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Santa Cruz

Glaciares y arados

Las aguas son vehículos; en planicies, los sedimentos son sus motores.

Agradezco a Alflora Montiel Vivero estas miradas . FJA

En 1837, Louis Agasiz fue quien por primera vez observó que en las paredes de los valles glaciares aparecían surcos, vestigios del frotamiento de las piedras contra la roca por efecto del hielo a partir de lo cual, esbozó su hipótesis: en otra época, el hielo recubría vastas regiones del planeta durante períodos que llamó “glaciaciones”. Las formas actuales del paisaje no se debían al mítico cataclismo del Diluvio Universal, sino al efecto erosivo de enormes masas de hielo. Pero sus revolucionarias ideas fueron demasiado anticipadas para la época. Agasiz, que había llamado a los glaciares “los arados de Dios”, murió en el 1873 y hubo que esperar un siglo para que su concepto fuera aceptado por la comunidad científica.

El mayor arado del planeta lo regalan los arados del Himalaya al Sur

Ice dynamics by HAROLD LOVELL, (2011)

Remote Sensing and the Glacial Inversion Model

Clark (1997) highlighted the value of remote sensing as a key tool in glacial geomorphology and palaeoglaciology.

Satellite imagery has revolutionised the mapping of former ice sheets according to Stokes (2002) and has improved our knowledge of the dynamics of former ice sheets. Clark (1997) identified the key advantages of satellite remote sensing over intensive fieldwork and aerial photographs. Firstly, large-scale landforms are easier to detect on satellite imagery than through fieldwork or the use of aerial photographs (Clark, 1997). In addition, the large-area view allows the discovery of new landforms and patterns.

Satellite imagery also allows a user to work at a wide range of scales and at a much greater speed of mapping than from fieldwork or aerial photographs (Clark, 1997). Finally, and perhaps most importantly, satellite imagery allows a single researcher to reconstruct large areas of a former ice sheet (1997).

 Otro dato curioso lo regalan las masas glaciares al Norte del Báltico; que según Pavel Dolukanov en la Ultima Glaciación Máxima UGM alcanzaron los 2.500 m de altura. Al Sur del Báltico dice haber alcanzado los 500 m.

Hace unos pocos años se corrió la noticia de que el canal de la Mancha se había generado en el curso de 15 días tras haberse roto un dique glaciar y generado una corriente de 5.000.000 m3 por segundo que separó a las islas británicas del continente europeo. Cuando no es el arado, son sus hijuelas.

No advierto necesidad alguna en tiempos de escalas geológicas, de referir a eventos de tan sólo dos semanas; desconozco cómo fue inferida semejante erosión que promedia los 40 m de profundidad. En un millón de años cabe inferir cosas mayores

Glacial inversion method

Following the completion of the glacial geomorphological map by the methods outlined above, the next task is to interpret the landforms and landform signature in order to reconstruct the glacial dynamics and chronology of the area. The glacial inversion method describes the process by which the geomorphological record is inverted to reconstruct ice sheet dynamics (Kleman et al., 1997, 2006; see Section 4.3).

This combination of methods enables a detailed palaeoglaciological reconstruction of the ice sheet dynamics of this region from the geomorphological evidence

The comparison of the mapped geomorphological record with the criteria for palaeo-ice streaming, was outlined by Stokes and Clark (1999) Fig-4 displays four out of eight of these criteria, shown in Table 7.2. These are: characteristic shape and dimensions; highly attenuated bedforms, abrupt lateral margins and presence of deformed till.

Clapperton (1989) suggested that a potentially deformable bed existed in the region. Southern Patagonia is a region that has undergone repeated glaciation-deglaciation. Thus, each ice advance over low-lying ground would have crossed earlier Quaternary deposits (Clapperton, 1989).

La Plataforma Continental Argentina (PCA) es una de las plataformas submarinas más extensas (970.000 km2) y de más suave relieve del mundo, condición favorecida por su vinculación geotectónica a un margen continental muy activo en las erosiones y transportes de aguas glaciales.

Vengo del comentario superior en itálica. Sin embargo, la formidable erosión que evidencian enormes áreas patagónicas hablan de un transporte que sin dudas explican la formación de la extensa plataforma continental de la Argentina. Gestada, ya fuera en tiempos de glaciación con los mares por debajo de los niveles de la actual plataforma; o posteriores a ellas con mar crecido por encima de los niveles actuales. Las dinámicas de estos arados superan nuestros sueños de eternidad.

En los períodos más cálidos entre glaciaciones, enormes ríos de fusión cortaron las mesetas hacia el Atlántico, excavando valles a través de la erosión. Sobre estos valles, se deslizaron luego los glaciares en las posteriores glaciaciones depositando materiales y al mismo tiempo excavando el suelo con su enorme poder erosivo. Comentario de Rabassa y Planas

En la Patagonia, la más extensa de las glaciaciones es conocida como Gran Glaciación Patagónica (GGP) y ocurrió alrededor de un millón de años atrás.

En su transcurso el hielo tuvo una gran extensión, especialmente en el sur de la Patagonia, invadiendo la línea del frente marítimo.

Unos 115.000 años atrás comenzó en nuestro planeta el último gran enfriamiento global que desencadenó o que se conoce como la Última Glaciación Pleistocena, que duró unos 100.000 años, comenzó a ceder hace unos 18.000 años y finalizó hace 11.000 años. La atmósfera se fue enfriando progresivamente, aunque no de forma lineal.

La magnitud del enfriamiento fue diferente según las latitudes. En las altas latitudes y en el interior de los continentes el descenso de temperatura fue mayor que en el resto del planeta. Se ha estimado que en muchas partes la temperatura media pudo haber descendido hasta más de 15ºC. El momento más frío dentro de esta glaciación ocurrió entre los 24.000 a 22.000 años antes del presente (a.p.) durante el transcurso del período conocido como Último Máximo Glacial (UMG). En esta época, el volumen de hielo acumulado en los continentes alcanzó su máximo valor.

Durante el UMG, gran parte de la Patagonia estuvo cubierta por glaciares. Un enorme manto de hielo se desarrolló sobre la cordillera de los Andes, desde el norte de la provincia de Neuquén hasta el extremo sur de Tierra del Fuego (figura 2a), cubriendo una superficie aproximada de 320.000km2, es decir, un tamaño equivalente a un tercio de la superficie actual de la Patagonia argentina. Cabe mencionar que la superficie ocupada por glaciares en la Patagonia es actualmente de unos 26.500km2 (equivalente a un 5% de la que ocupaba aquel antiguo manto de hielo original).

Comentario de Harold Lovell (2011): During the GPG, the areal extent of ice in southern Patagonia was estimated by Kaplan et al. (2009) to be ca. 558,000 - 542,000 km2, compared to ca. 422,000 km2 during the LGM.

Available studies suggested that the GPG was not fundamentally cooler than glacial maxima during the last several glacial cycles (Hodell et al., 2002; Carter and Gammon, 2004).

Hacia el sector este de la cordillera de los Andes, el antiguo manto de hielo patagónico descargaba grandes volúmenes de hielo a través de extensos glaciares cuyos frentes alcanzaban la zona precordillerana. Varios de estos antiguos glaciares ocupaban la superficie de lagos ubicados actualmente al pie de la cordillera (por ejemplo, los lagos Fagnano, Argentino, Viedma, Buenos Aires, Nahuel Huapi, Lácar, entre otros). A lo largo de las provincias de Santa Cruz y Tierra del Fuego, algunos glaciares superaron los 100km de extensión en dirección O-E. En el río Santa Cruz llegó hasta La Barrancosa a 130 Km de lago Argentino.

En el transcurso de esta última glaciación, el nivel del mar se posicionó aproximadamente entre 120 y 140m por debajo de su nivel actual.

Según los cálculos realizados sobre la base de nuestro modelo paleogeográfico, la superficie de la planicie a lo largo de las costas de la Patagonia y la pampa desde la desembocadura del actual Río de la Plata hasta su extremo sur en la isla de los Estados, era de aproximadamente 590.000km2 (equivalente a la suma de las superficies de las provincias de Tierra del Fuego, Santa Cruz y Chubut) y su ancho variaba entre 490km (a la latitud de la actual ciudad de Bahía Blanca, provincia de Buenos Aires) y 100km (en la península Mitre, Isla Grande de Tierra del Fuego).

En la Patagonia, estudios basados en modelos de deglaciación muestran que el deshielo fue más intensa durante los primeros 1000 años y continuó con menor intensidad hasta los 9000 o 8000 años a.p. aproximadamente, momento en el que la cobertura de hielo alcanzó dimensiones similares a las actuales. Se ha estimado una disminución del volumen de hielo del manto patagónico de hasta 68% durante los primeros 1000 años de deglaciación. Hacia los 15.300 años a.p., el gran manto de hielo se había reducido a una sexta parte de su tamaño original. Probablemente, ya no se trataba de una masa de hielo única y continua, sino que habría estado dividida en varios casquetes de hielo principales (figura 2b).

Siguiendo con la interpretación de nuestro modelo paleogeográfico, para este momento, el nivel mar había ascendido hasta los -90m por debajo del actual y la extensión de la gran planicie emergida al este de la actual costa atlántica argentina se habría reducido a un 65%, aproximadamente, de su superficie original, presentando ahora una superficie de 400.000 km2 (figura 2b). Para el intervalo comprendido entre 22.000 y 15.000 años a.p. hemos estimado un retroceso promedio de la paleolínea de costa de Patagonia y pampa hacia el continente de aproximadamente 160km. Esto es equivalente a una velocidad promedio del orden de los 22 m por año.

Hacia los 15.000 años a.p., la planicie presentaba a la latitud de Tierra del Fuego un ancho promedio de unos 90 km. A lo largo de la provincia de Santa Cruz, entre los 46º-52ºS, su ancho variaba entre 40 y 90km. En el norte de la Patagonia, frente a las costas de las provincias de Chubut y Río Negro, la antigua planicie presentaba un ancho promedio de 200 km. Para este mismo momento, en el sur de la actual provincia de Buenos Aires, a la latitud de Bahía Blanca, la paleolínea de costa se encontraba en promedio a unos 260 km al este de su posición actual.

La formación del golfo San Jorge se habría producido hacia los 15.500-15.000 años a.p., momento en el cual el nivel del mar alcanzó los -90m (figura 3). Posiblemente el origen de este engolfamiento esté asociado a la inundación marina de un antiguo gran bajo sin salida, es decir, una depresión cerrada, de forma semicircular, muy comunes a lo largo de toda la Patagonia.

Esto es posible de verificar a partir del análisis del relieve submarino en el sector, donde se aprecia la continuación de la forma circular del golfo mar adentro. El momento de formación de los golfos San Matías y San José fue calculado en aproximadamente 12.000 años a.p. El origen de estos dos golfos habría sido similar al descripto para el golfo San Jorge.

Estas depresiones habrían estado ocupadas antes por el mar, por lo menos en el último interglacial, alrededor de 125.000 años atrás. Posiblemente estos golfos patagónicos durante su evolución más reciente hayan pasado por uno o varios estadios de grandes lagos salinos o salobres, desarrollados a lo largo de la gran paleoplanicie patagónica durante algún momento del período Tardiglacial, caracterizado por un mejoramiento climático global que siguió a la Última Glaciación.

La apertura del estrecho de Le Maire y la consecuente separación entre la isla de los Estados y la Isla Grande de Tierra del Fuego se habría producido aproximadamente unos 15.000 años atrás, cuando el nivel del mar ascendió por encima de los -85 metros.

Entre los 13.000 y los 12.500 años a.p., aproximadamente, un nuevo enfriamiento interrumpió el mejoramiento climático que siguió a la Última Glaciación. Este evento frío, conocido en el hemisferio norte como evento Younger Dryas, tuvo una magnitud menor en comparación con la Última Glaciación y su duración fue de aproximadamente 1500 años.

En el transcurso de este episodio frío, los glaciares experimentaron nuevos avances como consecuencia de un descenso global de las temperaturas medias. Se sabe que para esta época, en Europa, las temperaturas de invierno fueron entre 10º y 15º más bajas que las actuales.

Hacia los 12.000 años a.p., en la Patagonia, el volumen de hielo se había reducido ya a un 14% de su volumen original, ocupando ahora una superficie cercana a los 80.000 km2. Los grandes mantos de hielo habrían quedado restringidos al sector centro-sur de la Patagonia. Se estima que para ese momento el nivel del mar estaba posicionado a -40/-50 m.

Según nuestro modelo paleogeográfico, para entonces la planicie expuesta habría desaparecido casi por completo al este de la Patagonia (figura 2c), quedando remanentes de extensión significativa restringidos principalmente al este de la línea de costa actual de la provincia de Buenos Aires (175km de ancho en el sector de Bahía Blanca y 380km al este del Río de la Plata).

La superficie total de la planicie hacia los 11.000 años a.p. era de aproximadamente el 17% de la superficie original (105.000 km2). Para el período comprendido entre los 15.000 y 11.000 años a.p. se ha estimado un avance promedio de la paleolínea de costa hacia el continente del orden de los 110 km, lo cual equivale a una velocidad promedio de 27m por año, una cifra enorme que demuestra la inestabilidad de los ambientes costeros y litorales de la Patagonia y Tierra del Fuego en ese período.

Hacia los 11.000 años, a lo largo de la costa atlántica de la actual Isla Grande de Tierra del Fuego, la línea de costa se ubicaba a unos 15 km en promedio al este de su posición actual. Durante este mismo momento, en el sur de la Patagonia, principalmente a lo largo de la costa de la actual provincia de Santa Cruz, la extensión de la planicie no sobrepasaba los 25km de ancho.

La separación de la Isla Grande de Tierra del Fuego del resto del continente y la formación del actual estrecho de Magallanes habría ocurrido hacia los 10.200 años a.p., cuando el nivel del mar ascendió por encima de los -35m

Los últimos remanentes de la planicie expuesta habrían perdurado hasta los 9000 años a.p., momento en el cual las costas argentinas adquieren su configuración actual, al igual que los mantos de hielo existentes a lo largo de la cordillera patagónica.

 

Las evidencias presentes bajo el mar

El ascenso del nivel del mar desde la finalización de la Última Glaciación no habría sido continuo. Al parecer, se habría interrumpido en dos ocasiones. La causa por la cual el nivel del mar pudo haber detenido su ascenso es la ocurrencia de momentos de enfriamientos climáticos globales, durante los cuales el derretimiento de los glaciares se detuvo. Los momentos de estabilización del nivel del mar están evidenciados por la existencia de cuatro pequeños escalones a lo largo de la actual plataforma continental.

Estos escalones conocidos con el nombre de ‘terrazas’ presentan un acantilado frontal del orden de los 5 a 25m. La profundidad a la que se encuentran estas terrazas excluye la posibilidad de que hayan sido formadas por la acción del oleaje actual.

Al parecer, el origen de estos escalones sería el de antiguos acantilados costeros, similares a los que hoy en día observamos a lo largo de gran parte de las costas patagónicas. Estos acantilados se habrían formado cuando el nivel del mar detuvo su ascenso y permitió que la acción del oleaje pudiera erosionar las costas por períodos prolongados y así formar acantilados.

Para que este fenómeno se produzca, es necesario un largo intervalo durante el cual el mar no presente variaciones significativas en cuanto a su altura. Nuestro modelo nos ha permitido estimar los momentos en que el nivel del mar se posicionó en cada uno de estos escalones o terrazas y, por lo tanto, los posibles momentos de estabilidad del nivel del mar (figura 4).

Así, vemos que el acantilado más profundo (130/-150m) se formó durante alguna glaciación muy antigua y extensa. La segunda terraza o escalón (-110/-120m) se habría formado durante la Última Glaciación, momento en el cual el mar tuvo un extenso período de estabilidad. La tercera terraza (-85/-95m) se habría generado hacia los 15.000 años a.p. durante un período frío, que interrumpió el mejoramiento climático que siguió a la Última Glaciación.

Posiblemente el momento de estabilización del nivel del mar durante el cual se formó el escalón menos profundo (-25/-30m) fue hacia los 11.000-12.000 años a.p., momento en el cual es conocido a nivel global el enfriamiento climático que produjo el reavance de los glaciares o evento Younger Dryas.

La presencia de niveles de conchillas marinas sumergidos, cercanos a las terrazas correspondientes a la Última Glaciación y a los 11.000 años, también atestiguan momentos de estabilidad del nivel del mar. Estos cordones actualmente se forman asociados a zonas de rompiente de olas a lo largo de la línea de costa actual. Confunde Rabassa el origen de la formación de los cordones litorales

 

de Jorge Codignotto Barnes

El proceso de desertización de la Patagonia ha dado como consecuencia la casi desaparición de sedimentos aportados por los ríos patagónicos al área costera marina, originando dos hechos significativos: 1º) la desaparición de los aportes clásticos por los ríos condujo a un rápido incremento de los fenómenos erosivos en la costa matina. 2º) la disminución de aporte fluvial (acueo) y la desaparición del aporte clástico condujo a importantes modificaciones morfológicas en algunos sectores de la costa patagónica.

Al sur de Bahía Blanca aumenta la importancia relativa de las corrientes cercanas a la costa (erosión-acreción) JCB. Sigue imagen del 2004

Este proceso de salida por deriva litoral aparece bien acentuado en la vieja salida de San Julián.

La salida por lóbulo que muestra la imagen bien alejada de tiempos glaciares, pero grabada en la memoria de fondo del sistema convectivo de plataforma, aparece también acreditada por HAROLD LOVELL, (2011) en Ice dynamics

 

 

de Juan Pablo Pérez Panera . perezpanera@gmail.com

The Austral Basin is located in southern South America and spans part of Patagonia and the Argentinean Continental Platform, including Isla Tierra del Fuego (Nullo et al., 1999; Malumián, 1999). The sedimentary infill started in the Late Jurassic, and ended in the Neogene.

The Paleogene consists of four major sedimentary cycles, a succession of marine and continental deposits with clear facies differences in different parts of the basin (Malumián, 1999, 2002; Olivero and Malumián, 2008). This makes correlation between the different sectors difficult, but integrated biostratigraphic studies can elucidate the history and evolution of the basin.

The deepest paleodepths are found in the southeastern sector, mainly around Isla Tierra del Fuego and the Argentinean Continental Platform, whereas the central and western parts of the basin represent shallow-marine to continental environments.

The history of the Austral Basin can be divided in three main phases (Biddle et al., 1986; Robbiano et al., 1996; Nullo et al., 1999; Ramos, 2002; Rodríguez and Miller, 2005). The first one occurred during the Triassic-Middle to Late Jurassic, with the extensional tectonics that fragmented Gondwana and produced the early opening of the South Atlantic Ocean (Peroni et al., 2002).

This rifting phase was dominated by grabens, halfgrabens and acid volcanism. This volcanic episode ceased by the Late Jurassic to Early Cretaceous and was succeeded by a sag-phase characterized by thick marine sedimentary deposits. In the late Early Cretaceous, the Patagonidic Movements produced an uplift of the crust in the western part of the basin that started the development of a foreland basin to the east (Nullo et al., 1999).

This produced an eastward migration of continental sediments due to the shifting of the depocenter of the basin from west to southeast. With the uplift of the Andes during the Paleo-gene, the sedimentation in the basin became more continental in nature with clear differences between the western and the eastern part, where there was still some marine influence.

 

de Jorge O. Rabassa . Federico Planas

Aún con alguna discrepancia entre los científicos, se estima que los hielos sólo cubrieron la meseta patagónica en su parte más austral, es decir, al sur de Río Gallegos, donde una enorme lengua se extendía sobre el actual Estrecho de Magallanes (que no es sino otro valle formado por el hielo e invadido después por el mar) y la casi totalidad de Tierra del Fuego, tal como parecen indicarlo morrenas que se han encontrado bajo el actual nivel de las aguas del Atlántico. En el resto de la patagonia, los hielos avanzaron según grandes ejes oeste-este sin alcanzar el océano Atlántico en ninguna oportunidad.

En el pleistoceno, los glaciares se extendieron hasta 100 km más al este del presente límite oriental del Lago Argentino y en la zona cordillerana, llegaron a alcanzar una altura de más de 1000 m sobre el actual nivel del Lago.

El descenso del nivel del mar permitió que la línea de costa atlántica se situara hasta 150 km más al Este de la que existe hoy.

En los períodos más cálidos entre glaciaciones, enormes ríos de fusión cortaron las mesetas hacia el Atlántico, excavando valles a través de la erosión. Sobre estos valles, se deslizaron luego los glaciares en las posteriores glaciaciones depositando materiales y al mismo tiempo excavando el suelo con su enorme poder erosivo.

Después de su última retirada, grandes cuencas en el terreno, se rellenaron con las aguas de fusión dando lugar a los grandes lagos que protagonizan el paisaje de la cordillera patagónica.

En los climas muy fríos, las temperaturas extremas impiden toda fusión y el glaciar queda fijado en la base. Opera entonces un proceso de deformación interna del hielo la cual genera, en estos casos, el movimiento.

La deformación interna es comprable al proceso que sufren algunos metales o minerales sometidos a temperaturas ligeramente inferiores a su punto de fusión a través de lo cual estos cuerpos adquieren capacidad de deformarse. En el caso del hielo, es su mismo peso el que en algunos glaciares puede llegar a ejercer una presión de hasta 650 tn por metro cuadrado.

Estas tensiones llevan al glaciar a deformarse a medida que los cristales de hielo redisponen sus moléculas en capas relativamente paralelas a la superficie del glaciar deslizándose unas sobre otras. Así, el movimiento acumulado de las capas de las moléculas en el interior de cada cristal se suman a un movimiento de “patín” que conforma, en síntesis, el fenómeno de deformación, principal causante de movimiento en los glaciares de los casquetes polares (Groenlandia y Antártida) en donde las pendientes son mínimas.

Tres son los factores así que condicionan la velocidad del avance del hielo:

**El espesor:** cuanto mayor sea el espesor de un glaciar, más rápido avanzará. **La pendiente:** a mayor pendiente, mayor velocidad de desplazamiento. **La temperatura del hielo:** cuanto más templado sea un glaciar, más rápidamente se fusionará por el agua circulante en su base, facilitando el deslizamiento y aumentando la velocidad.

El punto de mayor velocidad del glaciar se encuentra sobre la línea de equilibrio. Esta línea imaginaria divide la zona de acumulación (aquella en la cual la cantidad de nieve caída anualmente es mayor que la que se pierde por evaporación y fusión) que corresponde con las zonas más altas y la zona de ablación en donde la pérdida es mayor que la acumulación.

Las morenas o morrenas son acumulaciones de bloques, rocas, arenas y arcillas transportadas por los glaciares a través de sus desplazamientos. El estudio de estos sedimentos permite determinar la cronología de los movimientos de cada glaciar.

Las morrenas se pueden clasificar en:

Laterales: siendo afluentes de la morrena central

Centrales: siendo resultantes de la unión de un glaciar y sus afluentes.

Terminales: señala la posición más extrema alcanzada por el hielo y el punto en el que el mismo alcanzó a retroceder.

Mientras que el el hemisferio norte, para hallar masas de hielos comprables a los hielos continentales patagónicos es necesario aventurarse a los 60° de la latitud. En el hemisferio sur, la tercera masa glaciar del planeta (después de la Antártida y Groenlandia) se ubica desde los 47 a los 51° de latitud. Este fenómeno no se debe a la altitud de la cordillera sino al efecto del viento.

Los contundentes vientos patagónicos recorren la patagonia en dirección oeste-este. Cargados de humedad después de su viaje oceánico sobre el Pacífico, encuentran a su paso la cordillera como único obstáculo del hemisferio sur. Sobre los Andes, los vientos descargan su humedad a través de precipitaciones abundantes que adquieren forma de nieve con la altura.

La nivosidad de estas zonas alcanza los 5.000 mm anuales, creando así las condiciones necesarias para la formación de numerosas lenguas glaciares, que por el lado oeste llegan hata el nivel del mar en los fiordos chilenos y por el este hasta los lagos argentinos.

Los hielos patagónicos son considerados técnicamente glaciares del tipo “indlansis”, del noruego “hielo entre las montañas”. Se trata, en efecto, de enormes superficies horizontales de hielo.

Figura 4. Curvas que muestran las variaciones en la excentricidad, la inclinación y la precesión de los equinoccios durante los últimos 800.000 años. La suma de esos factores produce una señal combinada que muestra la cantidad de radiación recibida por la Tierra, a una latitud particular, a través del tiempo.

La frecuencia de las oscilaciones en la señal orbital combinada muestra un estrecho acuerdo con la curva de isótopos de oxígeno del mar (sobre la derecha de la figura) lo cual constituye un confiable registro del cambiante volumen de hielo global (modificado de Skinner, y Porter, 1995: The Blue Planet. An Introductionto Earth System Science. John Wiley & Sons).

La extensión y ocurrencia de los avances glaciares se puede determinar por las formas de erosión y de acumulación producidas por el hielo (como cuencas lacustres, morenas, etc.). La historia geológica de nuestro sector es muy rica en tales rasgos, los que han permitido proponer una secuencia de fluctuaciones de los hielos determinada por su estratigrafía.

Rabassa, en trabajos de revisión sobre las glaciaciones en Patagonia, consigna dataciones de entre 7 y 5 Ma para las glaciaciones más antiguas.

Luego ocurrieron un mínimo de ocho glaciaciones en el Plioceno medio-tardío. La denominada Gran Glaciación Patagónica (GGP) se desarrolló hace 1,168 y 1,016 Ma. Después de la GGP, entre 14 y 16 eventos fríos (glaciales/estadiales) alternaron con los equivalentes cálidos (interglaciales /interestadiales).

El último máximo glacial (UMG) se ubica entre los 25.000 y 16.000 años atrás. Finalmente hubo dos nuevos avances glaciales denominados Tardiglaciales, entre 15.000 y 10.000 años atrás, que generaron morenas internas (más cercanas al origen de los glaciares) respecto a las del último máximo glacial.

El geólogo sueco Carl Caldenius fue el primero en estudiar las distintas glaciaciones patagónicas desde los 41º S hasta el Cabo de Hornos e identificó cuatro eventos glaciares mayores (Initioglacial, Daniglacial, Gotiglacial y Finiglacial) que consideró como fases de recesión de la última glaciación. Si bien el esquema estratigráfico es esencialmente correcto, Caldenius subestimó la edad de los arcos de morenas más antiguos.

Posteriormente fueron Flint y Fidalgo quienes estudiaron las glaciaciones en la Cordillera Patagónica Norte. Ellos denominaron Glaciación Pichileufú (Drift Pichileufu) a la glaciación más antigua en nuestra zona (equivalente a Initioglacial de Caldenius).

Los principales afloramientos asignados a esta Glaciación, depositados directamente por el glaciar, por las aguas de deshielo o en pequeños cuerpos lacustres genéticamente relacionados con el hielo, afloran principalmente a lo largo del río Pichileufú, unos 20 km al SE del Aeropuerto Bariloche y a unos 350 m por encima del lago Nahuel Huapi (1100 – 1200 msnm, metros sobre el nivel del mar). Los glaciares de esta edad deben haber sido lóbulos de piedemonte (más allá del frente montañoso) de gran extensión y poco espesor relativo.

A posteriori de la Glaciación Pichileufú, durante el interglacial subsiguiente, se produce un largo período de incisión del relieve (profundización de los cauces), que rebajó pronunciadamente el paisaje, período al que Rabassa ha denominado Profundización de los Cañones.

Este evento marca un antes y un después en cuanto a la historia glacial, por cuanto en los avances subsiguientes, los glaciares fluyeron de manera más encauzada y los arcos de morenas se ubicaron en posiciones internas, más cercanas a la Cordillera, respecto a las glaciaciones anteriores y a menos altitud.

Se postula que la profundización se produjo como consecuencia del último pulso de ascenso de la Cordillera Patagónica, hecho que ocurrió entre 1,0 y 0,8 Ma.

El siguiente evento frío durante el Pleistoceno medio fue inicialmente denominado Glaciación El Cóndor, y posteriormente Rabassa y Evenson lo subdividieron en La Fragua y Anfiteatro en el área del río Limay.

. . . . . . . . . .

Cuadro 2. Crono-estratigrafía tentativa de los depósitos de origen glacial del Pleistoceno y Holoceno en la región de San Carlos de Bariloche (modificado de Rabassa y Evenson, 1996).

Estos depósitos y sus equivalentes en latitudes más australes han sido acotados temporalmente al Pleistoceno Medio por su relación estratigráfica con volcanitas datadas entre 0,760 Ma y 0,128 Ma., que representan las edades límite inferior y superior, respectivamente.

Sucedió luego un intervalo de mejoramiento climático (aumentó la temperatura) que representa el último interglacial.

La última glaciación denominada Drift Nahuel Huapi (equivalente argentino de la Glaciación Llanquihue de la vertiente chilena), es la que muestra formas de depósitos mejor conservadas, como es de esperar dado que son más recientes.

Las secuencias de las fluctuaciones glaciales mejor datadas se encuentran en la región de los lagos chilenos (Lago Llanquihue). En esa región los glaciares descendieron hasta el nivel del mar, avanzando sobre sectores donde existían bosques y pantanos, de manera que el material orgánico incorporado a los sedimentos glaciales sirve para la aplicación del método del Carbono 14.

El máximo avance de esta última glaciación (Nahuel Huapi) se estima que ocurrió hace unos 20.000 años atrás. En nuestra región se pueden observar fácilmente los arcos de morenas correspondientes a esta glaciación en el extremo oriental del Lago Nahuel Huapi, camino a Villa La Angostura (Brazo Huemul) y también en las partes más elevadas del camino de acceso al aeropuerto de Bariloche (Figura 6 y Cuadro2).

 

¿Qué ocurrió después de la última gran glaciación?

En este aspecto no hay total acuerdo. Una hipótesis es que después de la última glaciación, los frentes de los glaciares retrocedieron gradualmente, mientras que otra posición es que durante el milenio 11.000 a 10.000 años se produjo un nuevo avance de los hielos, que se corresponde, aproximadamente, con el período denominado Younger Dryas del Hemisferio Norte.

A estos avances temporalmente cercanos a la última glaciación se los denomina genéricamente como Tardiglaciales. A posteriori de los mismos, se ha tratado de reconstruir las fluctuaciones glaciares que han caracterizado al Holoceno denominadas, Neoglaciaciones.

En las primeras fases del Holoceno se sospecha que hubo un mejoramiento climático, con temperaturas de alrededor de 2º C por sobre los valores actuales, durante el período entre 8.500 a 6.500 años antes del presente (AP) para algunos autores, o 9.400 a 8.600 años AP para otros.

A partir del Holoceno medio (aproximadamente 5.000 años) se produjeron tres o cuatro avances neoglaciales a lo largo de la Patagonia andina austral.

La ubicación temporal aproximada de los mismos se muestra en la Figura 7.

En la Patagonia Norte no hay trabajos actualizados que correlacionen los avances neoglaciales con los de la zona austral. Pero aunque se carezca hasta el momento de fechados, hay arcos de morenas que son indudablemente neoglaciales: en Puerto Blest, entre los lagos Moreno Este y Oeste, en la Divisoria de Aguas, etc. y, para tiempos más cercanos, en la zona de los glaciares del Monte Tronador.

Como conclusión, podemos comprender que las variaciones climáticas han sido muy numerosas y de distinta magnitud tanto en el pasado lejano como en el más reciente. No ha transcurrido tanto tiempo desde la retracción de los glaciares correspondientes a la Última Gran Glaciación como para que podamos definir si estamos en un período Interglacial o si está finalizando la Edad Glacial del Pleistoceno. Además, el hombre ha alterado con su intervención los ciclos climáticos naturales, en una magnitud que no está claramente definida.

 

Glosario

Anillos de meteorización: se mide la meteorización (alteración de rodados transportados por el hielo) que progresa desde la superficie de los rodados hacia su interior, siendo de mayor espesor cuanto más tiempo han estado expuestos tales rodados a la acción meteórica.

Condiciones paleogeográficas: distribución espacial de los continentes en el pasado geológico, que influye y condiciona las características ambientales (temperaturas, precipitaciones, vegetación, etc.).

Drift: término sin traducción, para referir a cualquier tipo de sedimento (bloque, till, grava, arena o arcilla), transportado y depositado directamente por un glaciar o bien por el agua proveniente de su derretimiento.

Estratigrafía: rama de la geología histórica que conduce al ordenamiento cronológico de los estratos y/o depósitos sedimentarios.

Fases de recesión: cuando la merma de una glaciación no es gradual sino que se produce en diversas etapas.

Fluctuaciones de los frentes glaciares: los glaciares de valle se forman en las zonas de acumulación de nieve (circos), donde, por sucesivas acumulaciones durante períodos prolongados de años, se transforma progresivamente en hielo. Las lenguas glaciares descienden y adquieren una longitud que depende del balance entre la nieve acumulada durante los inviernos y la que merma durante los veranos –durante lapsos prolongados. Si el balance es positivo, el glaciar se alarga y si el balance es negativo, el glaciar se acorta.

Frentes glaciares: refiere al extremo de avance frontal de un glaciar, señalando su máxima extensión. Isótopos de oxígeno: el principio que sustenta el uso de isótopos estables en foraminíferos, es que la relación entre los dos isótopos de oxígeno 18O / 16ºextraída por los organismos durante su formación, es controlada por la temperatura y la composición isotópica del agua del ambiente. Se evapora más 18O de los océanos cuando las temperaturas son elevadas y en consecuencia abunda más el 18O en el agua de mar durante los períodos fríos.

En los sondeos de los sedimentos marinos se recogen microfósiles (foraminíferos) que en sus conchillas registran las variaciones de temperatura de acuerdo al contenido isotópico descrito.

Línea de nieve permanente: altura aproximada sobre la cual no toda la nieve precipitada durante los inviernos –a lo largo de muchos años- se derrite durante los veranos, de manera que desde dicha altura hacia arriba hay posibilidad de que se formen glaciares.

Lóbulos de piedemonte (lobes): cuando los glaciares encauzados en sus valles alcanzan longitudes que les permiten salir de la zona montañosa, se dispersan al pie de las montañas adquiriendo formas lobuladas de menor espesor.

Magnetoestratigrafía: refiere a la aplicación de la técnica de medir, en ciertos depósitos de origen glacial, las características paleomagnéticas (orientación, inclinación y polaridad del campo magnético de la Tierra en el pasado) y compararlas con una escala magnética del tiempo estandarizada.

Métodos de datación: las dataciones pueden ser relativas, lo que equivale decir que un depósito es más joven o más viejo que otro. Los métodos absolutos en cambio, permiten establecer la edad de los depósitos y/o rocas, asignando un número de años –con un error estimado. Los métodos de datación absoluta son varios: la datación radimétrica se basa en la descomposición de ciertos isótopos radiactivos que se produce a una tasa fija, lo que permite calcular la edad en que comenzó tal descomposición al medir las proporciones relativas del isótopo radiactivo original (padre) y el isótopo final (hijo).

Morenas: denominación que se aplica a las formas de acumulación de sedimentos que configuran lomadas con forma de arco, de hasta varias decenas de metros de altura y que por su ubicación en el frente o en los laterales de los glaciares, se califican como frontales o laterales, respectivamente.

Tectónica de placas: teoría que postula la existencia de una docena de placas litosféricas mayores (las placas tienen un espesor que incluye toda la corteza y la parte superior del manto terrestre y una superficie que, en general, supera la dimensión de los continentes) y que explica la ocurrencia de fenómenos geológicos de primera magnitud, como el movimiento relativo entre ellas, el origen de las cadenas montañosas, el volcanismo, los sismos, la formación de nuevo fondo oceánico, etc.

Till: sedimento no estratificado, sin selección, transportado y/o depositado directamente por un glaciar.

Volcanitas: rocas de origen volcánico, a las cuales se les pueden aplicar métodos de datación radiométrica.

 

Dataciones referidas por Juan Luis García, 2011

The glacial geomorphology and Pleistocene history of South America between 38 Sand 56 S

I conclude that southern mid latitude glacier expansions occurred irrespective of the insolation phase and seem to have coincided with stadials in Antarctica and northern shifts of the southern westerly wind belt, which likely played a key role driving near simultaneous changes throughout the southern hemisphere

This suggests that after the Patagonian ice sheet reached its terminal position at or somewhat earlier than 49, 000 years ago, it fluctuated near its maximum before gradually retreating westward

The TDP I moraines at Laguna Azul mark the most extensive glacial advance in this basin. Our 10Be data from these landforms (Chapter 3) reveal that this position was gained by ice during pre-global LGM times, specifically during MIS 3 (60-25 ka)

Based on the number and size of moraines, we infer the ice at this time (14.200) was very active, capable of eroding, transporting and depositing most of the glacial drift that fringes the eastern shores of Laguna Azul and Lagos del Toro and Sarmiento.

In this new reconstruction, the Patagonian ice sheet extended about 100 kilometers east of the current margin in Torres del Paine and deposited seven moraine belts within a 50km-wide band beginning at or before 49,000 ka(Fig. 2.1; Plates 1 and 5).

If this interpretation is correct, it suggests that Torres del Paine ice already was at the maximum extent of the last glaciation by ≥49,000 ka and 41,000 ka, and was more extensive during the early stage of the glaciation rather than during the global LGM (19-23 ka; Mix et al., 2001).

The data indicate that the glaciers expanded to their maximum during Marine Isotopic Stage 3, much earlier than the global Last Glacial Maximum. Comparison with ice-core and marine records suggests that the stadial conditions documented here were synchronous with ocean-atmosphere reorganizations that took place in the middle and polar southern latitudes during MIS 3 and 2

During the LGM, the Patagonian ice sheet was continuous from 38ºS to 56ºS in western South America (Glasser et al.,2008). The Patagonian ice sheet produced outlet glaciers that flowed both east and west of the divide.

In the Quaternary, eastward-flowing glaciers excavated deep, elongated lake basins; those flowing westward scoured the Chilean fjord landscape and terminated offshore. Today, there are three discrete remnant ice fields in the southern Andes

The preservation of glacial landforms in Patagonia is excellent, particularly in semi-arid areas east of the southern Andes. Suites of moraines dating to the last glaciation and previous Quaternary glacial events occur adjacent to the large lakes that punctuate the eastern Andes

Well dated glacial records are sparse in Patagonia. In addition, in some cases, the available chronologic data predate recent technological progress in exposure age dating (Nishiizumi et al., 2007) and are not sufficiently precise for stratigraphic comparisons of glacial events.

The resulting ages of the TDP I moraines at Laguna Azul range from 40.6 to 42.7 ka and yield a mean age of 41.3 ± 1.3 ka (n=5, Fig. 3.3a). In contrast, the ages from the TDP I moraines at Lago del Toro fall between 16.0 ka and 17.1 ka and yield a mean age of 16.5 ± 0.6 ka (n=5, Fig. 3.3b). The two dates from the RV I moraines (48.3 and 49.5 ka) produce a mean age of 49.0 ± 1.5 ka (Fig. 3.3c) (Plates 2-3, 5, pocket)

Although the Patagonian ice sheet in Torres del Paine reached its maximum extent during MIS 3, most other glacial records in southern South America show maximum ice extent at ~26-28 ka, when calculated with the New Zealand production rate (Putnam et al. 2010)

The only other location showing extensive MIS 3 ice in Patagonia is at Última Esperanza (52ºS), where dated moraines record maximum ice expansion at 38.0 ka (Sagredo et al., 2011)

A southward shift of the westerly winds also implies a southward shift of the Antarctic Polar Front and sub-tropical convergence, which probably were accompanied by an overall increase in local barometric pressure(and thus decrease in PR) in South Patagonia during the termination (e.g.,Ackert et al., 2003). Therefore, it is not evident that a change in air pressure due to a change in atmospheric circulation would cause exposure ages for TDP IDT moraine to be too young

When erosion rates are high they also can affect significantly the exposure age calculated for a particular landform. In Patagonia at 46ºS, ~500 km to the north, previous work has estimated a maximum average erosion rate of about 1.4 mm per thousand years over long-term exposures (e.g.,>105) (Kaplan et al., 2004; Douglass, 2005). If we applied this estimation to our samples, the age of the TDP IDT moraine becomes only slightly (~2%) older (Table 3.2).

In addition, samples from the TDP IDT moraine were obtained from low elevation (~100 m a.s.l.) in a semiarid region and in locations exposed to wind, which would blow away accumulated snow. Therefore, any effect from snow shielding on local 10Be ages should be negligible

The local LGM occurred between ~35-17.5 cal ka. Throughout this time glaciers expanded into their LGM positions and only by 17.5 cal ka, at the beginning of the Termination, did glaciers rapidly retreated into the mountains. It is not clear if glaciers at this latitude readvanced during the late glacial, although pollen, and lake and ocean sediment records indicate stadial conditions (Lamy et al., 2004; Moreno et al.,2001; Ariztegui et al., 1997).

In Patagonia, glaciers are known to have advanced near synchronously with those in the Chilean Lake District. In addition, the Termination occurred near synchronously throughout the whole region (e.g., Hein et al., 2010; Douglass et al., 2006; Sudgen et al., 2005; Denton et al., 1999b) and was interrupted by a glacial expansion during the Antarctic Cold Reversal (ACR, Strelin and Denton 2005

The LGM culminated at 18.0 ka (Kelley, 2009; Doughty, 2008). The beginning of the Antarctic warming trend, as recorded by deuterium and oxygen isotope variations in the southern ice cores (EPICA Community Members, 2006; Blunier and Brook,2001), also occurred at about ~18.0 ka .

Our 10Be ages show that the Patagonian ice sheet expanded at~49,000, 41,000, and slightly before 16,500 years ago during glacial conditions of the last ice age. The TDP IDT moraine probably formed close the end of the LGM, but the absence of other moraines dating to this time period precludes definition of the exact location and overall structure of the LGM in the Torres del Paine region.

 

GLACIER EXPANSION IN SOUTHERN PATAGONIA THROUGHOUT THE ANTARCTIC COLD REVERSAL

Understanding millennial-scale climate variability that interrupted the last deglaciation (18.0–11.5 ka) affords insight into the nature and cause of the termination if ice ages

Precise 10Be ages of boulders on moraines in Torres del Paine National Park (51ºS, 73ºW, Fig. 4.1) afford unequivocal evidence that glaciers in the middle latitudes responded immediately to the onset of this major late glacial climate reversal, that the duration of glacier expansion in the southern mid-latitudes matched that seen in Antarctica, and that there was tight coupling between ocean, atmosphere, and glacial systems through this time

The westerly belt most likely acted as one of the prime positive feedbacks that extended the glacial climate signal to the mid-latitudes. This wind results from the pressure gradient between the subtropical high and circum-Antarctic low pressure belts with today‘s strongest circulation occurring between 50-60°S.

Dynamics of this wind belt may reflect either changes in the tropics, the mid-high latitudes, or both, and are rapidly transmitted to a range of latitudes in the southern hemisphere. We suggest that during the ACR, the westerly belt shifted north, driven by simultaneous changes in the southern ocean and Antarctic temperatures, and very likely in the subtropical cell, which is tied to the location of the thermal equator.

The onset of the ACR in the south coincided with the Bølling in the north and the consequent northward migration of the thermal equator and tropical rain belt (Wang et al., 2004; cf. Severinghaus, 2009; Cheng et al., 2009).

The contemporaneous southern climate change throughout the ACR could be linked to the events in the North Atlantic. In this interhemispheric atmospheric see-saw model, climate shifts in the north and south occurred near-synchronously but with opposite sign, as recently suggested for Termination I (Anderson et al., 2009; Denton et al., 2010).

In summary, quasi-synchronous late-glacial climate changes described here for the southern mid-to-high latitude glaciers, Southern Ocean upwelling, Antarctic ice cores and deglacial atmospheric CO2 imply the existence of direct cryosphere-atmosphere-ocean links, which defined the last glacial-interglacial transition in the southern mid-latitudes

 

 

RICARDO VILLALBA Y WOLFGANG VOIKHEIMER . CRICYT, Mendoza 

El clima de la Tierra cambia constantemente como resultado de la interacción de todos los componentes del planeta: la atmósfera (los gases que rodean el planeta), la geosfera (las tierras emergentes), la criosfera (los glaciares y calotas polares), la hidrosfera (los ríos, lagos y océanos) y la biosfera (las plantas y los animales, incluyendo al hombre). Los cambios climáticos pueden ocurrir en lapsos muy cortos, como las modificaciones bruscas de la temperatura global registradas en pocos años, o extremadamente largos, como las tendencias al enfriamiento o calentamiento advertidas a lo largo de más de diez millones de años.

En el lapso geológico que va desde hace unos sesenta y siete millones de años hasta el presente, se levantaron cadenas montañosas, como los Andes y los Alpes, y la deriva de las placas litosféricas se aceleró. Con tales alteraciones paleogeográficas se produjeron modificaciones del clima, de cuya existencia dan cuenta ciertos indicadores paleoclimáticas observables en fenómenos geológicos condicionados climáticamente, como los fósiles, los depósitos glaciares, los evaporitos - depósitos formados por los minerales disueltos en el agua cuando esta se evapora -, los carbones y los suelos. A modo de ejemplo, se puede mencionar la utilización de isótopos de oxígeno para determinar paleo temperaturas, método que se debe al descubrimiento de H.G. Urey (1950) de que la relación O18/OI6 en el carbonato de calcio (y eventualmente en otras substancias) depende de la temperatura a la cual el compuesto se formó.

Sobre esas bases se puede afirmar que, en los comienzos del periodo indicado, la isoterma de 10º Celsius de temperatura media del mes más frío pasaba por la Patagonia austral, más de 1500 km al sur de su posición actual, según se deduce de los cocodrilos que habitaron en el sur de la Patagonia. El norte de esa región, como lo indican principalmente las floras fósiles, tenía entonces un clima subtropical hùmedo, con temperaturas medias del mes más cálido superiores a 22º y del mes más frío entre 10º y 18º, y con precipitaciones mayores que 1000 mm anuales, distribuídas en todo el año.

(N. Hulton, et. ol., 1994, "Glacier modellíng and the climate of Patagonia during the last glacial maximum", Quatermary Research, 42:1 - 19.)

Hace unos cuarenta y cinco millones de años, hubo, sin embargo, un enfriamiento generalizado de la Patagonia, relacionado con la separación del continente australiano de la Antártida y la instalación de la corriente circunantártica, sumamente fría. Ello provocó el avance de los bosques templado - fríos de Nothofagus hasta el norte patagónico; se encuentra polen de esas plantas en las formaciones geológicas de la correspondiente antigüedad en Río Negro y Neuquén, así como en la cuenca del Arauco, en Chile.

El patrón general de las variaciones climáticas acaecidas en el último millón de años se caracteriza por grandes oscilaciones de la temperatura (del orden de los 4º a los 6º), que responden a la alternancia de períodos glaciares e interglaciares, en ciclos de unos cien a ciento veinticinco mil años de duración. Agregadas a esas fluctuaciones, se constatan otras de menor amplitud, acaecidas en lapsos más cortos (que van desde cientos hasta unos pocos años). El estudio de depósitos glaciares patagónicos demuestra que la glaciación que más avanzó ocurrió probablemente un millón de años atrás, y dataciones paleo-magnéticas realizadas en las cercanías del lago Buenos Aires indicarían que hubo otras más viejas.

El clima de la región austral de América del Sur ha fluctuado significativamente desde el momento de máximo avance de los hielos durante la última glaciación, la cual tuvo lugar, aproximadamente, entre veintidós mil y diez mil años antes del presente; esas variaciones continuaron durante el actual período interglaciar, conocido como el holoceno, que dura desde hace unos diez mil años.

Los depósitos morénicos en los Andes patagónicos parecen indicar que los glaciares alcanzaron varias veces, durante el último período de glaciación, su límite máximo de avance, muy probablemente en respuesta a fluctuaciones climáticas de naturaleza cuasi cíclica. Entre los 39º y 42º de latitud, hay evidencias de dos avances glaciares mayores, uno hace unos veinte mil años y otro hace unos catorce mil. El inmenso glaciar que se extendía todo a lo largo del estrecho de Magallanes avanzó por lo menos cinco veces durante el último período glaciar, la quinta hace aproximadamente doce mil años.

Los registros paleoambientales biológicos (polen, insectos y macrofósíles) muestran las impresionantes transformaciones que sufrieron los ecosistemas patagónicos, como consecuencia de los cambios climáticos. Durante los períodos glaciares tenían lugar acentuadas reducciones del área ocupada por los bosques andino-patagónicos, así como descensos de los pisos altitudinales de la vegetación; en los períodos interglaciares, los árboles e insectos asociados al bosque recolonizaban las áreas en cuestión. El conjunto de evidencias geomorfológicas y biológicas indicaría que, en la última edad glaciar, la temperatura disminuyó entre 5º y 6,5º, y la línea de las nieves bajó entre 800 y 1000m.

El estudio de complejos morénicos que se extienden sólo algunos kilómetros por debajo de la posición actual de los hielos llevó a pensar que hubo avances glaciares de menor magnitud que el máximo, los cuales, por ser más recientes, se denominaron neo-glaciaciones; tres de estas tuvieron lugar, respectivamente, hace unos 4500 años, entre 2700 y 2000 años y durante las últimas tres centurias. Análisis palinológícos (de palynein, esparcir: el estudio del polen y las esporas) de muestras tomadas en la región de los lagos chilenos también indicarían la existencia de tres neoglaciaciones durante los últimos cinco mil años.

Coincidentemente, en el norte de la Patagonia, dataciones radiocarbónícas indican que el glaciar del río Manso avanzó hacia los años 1040, 1330-1360, 1640 y 1800-1850. Para el glaciar Frías, situado en la misma latitud, los avances y retrocesos se fecharon empleando evidencias históricas y anillos de árboles; alcanzó su máxima extensión de los últimos mil años alrededor de 1640-1660 y, posteriormente, tuvo avances menores hacia 1720, 1750, 1840, 1910, 1940 y 1977. En la región del hielo patagónico sur, las dataciones radiométrícas señalan que algunos glaciares comenzaron a avanzar alrededor de 1300. Los máximos avances neoglaciares se habrían producido entre fines del siglo XVII y comienzos del XVIII, y en las últimas décadas se observaría un retroceso generalizado de los glaciares andinos.

Para determinar ciclos climáticos más cortos, se han analizado series milenarias de anillos de crecimiento de árboles andino-patagónicos. Durante los últimos mil años, en las variaciones de las temperaturas de verano se han advertido ondas de unos 250, 77, 50, 33, 24, 21, 16 y 11 años. Factores externos al sistema terrestre, como fluctuaciones de la radiación solar, podrían estar asociados a los ciclos de 11, 21 y 77 años: entre las variaciones bien conocidas de la actividad solar se cuentan el ciclo de las manchas solares, de 11 años; el de Hale, de 22 años, y el de Gleisberg, de aproximadamente 80 años. Sin embargo, variaciones climáticas de este tipo también podrían provenir de interacciones entre la atmósfera, los océanos y los hielos polares, sin necesidad de que interviniesen causas externas.

Finalmente, mediante registros meteorológicos modernos se han constatado variaciones interanuales e interestacionales de parámetros del clima como temperatura, precipitación, presión atmosférica y otros. Si bien, por lo general, en Sudamérica no se dispone de series meteorológicas para el siglo XIX, son más frecuentes a partir de las primeras décadas de la actual centuria.

En la región patagónica, hay series climáticas razonablemente extensas para Ushuaia (desde 1876), Punta Arenas (desde 1888), Esquel (desde 1896), Trelew (desde 1901), puerto Madryn (desde 1902) y Bariloche (desde 1905), las que acusan variaciones muy significativas de año en año, por ejemplo, en materia de lluvias.

Las sequías han sido una constante del clima regional en la franja entre el bosque andino y la estepa, observación que confirman los análisis del crecimiento radial del ciprés de la cordillera, elaborados para los años posteriores a 1700. Así se sabe que en 1813 ocurrió una sequía extrema, más severa que ninguna de las registradas desde principios de este siglo.

 

LECTURA SUGERIDA

VOLKHEIMER, W, 1971, "Aspectos paleoclimatológicos del terciario argentino", Revista del museo argentino de Ciencias Naturales Bernardino Rivadavia, Paleontología I(8):243-264.

 

 

HAROLD LOVELL, (2011)

Ice dynamics and glacial history southernmost Patagonia

Durham theses, DurhamUniversity. Available at Durham E-Theses Online:

http://etheses.dur.ac.uk/629

Meteorological conditions suitable for the growth of glaciers in the Patagonian Andes are thought to have existed for at least the last 14 Ma (Clapperton, 1993). The presence of Late Miocene glacial deposits in Patagonia at Lago Cardiel (49°S) with ages as old as 10.5 Ma has been suggested by Wenzens (2006), with nine advances between 10.5 and 5.4 Ma.

These ages are based on the dating of basaltic lava which partly covers Patagonian gravels (Wenzens, 2006). Rabassa (2008) agreed that the possibility of very early Late Miocene glaciations was interesting, but that further study was needed to confirm this interpretation.

Mercer (1976) argued that little is known about glacial events in southern South America in the period from 3.3 Ma to 2.4 Ma. This period corresponds with the Gauss

palaeomagnetic epoch and Mercer (1976) suggested that some of the tills north of Lago Viedma could have formed during this time.

All that is known is that they are younger than 3.5 Ma (Mercer, 1976). This seems to contradict Rabassa and Clapperton (1990), who claimed that Mercer (1976) assumed the Lago Viedma area had remained unaffected by glaciation during the Gauss epoch.

Basalt covering coarse outwash gravel at Cóndor Cliff in the Río Santa Cruz Valley, to the east of Lago Argentino, was dated at 2.79 ± 0.15 Ma (Mercer, 1976; Clapperton, 1993). This was used to imply that glaciation had begun in the mountains to the west at this time. Rabassa (2008) suggested that in some areas of southern most Patagonia outlet glaciers extended from the mountain ice caps to points close to the GPG limits as early as the Middle Pliocene.

Several glaciations occurred between ca. 2 Ma and ca. 1 Ma (Mercer and Sutter, 1982).

Six tills interbedded with lava flows have been studied south of Lago Argentino at Cerro del Fraile (50°S) by Mercer (1976, 1983). This entire sequence was deposited between > 2.11 Ma and 1.51 - 1.05 Ma (Mercer,1976). The maximum age of the oldest till at > 2.11 Ma is not known and the five successive tills are dated at 2.12 - 2.11 Ma, 2.11 - 1.91 Ma, 1.91 - 1.71 Ma (two of the tills) and 1.51 - 1.05 Ma respectively (Mercer, 1976, 1983). Till lies between lava flows dated at between 2.02 ± 0.09 Ma and 2.01 ± 0.1 Ma at a site 25 km to the east of Lago Argentino (Mercer, 1976, 1983). If the 2.73 Ma old deposit at Cóndor Cliff (2.79 ± 0.15 Ma old as dated by Mercer, 1976) is included, Clapperton (1993) suggested that at least seven glacial advances occurred in a 1.68 Ma interval.

The chronology of glacial advances in southern Patagonia from the Late Miocene to the Early Pleistocene reviewed here supports Mercer (1983), who stated that glaciations occurred in South America between 7 and 4.6 Ma, at 3.6 Ma, and repeatedly after about 2 Ma. There is also evidence for glacial advances in the period between ca. 3.6 and ca. 2 Ma (Mercer 1976; Clapperton, 1993; Malagnino, 1995; Wenzens, 2000; Rabassa, 2008).

The Patagonian Ice Sheet reached the Atlantic Ocean in southernmost Patagonia at its maximum extent, named the Greatest Patagonian Glaciation (GPG) by Mercer (1976, 1983; see Figure 2.1 and Table 2.1). Outlet glaciers reached the Atlantic Ocean in the area south of the Rio Gallegos valley and north of the Strait of Magellan for the first time in the Cenozoic (Rabassa, 2008). Coronato et al. (2004b) and Rabassa (2008) suggested that these limits correspond to the ‘Initioglacial Glaciation’ as mapped by Caldenius (1932).

The Pleistocene moraines and till representing the greatest extent eastwards of the Patagonian Ice Sheet were correlated from Lago Epuyén (41°S) to the Strait of Magellan (52°S) by Singer et al. (2004a). Combined with the basalt flow dates from Bella Vista and Arroyo Telken, Singer et al. (2004a) suggested this provided strong evidence that the mapping by Caldenius (1932) was valid and that the GPG occurred between 1168 ± 14 ka and 1016 ± 10 ka.

During the GPG, the areal extent of ice in southern Patagonia was estimated by Kaplan et al. (2009) to be ca. 558,000 - 542,000 km2, compared to ca. 422,000 km2 during the LGM.

Available studies suggested that the GPG was not fundamentally cooler than glacial maxima during the last several glacial cycles (Hodell et al., 2002; Carter and Gammon, 2004).

It is notable that the maximum extent of ice in the northern hemisphere occurred after 800 ka, > 200 ka later than the GPG (Kaplan et al 2009)

The Lago Buenos Aires (LBA) moraine system provides dateable evidence of post-GPG advances (Singer et al., 2004a; Kaplan et al., 2005; Douglass et al., 2006). During the last ca. 1.2 Ma, at least 19 terminal moraines were deposited at LBA (Singer et al., 2004a. Each of the large Telken moraine complexes deposited in this ca.256 ka period is assumed to represent a major glaciation (Singer et al., 2004a).

The six Deseado and Moreno moraines were deposited during a ca. 651 ka period as delimited by the Arroyo Page and Cerro Volcán lava flows (Singer et al., 2004a; Kaplan et al., 2005). The ages of the flows are 760 ± 15ka and 109 ± 3 ka respectively (Singer et al., 2004a).

The importance of ice streams in contemporary and former ice sheet dynamics was introduced in Chapter 1. The following chapter will discuss the different types of ice streams; the mechanisms that facilitate fast ice flow; and the controls on their location, initiation and stoppage.

Palaeo-ice streams will then be reviewed, including their importance for former ice sheet reconstructions; the characteristic criteria used to identify them in the geomorphological record; and the landsystems these criteria produce.

The actual velocities of ice streams exhibit a large amount of variety. Stokes and Clark (2001)

Whillans et al. (1987) found that the ice streams draining the West Antarctic Ice Sheet generally had speeds in the order of 500 m a-1. The same ice streams were suggested to move at speeds of up to 800 m a-1 by Kamb (1991), in contrast to speeds of 10 m a-1 for the surrounding ice (Bentley, 1987).

In a comprehensive review ofice streams, Bennett (2003) also suggested that they flowed in the order of 800 m a-1. However, it has since been established that ice streams can flow at considerably faster velocities. Jakobshavn Isbræ was found to be flowing at 12,600 m a-1 in the spring of 2003 (Joughin et al., 2004).

The possible instability of the Antarctic and Greenland ice sheets in a warming climate is the focus of a lot of current research (Howat et al., 2007; Shepherd and Wingham, 2007).

The continuum of ice stream types is strongly linked to the three main mechanisms for fast ice flow that have been identified (Truffer and Echelmeyer, 2003). The first mechanism that was suggested involved elevated basal water pressure leading to enhanced basal sliding (Rose, 1979).

A lubricating layer of water at the ice sheet bed can reduce the basal stress between the ice and the underlying substrate, allowing for an increase in speed through sliding (Engelhardt et al., 1990; Kohler, 2007; Bell, 2008).

The vertical weight of the ice above the bed is countered by the high basal water pressures, decreasing the friction and facilitating rapid basal motion (Bennett, 2003). Secondly, the internal mechanics of ice deformation and superplasticity were suggested by Hughes (1977) as being responsible for fast ice movement. This idea focused on enhanced basal and marginal-ice shear due to stress-induced recrystalisation within the ice (Hughes, 1977).

A third mechanism for fast flow within an ice stream was developed following the discovery of a 6 m thick layer of soft sediment beneath the Whillans Ice Stream (formerly Ice Stream B) on the Siple Coast, West Antarctica, using seismic reflection techniques (Blankenship et al., 1986).

Bennett (2003) suggested that there is a tendency for ice to accelerate within topographically constrained corridors. It is possible for basal sliding to occur within topographically controlled ice streams, as at Jakobshavn Isbræ (Truffer and Echelmeyer, 2003; Roberts and Long, 2005) . Vista del Upsala

The transition zones between ice sheet and ice stream flow are called “onsets” (Bamber et al., 2000; De Angelis and Kleman, 2008

The loss of a lubricating basal sediment layer through basal erosion within the ice stream was initially suggested by Retzlaff and Bentley (1993). This was supported by Tulaczyk et al.(2000), who stated that ice streams may cease to flow rapidly if the lubricating conditions are removed. The exhaustion of till is one of the four primary causes of localised patches of basal friction known as ‘sticky spots’ (Stokes et al., 2007).

A second possible cause of ice stream shutdown is through the reduction of available subglacial water that had previously lubricated the bed (Bennett, 2003).

Ice streams are thought to have played an important role in the dynamics and stability of former ice sheets (Stokes and Clark, 1999; Bennett, 2003; De Angelis and Kleman, 2005, 2007; Ó Cofaigh et al., 2008). Identifying the beds of palaeo-ice streams is of great importance for a number of reasons. In order to accurately reconstruct former ice sheets dynamics and histories we need to know where and when ice streams operated (Stokes and Clark, 2001, 2003; De Angelis and Kleman, 2007).

In addition, as all contemporary ice streams are marine-terminating, palaeo-ice streams provide a unique chance to also study terrestrially-terminating ice streams (Stokes and Clark, 1999)

Dyke and Morris (1988) suggested that large ice streams comparable in size to Hudson Strait had existed. The geomorphological evidence to support this included: a large drumlin field with a highly convergent flow pattern, with the longest drumlins situated in the central part of the field where ice was presumed to flow fastest; a lateral shear moraine marking a shear zone at the edge of the ice stream; and a Boothia-type dispersal train (see Figure 3.4; Dyke and Morris, 1988

Analysis of satellite imagery of the former Fennoscandian Ice Sheet allowed for the identification of 11 ice streams (Punkari, 1997). Fan-shaped flow patterns, abundant flow-parallel features and eskers, and indications of effective glacial erosion were the main forms of geomorphological evidence this was based on (Punkari, 1997 entifying the geomorphological and geological signatures of ice streams allows the overall landsystem ‘fingerprint’ (Everest et al., 2005; Golledge and Stoker, 2006), or perhaps ‘footprint’, to be compared with formerly glaciated landscapes around the world (Hart,1999; Stokes and Clark, 2001).

Ice streams are bordered by slower-moving ice (Stokes and Clark, 2001) and so former ice streams can be expected to have a sharp zonation at their lateral margins between evidence for fast ice flow and non-streamlined terrain (Stokes and Clark, 1999; Everest et al., 2005).

Such a well-defined margin requires a distinct discontinuity in the overlying ice, either through a contrast in the basal thermal conditions or ice velocities (Clark and Stokes, 2001). Both of these are characteristic of ice stream margins (Clark and Stokes, 2001).

Echelmeyer et al.(1994) showed that the abrupt change in velocity at ice stream margins created a heavily crevassed zone, about one-tenth of the entire ice stream width. Palaeo-ice streams can be expected to exhibit a similarly proportioned abrupt marginal area (Stokes and Clark, 1999).

 

Lateral shear moraine

Large subglacial ridges up to several kilometres long and tens of metres high and wide have been identified at the margins of palaeo-ice streams (Dyke and Morris, 1988; Hodgson, 1994; Stokes and Clark, 2002b). These features have been interpreted as lateral shear moraines and are thought to mark a shear zone at the margins of an ice stream separating fast and slower ice (Dyke and Morris, 1988). The mechanism of formation of these features is unknown and observations of them on palaeo-ice stream beds are limited (Hindmarsh and Stokes, 2008).

Submarine till delta or sediment fan

The presence of substantial amounts of sediment on a continental shelf may also be indicative of ice stream activity (Stokes and Clark, 1999).

Known as trough mouth fans, they are described as fan-shaped, diamict-dominated sediment accumulations (Ó Cofaigh et al., 2003). Large volumes of sediment are delivered to the shelf edge by marine-terminating ice streams that advanced across continental shelves underlain by a sedimentary substrate (Ó Cofaigh et al., 2003). This sediment is then remobilised and redeposited down the continental slope (Ó Cofaigh et al., 2003).

The geomorphological criteria for identifying a palaeo-ice stream, and the land system these produce, exhibits a degree of overlap with other types of glacial landsystem. This is as can be expected, as it has already been shown that individual criteria are not necessarily exclusive to ice-stream activity (Stokes and Clark, 1999). It is important that these alternative landsystems are considered in order to allow for a more accurate interpretation of the geomorphological record.

 

Ice streams and palaeo-ice streams

Ice-marginal terrestrial land system

An obvious omission from this list is the Patagonian ice sheet, which at its greatest areal extent reached ca. 550,000 km2 (Kaplan et al., 2009). As they are present in most other major former ice sheets, it seems plausible that ice streams were also active in the Patagonian Ice Sheet. This has been suggested by a number of studies (Glasser and Jansson, 2005; Clapperton, 1989; Benn and Clapperton, 2000a) and yet none have ever been explicitly identified. In addition, it is possible that ice streaming eastwards from the former Patagonian Ice Sheet following the GPG would have terminated in a terrestrial environment (see Figure 2.1).

Ice streams are fast-flowing corridors of ice which have a key role to play in ice sheet stability (Stokes and Clark, 1999, 2001; Bentley, 2003). The relative inaccessibility of contemporary ice stream beds means that locating palaeo-ice stream tracks is of great importance for improving understanding of the basal processes in operation (Stokes and Clark, 1999, 2001; Ó Cofaigh et al., 2005). Stokes and Clark (1999) outlined eight geomorphological criteria for identifying palaeo-ice streams within former ice sheets. These criteria are summarised in Table 3.1.

 

Eskers

Eskers are sinuous ridges of glaciofluvial sediment (Warren and Ashley, 1994; Hambrey, 1994) which are generally aligned sub-parallel to the direction of former ice flow (Benn and Evans, 1998). They are part of a spatially coherent but metachronous system of meltwater features created during regional deglaciation (Kleman et al., 1997). Clapperton (1989) identified two large esker systems within the area of drumlinised drift near Laguna Cabeza del Mar.

Outwash plains

One of the more distinctive features of terrestrial proglacial environments is the zone of outwash accumulation (Maizals, 2002). Where outwash is unconfined and extends laterally for a considerable distance it is known as an outwash plain or sandur (Hambrey, 1994; Maizals, 2002). Outwash plains can be up to several kilometres wide and are generally gently sloping featureless surfaces (Benn and Evans, 1998) characterised by braided meltwater channels across their extent (Hambrey, 1994

Glacial inversion method

Following the completion of the glacial geomorphological map by the methods outlined above, the next task is to interpret the landforms and landform signature in order to reconstruct the glacial dynamics and chronology of the area. The glacial inversion method describes the process by which the geomorphological record is inverted to reconstruct ice sheet dynamics (Kleman et al., 1997, 2006; see Section 4.3).

This combination of methods enables a detailed palaeoglaciological reconstruction of the ice sheet dynamics of this region from the geomorphological evidence

The comparison of the mapped geomorphological record with the criteria for palaeo-ice streaming, was outlined by Stokes and Clark (1999) Fig-4 displays four out of eight of these criteria, shown in Table 7.2. These are: characteristic shape and dimensions; highly attenuated bedforms, abrupt lateral margins and presence of deformed till.

Clapperton (1989) suggested that a potentially deformable bed existed in the region. Southern Patagonia is a region that has undergone repeated glaciation-deglaciation. Thus, each ice advance over low-lying ground would have crossed earlier Quaternary deposits (Clapperton, 1989).

Malvinas

En el extremo meridional de la Malvina occidental, en cabo Meredith, se han encontrado afloramientos de una formación precámbrica que aparecen también en la Patagonia.
Sobre dicho basamento precámbrico, poco extenso en superficie en el archipiélago, se hallan capas espesas de sedimentos devónicos, marinos y continentales; son de mayor extensión en la Gran Malvina (occidental) y en la porción septentrional de la isla Soledad (oriental).

La cubierta de sedimentas del Paleozoico predominante en las Malvinas se considera vinculada con el sistema de los Patagónides [sierra de San Bernardo), del centro del Chubut.

También existen estrechas afinidades con el territorio argentino en la formación sedimentaria superior; está vinculada con la serie estratigráfica de Ventania (estratos de Pillahuincó?) y con las de la Patagonia. En la base de esta formación sedimentaria de las islas hay depósitos de origen glacial, lo mismo que en Ventania

Es un relieve "maduro", es decir, aplanado por un largo proceso de erosión, ya que fas islas están constituidas por formaciones del Paleozoico. Está constituído por planicies, a veces onduladas y cerros redondeados cuya altura media no llega a los 700 m. Los rasgos más destacados son:

Las planicies accidentadas, con asomos rocosos` que constituyen el tipo de relieve predominante en las Malvinas, como la muy extensa que forma la porción meridional de la isla Soledad. Las rocas más abundantes en todas estas montañas son areniscas, cuarcitas y pizarras.

En general, se trata de un relieve que presenta todas las características de un intenso y prolongado desgaste erosivo. llama la atención, asimismo, la presencia de bloques de piedra que habrían sido arrastrados por la fusión de los glaciares a través de los lechos de antiguos ríos hoy desecados. Son los llamados ríos de piedra.

La teoría más aceptable sobre su orígen es que han sido generados en los períodos glaciarios por factores que en la actualidad no subsisten.

Las Islas Malvinas constituyen una porción emergida de la plataforma continental argentina; la cual apenas llega a los 150 m de profundidad y enlaza las islas con la Patagonia.

La geología de las Islas Malvinas está estrechamente unida a la de la Patagonia, aunque tiene algunas particularidades regionales como la falta de algunos terrenos antiguos. La mayoría pertenecen al período paleozoico medio y superior, mesozoico y cenozoico.

Sobre el duro basamento precámbrico, sólo visible en cabo Belgrano, aparece una poderosa cobertura de sedimentos que van del devónico al pérmico, faltando el silúrico y el cámbrico. Tampoco hay del jurásico al terciario, siendo los cuaternarios de poca significación.

En el periodo postglacial, las islas se sumergieron de 69 a 117 metros y luego emergieron en forma continuada hasta nuestros días. La glaciación más suave de las Malvinas fue casi una subglaciación y las islas nunca habrían alcanzado a estar bien cubiertas por el hielo.

Sigue vista de la caja glaciar del río Santa Cruz

   
 

Tramo de Condor Cliff a La Barrancosa

Sigue imagen de la caja final de Condor Cliff

Sigue imagen de la caja de La Barrancosa

Sigue imagen de la caja final de La Barrancosa

Sigue imagen del lateral Norte de la caja final de La Barrancosa

 

Sigue imagen de la caja completa desde lago Argentino hasta la ría de salida atlántica

Sigue imagen de las cajas donde operaron los arados glaciares y sus escurrentías

Sigue imagen de las camas glaciares en Zeballos

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