Sedimentary record of the old Río de La Plata mouth channel in the continental shelf of southern Brazil

Iran Carlos Stalliviere Corrêa¹*, Svetlana Medeanic², Jair Weschenfelder¹, Elírio Ernestino Toldo Júnior¹, José Carlos Nunes¹, Ricardo Baitelli¹ y Cristiane Bahi dos Santos³

¹ Centro de Estudos de Geologia Costeira e Oceânica-CECO, Instituto de Geociências-UFRGS, Av. Bento Gonçalves, 9500, Prédio 43125, CP 15.001 CEP 91501-970 Porto Alegre-RS Brasil. *iran.correa@ufrgs.br

² Instituto de Oceanografia - FURG. Av. Itália Km. 8, Campus Carreiro, CEP 96201-900 Rio Grande-RS Brasil (in memoriam).

³ Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Geociências-UFRGS, Av. Bento Gonçalves, 9500, Predio 43125, CP 15.001, CEP 91501-970 Porto Alegre-RS Brasil.

Manuscrito recibido: Febrero 24, 2012
Manuscrito corregido recibido: Agosto 8, 2012
Manuscrito aceptado: Septiembre 10, 2012

RESUMEN

Esta investigación tiene como objetivo caracterizar la evolución geomorfológica y sedimentológica de un paleocanal, perteneciente al Río de la Plata, que se ubica en la plataforma continental del sur de Brasil desde el Pleistoceno superior. Se realizó un levantamiento batimétrico y se obtuvieron testigos para un estudio palinológico y sedimentológico del área. A partir de estos datos fue posible caracterizar depósitos transgresivos junto al paleocanal del Río de la Plata. Las secuencias palinológicas mostraron ambientes con influencia marina que evolucionan a mixohalinos, lagunares y continentales de agua dulce. Desde el punto de vista sedimentológico, el área fue caracterizada como un ambiente fluvio-estuarino. Los datos obtenidos aportan información nueva para la interpretación de la evolución paleogeográfica del antiguo cauce del Río de la Plata en la plataforma continental de Rio Grande do Sul (Brasil).

Palabras clave: paleodrenaje, morfología, plataforma continental, Río de la Plata, Brasil.

ABSTRACT

Key words: paleodrainage, morphology, continental shelf, La Plata River, Brazil.

INTRODUCCIÓN

Los distintos trabajos desarrollados en el margen continental sur de Brasil han reconocido una serie de ambientes de depósito relacionados con la transgresión del Holoceno y también con la última regresión del Pleistoceno (Martins et al, 2005).

Los rasgos geomorfológicos que caracterizan los canales fluviales presentes en las plataformas continentales pueden indicar procesos relacionados con los cambios ambientales y las variaciones en el nivel del mar durante el Cuaternario (Conti, 2009).

La dinámica de los sedimentos que participan en los eventos de transferencia del nivel de base causa cambios en el sistema de suministro, provocando a menudo el desplazamiento de los arroyos. Además, los eventos tectónicos pueden desempeñar un papel preponderante en este tipo de migraci6oacute;n de los sistemas, formando barreras al flujo acuoso y obligando a la migración del canal o, por el contrario, ajustando el canal en un rumbo fijo.

Los estudios han demostrado que la geometría de los paleodrenajes en la plataforma continental y la posición de los cursos actuales pueden no tener una relación directa, lo que impide el establecimiento de un modelo que relacione la red de drenaje, el régimen hidrológico y la evolución de las características morfológicas de las plataformas continentales (Chiocci, 2001; Figueiredo y Madureira, 2004; Abreu y Calliari, 2005; Conti, 2009).

Según estudios realizados por Corrêa (1986) y Urien y Martins (1989), desde el final de la última glaciación del Pleistoceno, el nivel del mar comenzó el desplazamiento a partir de su posición más baja (-130 m), iniciando así la última gran transgresión marina.

En el margen continental sur de Brasil, los registros geológicos muestran numerosas secuencias sedimentarias indicadoras de las fluctuaciones del nivel del mar a partir del periodo de apertura del Océano Atlántico. La presencia de paleodeltas y paleoplataformas son evidencias de las fluctuaciones del nivel del mar a partir de procesos transgresivo-regresivos. Estas estructuras se han observado en los registros sísmicos, con la identificación de los estratos progradantes y retrogradantes (Asmus 1981).

Posteriormente comenzó el ascenso del nivel del mar, causando grandes inundaciones de las llanuras costeras, de los deltas, de los estuarios y otros ambientes de transición de sedimentos.

Kowsmann et al. (1977) describieron la presencia de un paleocanal, parcialmente lleno, paralelo a la costa de Rio Grande do Sul, y lo relacionaran con una conexión pasada, a más de 17,500 años BP, con el paleocanal principal del Río de la Plata.

En este sentido, Urien (1970), Urien y Martins (1974), Urien y Ewing (1974) e Isla y Madirolas (2009) establecieron para el drenaje del Río de la Plata una dirección sur-norte en el pasado, al final de Pleistoceno, que llevaba sedimentos hacia el talud y elevación continental a través de la llanura costera (la plataforma continental actual).

El canal central del Río de la Plata presenta una sedimentación fangosa, separada por dos cuerpos de arena (Corrêa 1990; Laborde 1999). Esta gama de sedimentos limo-arcillosos se superpone a los depósitos de arenas antiguas que corresponden a la base del paleocanal del Río de la Plata en la plataforma del sur de Brasil (Corrêa 1987a, 1987b; Corrêa et al., 1996). En cuanto a la edad de estos sedimentos, muchos autores consideran que se formaron durante la última transgresión del Holoceno (Kowsmann y Costa 1979; Corrêa 1987a; Martins et al. 2003). Sin embargo, Ayup-Zouain (1987) sugiere que el depósito fangoso, superior, es el resultado del transporte actual de los sedimentos finos del Río de la Plata por las corrientes de turbidez a través del paleocanal.

Con base en el análisis morfoestructural del área, Corrêa (1990, 1996) describió la presencia, entre el Faro Sarita y Chui, de una fuerte anomalía negativa que se pro-longa siguiendo un eje paralelo a la costa. Esta anomalía negativa esta flanqueada por dos anomalías positivas que presentan el eje paralelo a subparalelo a la costa. El autor caracterizo estas anomalías por la presencia de un graben (anomalía negativa), flanqueado por un horst (anomalía positiva). El paleocanal del Río de la Plata coincide con la dirección de este graben.

Campos et al. (2009) describen varios perfiles obtenidos a partir de datos hidroacústicos. El análisis de estos perfiles indica que el paleocanal del Río de la Plata, en la plataforma continental de Rio Grande do Sul (Brasil), tiene un aumento gradual de hasta 30 m de profundidad, en relación a las partes adyacentes externas.

La reconstrucción de los paleoambientes se puede hacer a través de estudios paleontológicos de secuencias sedimentarias. Entre los diferentes tipos de microfósiles, los palinomorfos sirven como herramienta de paleoreconstrucción de las zonas costeras. La diversidad de palinomorfos en los sedimentos cuaternarios en las zonas costeras es muy variable, con la presencia de taxones de palinomorfos altamente indicativos de ambientes de sedimentación (Medeanic et al, 2009a, 2009b; Medianic y Corrêa 2007 y 2010).

ÁREA DE ESTUDIO

El paleocanal del Río de la Plata se extiende desde el norte de Uruguay (Punta del Este) hasta cerca del Faro Sarita en la costa de Rio Grande do Sul (Brasil). La región ocupada por el canal presenta una superficie aproximada de 3000 km².

La plataforma continental de Rio Grande do Sul presenta en la parte norte del área de estudio, cerca del Faro Sarita, un ancho máximo de 200 km, mientras que en la parte sur la plataforma es más estrecha, de unos 150 km.

La profundidad máxima del canal es de aproximadamente 80 m bajo el nivel actual del mar.

MATERIALES Y MÉTODOS

La morfología de la región de la plataforma continental del sur de Rio Grande do Sul fue procesada digitalmente a partir del desarrollo de un modelo digital batimétrico (MDB). Los puntos utilizados para la preparación del MDB se obtuvieron de las cartas batimétricas generadas por la Directora de Hidrografía y Navegación (DHN) de la Marina de Brasil y digitalizadas, y de las cuales se generó una malla regular para el área, con células de 100 x 100 m. Se utilizaron perfiles de ecosonda obtenidos en la Operación Oceanográfica GEOMAR VII, los cuales fueron escaneados y georreferenciados, y sirvieron de soporte para la confección del MDB y para la delimitación del paleocanal.

Las muestras de sedimentos estudiadas se obtuvieron mediante testigos de pistón y las de superficie fueron extraídas con dragas del tipo Van Veen y Dietz Lafond, durante la Operación Oceanográfica GEOMAR VII. El Laboratorio de Sedimentología del CECO/UFRGS fue el responsable del procesamiento de las muestras. Para los análisis sedimentológicos se siguieron los métodos estadísticos recomendados por Folk y Ward (1957), utilizando los datos de tamaño de grano para la caracterización de los sedimentos de la zona estudiada.

Para el análisis de polen se recogieron 30 muestras de los testigos T-47, T-56 y T-70 obtenidos durante la Operación GEOMAR VII. Los intervalos de muestreo están separados de 10 a 60 cm, principalmente en los sedimentos limosos. El tratamiento químico de las muestras se realizó de acuerdo con las técnicas estándar y descriptas por Faegri e Iversen (1975). Cincuenta (50) gramos de cada muestra fueron tratados químicamente con HCl (10%) y KOH (10%), y se aplicó el método de separación de sustancias orgánicas e inorgánicas a través de líquidos densos (solución acuosa con densidad de 2.2 g ZnCl₂/cm³). La no aplicación de HF permitió la conservación de los fitólitos de opalo, de las espículas de esponjas y de las diatomeas. Los preparados definitivos de los materiales estudiados se encuentran en la palinoteca del Centro de Estudio de Geologia Costera y Oceânica (CECO) del Instituto de Geociências de la UFRGS (Brasil).

Para el análisis palinológico se utilizó un microscopio Lobomed-400 de luz transmitida con un aumento de 500x. La identificación del polen de plantas vasculares se basó en la colección de referencia. Los palinomorfos de algas y hongos fueron reconocidos con el uso de la literatura disponible (van Geel, 1976; van Geel y van der Hammen, 1978; Jarzen y Elsik, 1986; Brasier, 1992; Jankovská y Komárek, 2000; Cordazzo y Sturmer, 2007). Los microforaminíferos (palinoforaminíferos) fueron identificados a partir de la obra de Van Veen (1957) y Pantic y Bajaktarevic (1988).

La identificación aproximada de fitólitos, pertenecientes a las plantas monocotiledóneas, se basó en los trabajos pioneros sobre fitólitos presentes en las plantas actuales de la llanura costera de Rio Grande do Sul (Brasil), publicados por Medeanic et al. (2008 y 2009b).

La frecuencia de los taxones se expresó en porcentaje (%), lo cual relaciona el número de taxones por muestra y el número total de muestras analizadas, Según Mateucci y Colma (1982). Los resultados fueron reunidos en un tabla Excel a partir de los datos obtenidos por el programa C2® versión 1.5 (Juggins, 2003). A partir del análisis de frecuencia de los taxones estos se agrupan en: muy frecuentes (70%), frecuentes (< 70% y > 40%), poco frecuentes (< 40% y > 10%) y esporádicos (< 10%) (Tabla 1).

MODELO DIGITAL BATIMÉTRICO

El trabajo inicial consistió en la elaboración del mapa batimétrico de la zona de estudio a escala 1:265,000, siendo esta la que mejor se adaptó a la delimitación de los contornos de las curvas de nivel con intervalos de 2 m. La disposición de las isobatas fue desde la costa hasta una profundidad de 100 m. Para el detalle del mapa fueron utilizados los datos de las cartas de navegación de la DHN y los perfiles de ecosonda de la región estudiada. A partir del mapa batimétrico de detalle se elaboraron 23 perfiles batimétricos, espaciados a cada 5.3 km, cubriendo principalmente la zona del paleocanal y sus alrededores, con la finalidad de obtener una mejor visualización de la morfología del fondo. La carta batimetrica fue escaneada y con los datos vectoriales de la misma se hizo el modelo digital batimétrico que permitió la visualización tridimensional del canal.

Corrêa (1990, 1996) describe la presencia de un paleocanal a partir de perfiles batimétricos y de registros de ecosonda. Se observa la presencia de una terraza de 60/ 70 m que indicaría la estabilidad del nivel del mar a aproximadamente 11,000 años BP, Según la curva de variación de nivel del mar propuesta por el autor (Figura 2), durante la última transgresión marina, cuando parte del canal del Río de la Plata comenzó a ser colmatado por la influencia del aumento del nivel del mar.

El modelo digital batimétrico (Figura 3) muestra una homogeneidad de la plataforma continental con una pendiente suave. En la plataforma continental interior, las isobatas se presentan recortadas, caracterizando la presencia de bancos de arena, mientras que en la plataforma externa se observa la presencia del paleocanal del Río de la Plata, formado durante un periodo de mar bajo, y flanqueado al sureste por una elevación de arena responsable de la dirección del paleocanal.

La Figura 5 muestra tres perfiles basados en el mapa batimétrico de detalle elaborado para la construcción del modelo digital del terreno. Mediante el análisis de los perfiles obtenidos, se observó la presencia del paleocanal del Río de la Plata bien definido en los tres perfiles. El perfil 3, situado en la zona más al sur, presenta el paleocanal en forma de U coincidente con el observado en el registro de ecosonda (Figura 4). La profundidad observada es de aproximadamente 70 m por debajo del nivel actual. En los otros dos perfiles (perfiles 1 y 2) el fondo del canal se ha convertido en una superficie más suave, probablemente debido a la sedimentación ocurrida durante la trasgresión. La profundidad observada es de aproximadamente 58 m por debajo del nivel actual.

EVIDENCIA DE UN NIVEL DEL MAR BAJO

Los testigos descriptos en este trabajo (Figuras 6, 7 y 8) incluyen restos de fauna y diferentes tipos de palinomorfos que pueden caracterizan la evolución de un ambiente continental hacia un ambiente mixohalino a marino somero.

Los testigos T-56 y T-47 presentan, en la secuencia fangosa de base, niveles de arena que caracterizan los cambios de energía del medio. Estos pueden ser considerados sedimentos depositados en un sistema estuarino o un canal de rio.

El paleocanal de drenaje del Río de la Plata fue uno de los responsables del transporte de sedimentos que contribuyo a la formación de los depósitos sedimentarios del Cono de Rio Grande.

Descripción de los testigos

Testigo T-70

Profundidad: 65 m / longitud: 6.81 m. La secuencia sedimentaria está formada desde la base hasta los 2.10 m, por un fango compacto e intercalado por capas de fango más fluido. A partir de un contacto gradacional, esta secuencia fangosa pasa, en la parte superior (2.10 m a 1.10 m), a un fango arenoso homogéneo, pasando a un fango menos arenoso hasta la parte superior del testigo (Figura 6).

Bertels et al. (1984) estudiaron la fauna de este testigo y observaron, desde la base hasta el nivel de 2.10 m, una alternancia de niveles azoicos y de niveles con pobre micro-fauna. El nivel superior, de 2.10 m hasta el tope, tiene una fauna empobrecida, que se caracteriza por la reducción en el tamaño de los caparazones, lo cual se atribuye al aporte de sedimentos continentales.

Los estudios palinológicos reconocieron la presencia de diferentes palinomorfos. Además se hallaron frústulos de diatomeas y espículas de esponjas.

En el testigo se observa la presencia de fitólitos, con una porcentaje de 86% (muy frecuente), seguidos de espículas de esponjas y Botryococcus sp., con porcentaje de 50% (frecuente), sucedidos por polen de Phaeoceros sp. con una porcentaje de 40% (frecuente). Los taxones poco frecuentes son formados por los polen de Azollafiliculoides, quistos de dinoflagelados de Pheopolykrikos hartmannii e palinomorfos fúngicos, los cuales presentan una frecuencia de 30%, seguidos de Spiniferites sp. con 22%, polen de Cyperaceae y diatomeas de agua dulce: Navicula sp., con 14%. Los otros taxones fueron clasificados como esporádicos (7%). (Tabla 1 y Figura 9).

En la base del testigo, a 5.50 m, aparece polen de angiospermas, especialmente de las plantas herbáceas pertenecientes a la familia Cyperaceae, Poaceae, Polygalaceae y Scrophulariaceae. También esporas de pteridofitas de la especie Azolla filiculoides seguida por Alsophyla sp., Ophioglossum sp. y Osmunda sp. Las esporas de briofitas son representadas por Phaeoceros sp. En la base del testigo fueron encontrados oogonios de carofitas pertenecientes al generó Chara sp. que actualmente viven en ambientes de agua dulce. Además, se encontraron varios escolecodontes y palinomorfos de hongos. Los microfósiles de composición silícea son variables, representados por frústulos de diatomeas, espículas de esponjas y fitólitos. Se observa la presencia de materia orgánica particulada y amorfa. La asociación de estos palinomorfos caracteriza un ambiente de agua dulce y continental (Figura 6).

La sección comprendida entre 5.00 m y 4.00 m fue pobre en palinomorfos, solo presento materia orgánica amorfa, pocos fitólitos y algunas espículas de esponjas mal preservadas, interpretándose como resultado del redepósito (Figura 6).

La secuencia entre 4.00 m y 3.50 m se caracteriza por la presencia de esporas de Briofitas (Anthoceros sp. y Phaeoceros sp.). Los quistes de dinoflagelados marinos están representados por Spiniferites sp. y Pheopolykrikos hartmannii. Además, están presentes partículas de materia orgánica y algunos fitólitos. Esta sección podría ser caracterizada como de influencia marina (Figura 6).

Entre 3.50 m y 2.15 m dominan los palinomorfos de clorófitas representados por colonias de Botryococcus sp., así como también aparecen fitólitos y materia orgánica particulada. En menor proporción, en la base de esta sección, aparecen prasinofíceas, palinomorfos fúngicos y espículas de esponjas. En la parte superior domina polen de plantas herbáceas, principalmente mesófilas e hidrófilas, tales como Cyperaceae, Typha sp. y Polygonum hydropiperoides. Las esporas de plantas acuáticas están representadas por Azolla filiculoides. Otras esporas de pteridofitas distribuidas principalmente en las zonas húmedas son Blechnum sp., Huperzia sp., Lycopodiella sp., Microgramma sp., Osumunda sp. y Polypodiaceae, encontrándose principalmente en la parte superior de la sección. Entre las briofitas se hallo Phaeoceros sp. La presencia de colonias de Botryococcus sp., a menudo registradas en los sedimentos superficiales de la Laguna de los Patos (Medeanic et al., 2007), de polen y de esporas de plantas acuáticas perifiticas, caracterizan un ambiente lagunar costero (Figura 6).

El tope de la secuencia (2.15 m) es más pobre en palinomorfos, predominando los fitólitos, la materia orgánica amorfa, colonias de Botryococcus sp., espículas de esponjas y los briofitos Phaeoceros sp. En algunos niveles se encuentran esporas de pteridofitos acuaticos como Azolla filiculoides. también se encontraron taxones de diatomeas de agua dulce (Navicula sp.) y de agua marina/salobre (Terpsinoë sp., y Paralia sulfata). también se encontraron espículas de esponja y fitólitos de monocotiledóneas herbaceas pero fragmentadas y mal conservadas. La materia orgánica se encuentra amorfa y ocasionalmente particulada. Esta secuencia puede ser caracterizada como lagunar costera sujeta a redepositación (Figura 6).

Testigo T-56

Profundidad: 74 m / longitud: 3.72 m. La base de la secuencia (3.72 m a 2.40 m) esta formada por sedimentos fangosos intercalados con arenas fangosas y presencia de biodetritos (Figura 7). La sección superior (2.40 m a 1.90 m) consiste de un fango arenoso que se convierte en un fango homogéneo hacia el tope. Hay una variación decreciente de la granulometría de los sedimentos de abajo hacia arriba, cambiando de limo a arcilla.

Rodrigues y Carvalho (1980) examinaron muestras de un testigo cercano a este y observaron que los foraminíferos bentonicos aumentan en abundancia y diversidad de abajo hacia arriba, mientras que los foraminíferos planctónicos están ausentes. Esta distribución puede estar relacionada con la fase final de un ciclo transgresivo.

En este testigo se observa la presencia de Botryococcus sp., con un porcentaje de 70%, considerado muy frecuente. Los quistes de dinoflagelados de Pheopolykrikos hartmannii son considerados frecuentes (40%), seguido por la presencia de fitólitos, espículas de esponjas y algas del generó Leiosphaeridia con una porcentaje de 30% y Spirogyra (20%), considerados poco frecuentes (Tabla 1 y Figura 9).

En el intervalo de 2.30 m a 0.90 m se observa la presencia de materia orgánica amorfa y de fitólitos, carac-terizando un ambiente de redepósito.

El intervalo de 0.90 m hasta el tope, presenta palinomorfos de Chlorophyta representados por colonias de Botryococcus sp., la especie Pheopolykrikos hartmannii (Dinophyta), Leiosphaeridia sp. (Prasinophyta) y espículas de esponjas. La materia orgánica particulada y amor-fa es poco abundante. La presencia de palinomorfos de Chlorophyta de agua dulce y palinomorfos marinos, permite caracterizar el ambiente como lagunar costero. Sin embargo, su baja frecuencia y mala conservacion indican que este paleoambiente esta asociado con redepósito (Figura 7).

Testigo T-47

Profundidad: 78 m / longitud: 2.65 m. La base de la secuencia (2.65 m a 1.60 m), esta formada por fango arenoso intercalado con niveles arenosos (Figura 8). El tope (1.60 m a 0 m) esta formado por un fango de consistencia más plástica. Se observa material biodetrítico concentrado en los niveles 2.65 a 2.40 m, 2.22 a 2.10 m, 1.90 a 1.80 m y 1.70 a 1.60 m, así como una disminución del diámetro medio del sedimento de abajo hacia arriba, variando desde limo mediano a arcilla.

En la descripción palinológica de la base del testigo hasta 1.30 m, se constata la presencia de colonias de Botryococcus sp. La materia organica, relativamente escasa, se encuentra en forma particulada. Los micrófosiles silíceos están representados por fitólitos de plantas herbáceas, fragmentos de espículas de esponja y pocos frústulos de diatomeas marino/salobres (Coscinodiscus sp. y Terpsinoë musica). Esta secuencia está relacionada con un ambiente estuarino o marino somero, con retrabajo ocasionado por pequeñas fluctuaciones del nivel del mar (Figura 8).

En este testigo la presencia de Botryococcus sp. es muy frecuente (70%). Las espículas de esponjas se presentan con una porcentaje de 50%, mientras que los fitólitos y Terpsinoë cf. musica presentan un porcentaje de 40%, siendo considerados frecuentes. Mientras que la presencia de los dinoflagelados Gyrodinium sp., Pheopolykrikos hartmannii, Procentrum gracile, Protoperidium oblongum y Spiniferites sp., junto con Escolecodontes y Coscinodiscus sp., fue considerada poco frecuente, con 17% de representatividad (Tabla 1 y Figura 9).

En el intervalo de 1.30 m a 0.60 m predominan colonias de Botryococcus sp., seguidas por quistes de dinoflagelados marinos tale como Protoperidinium oblongum, Gyrodinium sp. y Spiniferites sp., Además de escolecodontes, partículas de materia organica, fitólitos y espículas de esponja. Una mezcla de palinomorfos de algas de ambiente lagunar costero representada por Botryococcus sp., quistes de dinoflagelados marinos y la presencia de escoledontes, partículas de materia orgánica y fitólitos, caracterizan la secuencia como de ambiente lagunar costero con una mayor influencia marina (Figura 8).

En el intervalo de 0.60 m a 0.20 m no se observó la presencia de palinomorfos. Esto puede ser caracterizado como resultado de una secuencia de retrabajo causada por la transgresión marina.

El intervalo de 0.20 m hasta el tope, presenta colonias de Botryococcus sp., quistes de dinoflagelados (Prorocentrum graciles y Pheopolykrikos hartmannii) y escasa materia orgánica amorfa. Esta sección caracteriza un ambiente con influencia marina que pasa a lagunar costera o marina somera (Figura 8).

INFLUENCIA DEL RIO DE LA PLATA EN LA PLATAFORMA CONTINENTAL

Tomazelli (1978) y Corrêa (1987a) observaron la presencia de minerales pesados en la plataforma continental de Rio Grande do Sul, con el predominio de la asociación mineralógica augita-hiperstena en los sedimentos del paleocanal del Río de la Plata y adyacencias. Esta asocia-cion mineralógica comprueba la hipotésis de una estrecha relación entre estos sedimentos y los sedimentos platenses, ya que esta asociación mineralógica es común en las rocas pampeanas de Argentina (Urien, 1967).

Martins (1978), al estudiar los sedimentos del área de los pozos de fango, los clasifica como una facies distal relacionada al paleodrenaje del Río de la Plata en el Pleistoceno, cuando el nivel del mar era inferior al actual.

Martins et al. (2003) clasifican los sedimentos del paleocanal como fangos relictos y los interpretan como el producto del aporte del Río de la Plata en una situación de mar bajo, en el periodo de pretransgresión holocénica.

Al estudiar la plataforma continental externa y talud superior de la región adyacente al paleocanal del Río de la Plata, Dillenburg (1988) observó la presencia de material piroclástico (vidrio volcánico), en la mayor parte de las muestras analizadas. Etchichury y Remiro (1960) y Urien (1967) también constataron que es común la presencia de vidrio volcánico en los sedimentos de la plataforma continental y planicie costera de la región bajo la influencia del Río de la Plata (norte de Argentina y Uruguay). Etchichury y Remiro (1960) atribuyeron la presencia del vidrio volcánico encontrado en el estuario, la plataforma continental y adyacencias del Río de la Plata, al transporte eolíco a partir de erupciones volcánicas andinas. Este material piroclástico transportado eólicamente hasta la planicie costera de la época debe haber sido redistribuido por los sistemas fluviales y marinos, confirmando la influencia del Río de la Plata en la contribución y distribución parcial de los sedimentos en la plataforma continental externa y talud.

De acuerdo con Dillenburg (1988) una mayor influencia en la sedimentación de la plataforma continental externa y talud superior, entre Rio Grande y Chui (Brasil), parece haber sido ejercida por el antiguo sistema fluvial del Río de la Plata.

Costa y Ramos (1983), con base en un estudio de los sedimentos superficiales de la plataforma continental de Rio Grande do Sul, indicaron el predominio del mineral arcilloso esméctica sobre illita, con la excepción de la zona del paleo-canal del Río de la Plata, donde el predominio es del mineral arcilloso illita. Urien (1967) estudio los minerales de arcilla en el estuario actual del Río de la Plata, donde observó dos zonas distintas: una al sur, con predominio de esmectita y otra en la costa uruguaya, con predominio de illita. Los datos obtenidos por estos autores confirman la influencia del Río de la Plata en el área de estudio, transportando la illita y enriqueciendo los sedimentos del paleocanal.

De acuerdo con Campos et al. (2009), la presencia del paleocanal del Río de la Plata sobre la parte sur de la plataforma continental de Rio Grande do Sul influye en la dirección del flujo de las diferentes masas de agua que se mueven actualmente en la región. Estos cuerpos de agua terminan influenciando la producción y distribución de los organismos marinos.

Según Corrêa (1986, 1990) y Corrêa y Toldo Jr. (1998) la transgresión holocénica comenzó a partir de la reducción de los glaciares alrededor de 17,500 años BP, cuando el nivel del mar se encontraba a 130 m por debajo del actual (Figura 2).

Con el inicio de la transgresión, la plataforma de la época comenzó a inundarse, llegando a las zonas de estuarios, lagunas y llanuras costeras como lo indica la descripción de las pruebas palinológicas y sedimentarias analizadas en este trabajo.

La superficie del MDB obtenida a partir de los datos batimétricos y de ecosonda disponibles permitió una buena representación morfológica de parte del paleocanal del Río de la Plata, sobre la plataforma continental de Rio Grande do Sul, el cual presenta una dirección preferencial de SO a NE.

En la descripción del testigo T-47 (profundidad de 78 m por debajo del nivel actual) se observa que, desde la base hasta el tope, la secuencia transgresiva pasa de un ambiente de retrabajo (costero) a un ambiente de mezcla de aguas y, finalmente, a un ambiente con influencia marina. La edad de esta secuencia, Según la curva de variación del nivel del mar (Corrêa 1996), es de aproximadamente 12,500 años BP (Figuras 2 y 10).

Con la continuación de la transgresión marina, el área de la antigua desembocadura del paleocanal de drenaje del Río de la Plata se fue inundando, como señala la descripción del testigo T-56 (profundidad de 74 m por debajo del nivel actual), donde, de la base al tope, las secuencias sedimentarias pasan de un ambiente lagunar de agua dulce, seguido de un pequeño intervalo regresivo, volviendo a lagunar costero y finalmente regresando a un ambiente lagunar-estuarino. Este nivel, Según la curva de variación de nivel del mar de Corrêa (1996), presenta una edad aproximada de 11,600 años BP (Figuras 2 y 10).

El testigo T-70 (profundidad de 65 m por debajo del nivel actual) de la sección sur del canal comenzó a depositarse en un ambiente de agua dulce, pasando a un ambiente de redepósito con influencia marina, luego a un ambiente estuarino-lagunar y terminando con un ambiente de redepósito por influencia marina. Según la curva de variación de nivel del mar de Corrêa (1996), este nivel presenta una edad aproximada de 10,400 años BP cuando, poco después, ocurre una estabilización del nivel del mar en -60 m, a los 10,000 años BP, retrabajando los sedimentos y inundando el paleocanal en esta región (Figuras 2 y 10).

Con base en las evidencias sedimentológicas y palinológicas de los tres testigos de la plataforma continental de Rio Grande do Sul se pudo caracterizar las secuencias de depósito transgresivas junto al paleocanal del Río de la Plata. La interpretación fue posible a través de los registros ecobatimétricos y del análisis palinológico de los sedimentos obtenidos a partir de los testigos recogidos en la base del paleocanal.

Las secuencias palinológicas muestran un ambiente con influencia marina que pasa a mixohalino, lagunar costero y continental de agua dulce, desde el norte hasta el extremo sur del paleocanal.

Desde el punto de vista sedimentológico, la capa sedimentaria es de origen fluvio-estuarino, originada por el drenaje del Río de la Plata relacionado con la antigua llanura costera pleistocenica y el ascenso del nivel del mar ocurrido durante la transgresión del Holoceno.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al CNPq (procesos n° 560661/2008-1, 500931/2007-0, 8300437/2009-9, 470915/2010-2, 471518/2010-7 y 370274/2011-3) y FAPERGS (proceso n° 09510618 y 11/0204-7) por las becas y ayudas financieras recibidas. Se agradece el apoyo del técnico de laboratorio Gilberto Silveira dos Santos y al ayudante de laboratorio Jonas Lawall dos Santos, por los análisis sedimentológicos realizados, así como a la oceanoóloga Maria Pivel por la corrección del español.

REFERENCIAS

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