo, M.C. Piccolo y M. Pino Quivira, (Eds.) Estuaries of South America: their geomorphology and dynamics. Environmental Science Series, Springer-Verlag, 1-13, Berlín.         [ Links ]

45. Perillo, G.M.E. y M.C. Piccolo, 1999. Geomorphologic and physical characteristics of the Bahía Blanca Estuary. Argentina. En G.M.E. Perillo, M.C. Piccolo y M. Pino Quivira, (Eds.) Estuaries of South America: their geomorphology and dynamics. Environmental Science Series, Springer-Verlag, 195-216, Berlín.         [ Links ]

46. Perillo, G.M.E., M.C. Piccolo, E. Parodi y R.H Freije, 2000. The Bahía Blanca Estuary, Argentina. En U. Seeliger, y B. Kjerfve, (Eds), Coastal Marine Ecosystems of Latin America. Environmental Science Series, Springler Verlag, 205-217, Berlín.         [ Links ]

47. Perillo, G.M.E. y O.O. Iribarne, 2003a. New mechanisms studied for creek formation in tidal flats: from crabs to tidal channels. EOS American Geophysical Union Transactions 84:1-5         [ Links ]

48. Perillo, G.M.E. y O.O. Iribarne, 2003b. Alternative processes by which tidal channels develop in marshes. Earth Surface Processes and Landforms (en prensa).         [ Links ]

49. Quattrocchio, M. y A.M. Borromei, 1998. Paleovegetational and Paleoclimatic changes during the late Quaternary in southwestern Buenos Aires province and Southern Tierra del Fuego (Argentina). Palynology, 22:67-82.         [ Links ]

50. Rabassa, J., A. Brandani, M. Salemme y G. Politis, 1985. La Pequeña Edad del Hielo y sus posibles influencias en la aridización de áreas marginales de la Pampa Húmeda. 1° Jornadas Geológicas Bonaerenses, Actas I:765-790.         [ Links ]

51. Ramonell C. y E. Latrubesse, 1990. El loess de la Formación Barranquita. Comportamiento del Sistema Eólico Pampeano en la provincia de San Luis. International Symposium on Loess, Properties, Chronology and Paleoclimatic significance of loess. INQUA. Resumen expandido 102-107         [ Links ]

52. Salazar Lea Plaza, J.C., 1980. Geomorfología. En Cano E. (Ed.) Inventario Integrado de los recursos naturales de la provincia de La Pampa, INTA – UNLP 359-362 Buenos Aires.         [ Links ]

53. Schillizzi, R., A. Bonorino y J. Kostadinoff, 1990. Geofísica y Geología del Sector Noroccidental de la Cuenca del Coloraddo (provincia de Buenos Aires). Geoacta 17:167-177         [ Links ]

54. Spagnuolo, J., E. Farinati y S. Aliotta, 2000. Tafonomía de Brachidontes rodriguezi (Bivalvia) de cordones costeros holocenos de Argentina. Profil. Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Stuttgart, Band 18, CD- ROOM (76)         [ Links ]

55. Spalletti, L. y F. Isla, 2002. Evolución del delta del Río Colorado (Calú-leuvú), provincia de Buenos Aires, República Argentina. IX Reunión Argentina de Sedimentología. Resúmenes. 110. Córdoba.         [ Links ]

56. Strahler, A. N., 1952. Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geological Society American Bulletin 63:1117-1142.         [ Links ]

57. Tonni, A. y C. Cione, 1997. ¿Did the Argentine Pampean ecosystem exist in the Pleistocene? Current Research in Pleistocene 17:131 – 133         [ Links ]

58. Tricart, J., 1973. Geomorfología de la Pampa Deprimida. INTA. Colección Científica 12. Buenos Aires.         [ Links ]

59. Weiler, N., 1983. Rasgos morfológicos evolutivos del sector costanero comprendido entre Bahía Verde e Isla Gaviota, provincia de Buenos Aires. Revista Asociación Geológica Argentina 38:392- 404         [ Links ]

60. Wilson, L., 1968. Morphogenetic classification. En R.W. Fairbridge (Ed.) The Encyclopedia of Geomorphology. 717-729 N. York.         [ Links ]

61. Zavala, C., 1993. Estratigrafía de la localidad de Farola Monte Hermoso (Plioceno-Reciente). XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos Actas 2: 228- 235.         [ Links ]