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Roche Moutonnée y Tómbolos en Estancia Tunel
Roberto Hilson Foot

Resultados de 4 campañas de investigación, entre 1997 y 2000, que estudiaron los fenómenos geomorfológicos que se presentan en la costa del canal de Beagle a la altura de la Estancia Tunel.

 

Relevamientos:

 

Trabajo de Campo: Enero 1997

 

Roberto Hilson Foot

 

 

Expedición: Enero 1998

 

Gastón García Guevara

Roberto Hilson Foot

 

 

Expedición Canal de Beagle: Enero 1999

 

Roberto Hilson Foot

 

 

Expedición Canal de Beagle: Enero 2000

 

Roberto Hilson Foot

 

 

Fotografías:

 

Roberto Hilson Foot.

 

 

Agradecimientos

 

A Fabián Mautino y al Guardaparque Pablo Kunzle.

 

 

Bibliografía

 

 

I

 

Cuando Charles Darwin navegó por las aguas del canal descubierto por Murray y Fitz Roy, quedó impresionado por la belleza del paisaje. Con los años confesaría que de su vuelta al mundo, lo que más vivamente le venía a la memoria era la vegetación de los trópicos, los grandes desiertos de la Patagonia y las montañas cubiertas de bosques de la Tierra del Fuego.

 

La toponimia del lugar está muy vinculada a esas expediciones. La cordillera que corre al sur de Tierra del Fuego recibe el nombre de Darwin, el paso que separa la Isla Navarino de la Isla Hoste se llama Murray y el Canal lleva el nombre de Beagle por el bergantín que los llevó alrededor del planeta.

 

El canal se encuentra en el sur del continente Americano. Argentina y Chile comparten la jurisdicción sobre el mismo. En el caso Argentino son las costas australes de la provincia de Tierra del Fuego y corre de Oeste a Este casi a los 55º de latitud sur.

 

II

 

La geomorfología del sur de Tierra del Fuego está muy moldeada por los glaciares del Pleistoceno – Holoceno. Los períodos de enfriamiento global conocidos como períodos glaciares seguidos por períodos de calentamiento global, llamados interglaciares tuvieron fuerte incidencia en latitudes medias. Hay un debate que lleva ya más de 100 años en torno al número de glaciaciones acontecidas en la isla. En 1906 Steinman determinó 2 períodos glaciares durante el Pleistoceno. Hauthal, en 1899 y luego en publicaciones de 1904 y 1908 apoyó la idea de 3 glaciaciones. En 1913 Roveretto buscó paralelos con la evolución del Hemisferio Norte, e identificó 4 glaciaciones, concordantes con los estudios de Penck y Bruckner en los Alpes.

 

En la actualidad el panorama de los últimos 2.000.000 años es complejo y motivo de arduos estudios. Se han identificado varios Drift, como el de Río Grande, el de Cabo Vírgenes, Sierra de San Sebastián, Punta Dungeness, Segunda Angostura, etc. y parece haber un relativo consenso en torno al interglacial del Holoceno. El retroceso de los glaciares durante el Holoceno, es un dato bastante sólido para la zona del Beagle. Estos procesos de erosión, transporte y depósitos glaciarios y fluvioglaciares han sin duda trabajado sobre estructuras en muchos casos muy antiguas. Existe un basamento metamorfico de filitas, esquistos verdes, metamorfitas que afloran en Lago Roca y Lapataia con edades del Paleozoico al Mesozoico. Del Jurásico datan la Formación Alvear con pizarras, rocas volcánicas y sedimentarias y la Formación Le Maire con roca volcánica y material piroclástico de unos 150.000.000 años de antigüedad. Del Jurásico Superior y Cretácico Inferior data la Formación Yahgan con tobas, pelitas negras, rocas básicas y ultrabásicas. Del Cretácico hay también importantes desarrollos de granitos y plutonitas ácidas. En el Terciario, la Formación Río Claro se presenta con conglomerados y areniscas de origen marino. La Formación Sloggett más reciente parece de origen continental con conglomerados de arenas y mantos de carbón. El Cuaternario está marcado por depósitos glaciarios y fluvioglaciarios, fluviales, marinos costeros y eólicos. Los depósitos marinos del Holoceno, las arenas y gravas no consolidadas reciben el nombre de Formación Beagle. Consignamos este listado heterogéneo de rocas por ser el material de acarreo y depósito de los glaciares, que moldearon el canal. La evidencia empírica sobre esta actividad es variada: morrenas terminales en Moat, drumlins en la Isla Gable, montes redondeados en la Isla Navarino, el oro en la Isla Lennox, erráticas en zonas costeras entre Harberton y Moat, etc.

 

Uniendo la evidencia hasta ahora elaborada, puede determinarse una última expansión máxima de los hielos hace 20.000 a 16.000 años. Los últimos 14.000 años han estado marcados por una tendencia hacia la contracción, por lo que el Holoceno debe considerarse un interglaciar.

 

Hacia el fin del Pleistoceno registramos el Drift de la Segunda Angostura, hace unos 16.000 años, en el estrecho de Magallanes. En el caso del canal de Beagle en toda su extensión, se hallaba ocupado por un glaciar que hace 20.000 años llegaba hasta Moat y posiblemente algo más allá. Hace 15.000/14.000 años el glaciar llegaba a Harberton, hasta Punta Segunda hace unos 12.000 años, donde recibía un importante aporte de glaciares de circo desde el Norte y que luego generaría una superposición de sedimento glaciar y fluvioglaciar. Hasta Ushuaia llegaba hace unos 10.000 años. En su retroceso el glaciar dejaba un inmenso lago de más de 60km de largo. Hace unos 8.200 años, se produce la transgresión marina por el paso Murray y el lago se transformó en el canal.

 

Sobre las costas se desarrollaron terrazas marinas desde hace unos 7.000 años. Cuando el lago dio paso al canal, la acción marina imprimió gran desarrollo a las terrazas. Usualmente se las encuentra cerca de la línea de la costa, compuestas de arena y canto rodado con un alto porcentaje de rocas de origen metamórfico de las formaciones anteriormente nombradas. Han sido clasificadas por Sandra Gordillo en categorías:

 

■ Las bajas y recientes de sólo 1-2 metros de alto de unos 3.000 años

■ Las terrazas medias de 4-6 metros de alto de 3.000 a 5.000 años

■ Y las altas de 8-10 metros de 6.000 años, lo que coincide con el momento de mayor altura relativa del mar

 

El paulatino derretimiento de los glaciares, tuvo un esperable efecto glacioisostático. Debe consignarse también que existe una posible complementariedad entre el ascenso por causas tectónicas con los efectos del interglaciar.

 

El extremo sur del continente Americano, es muy complejo desde el punto de vista tectónico. Nos encontramos todavía en una etapa de gran incertidumbre sobre los límites entre placas. Hace unos 150.000.000 de años la punta norte de la Península Antártica se encontraba adyacente al extremo sur de América. Ambos eran parte de Gondwana. Al parecer hace por lo menos unos 84.000.000 de años, Sud América y la Península Antártica comenzaron a derivar hacia el oeste. Una velocidad ligeramente mayor de la placa Sudamericana, comenzó a producir una divergencia en el desplazamiento. La inflexión del extremo sur de la Cordillera de los Andes está relacionada con estos movimientos tectónicos. Entre los 80 y los 40 millones de años, ambas placas se desplazaron hacia el oeste aproximadamente en una misma línea aunque con esas posibles diferencias de velocidad. Entre los 40.000.000 y los 20.000.000 de años se acentúa una divergencia en la trayectoria y aparece el desplazamiento diferencial con la creciente distancia Norte-Sur.

 

Entre los 84.000.000 y los 50.000.000 de años hubo un movimiento hacia el oeste de 400-450 Km. y una separación Norte Sur de sólo 120 Km. En los últimos 50.000.000 de años esa diferencia Norte Sur se amplió a 1400-1500 Km., con la apertura del Pasaje de Drake. Esta divergencia de las placas parece asociada a la aparición de la placa Scotia hace unos 55 a 40.000.000 de años. Es de notar que esa aceleración en la separación coincide con el desplazamiento y la colisión de la India y la placa Asiática. Lo que resta aun determinar es el desarrollo actual de la placa de Sud América en su extremo sur. Al respecto la Tierra del Fuego al ser borde de placa es muy sensible al desplazamiento tectónico, siendo su sector Sur parte de la placa de Scotia.

 

III

 

En este contexto de efectos tectónicos y glacioisostáticos nos concentraremos en los Roche Moutonnée que se encuentran a lo largo de la costa norte del canal. En castellano se las mencionaba con frecuencia como rocas aborregadas, término tomado del francés Roche (roca) Moutonnée (cordero o borrego). En inglés se tomó el término francés, y hacia 1872 ya se registra como una palabra de uso técnico en geología.

 

Las definiciones aportadas por distintos autores no presentan grandes variaciones:

 

■ “A smoothed rocky hillock” – debe entenderse por “hillock” a little hill a protuberance or prominence on any surface

■ Una masa de roca resistente con un lado redondeado de suave declive y otro de pronunciada pendiente

■ Mound of rock – landform with smooth upstream side and a steep downstream side

■ Outcrop of hard rock, smoothed on the side facing the ice, plucked on the side facing away from the ice direction

 

Siempre se señala que tienen formas asimétricas, con la pendiente que mira hacia donde viene el glaciar afectada por la abrasión. De cualquier manera, en todas las tipologías se resaltan los ángulos diferenciados, del lado valle arriba más suave y del lado del valle abajo más abrupto. Debe siempre notarse que es una forma de erosión, por lo tanto hablamos de roca sólida y no de depósitos.

 

A lo largo de la costa del Canal de Beagle, hemos podido detectar varios Roche Moutonnée. El glaciar del Beagle se comportó en una buena medida como un Glaciar Alpino y a medida que avanzaba por el valle moldeaba muchas de estas pequeñas elevaciones redondeadas que recibían el impacto del hielo. Los Roche Moutonnées no deben confundirse con los Crag and Tail. Estos se forman cuando una roca grande y resistente obstaculiza el movimiento del glaciar, produciendo una zona de depósitos valle abajo. Esto último es lo que se llama Tail (la cola) de la geoforma.

 

Distinto el caso de los Roche Moutonnée donde la masa de roca tiene una forma elongada que coincide con el eje de avance del glaciar, siendo una geoforma producida por la erosión.

 

Los Roche Moutonnée fueron identificados y estudiados a medida que las investigaciones glaciológicas se desarrollaron, sobre todo en los últimos doscientos años. Forbes, en 1846 pudo reconocer que los sedimentos arrastrados en la base del glaciar producían la abrasión de la roca subyacente. Tyndall en 1864 notó que los glaciares arrancaban rocas a medida que avanzaban.

 

Chamberlin en 1888 determinó que el hielo se comporta como un fluido capaz de lentas deformaciones más que como una roca rígida. Gilbert en 1903 y 1906 relaciona el movimiento del hielo y de los glaciares a los mecanismos de fractura y abrasión de rocas.

 

Hoy podemos tipificar tres mecanismos de erosión tradicionalmente considerados:

 

■ Abrasión – que produce finos sedimentos arcillosos o arenosos

■ Fractura – (Quarrying) que produce fragmentos de rocas mayores

■ Acción subglaciar del agua

 

Para fines del siglo XIX principios del XX estaba claro para los geólogos que el hielo fluye, se acomoda y se comporta como un fluido viscoso con estructura cristalina. Se pudo detectar que cuando por el fluir del hielo se incrementa la presión, el hielo se derrite, pues un incremento de la presión, baja el punto (la temperatura) en que se derrite el hielo. Cuando la presión se libera y se reduce, esto tiende a aumentar el punto de congelación, solidificando el agua. Es un proceso conocido en inglés como “regelation”. Ejemplificando diremos que a presión normal el hielo se derrite a temperaturas mayores a 0ºC. Si aumentamos la presión el hielo puede derretirse a -1ºC ó -2ºC, lo que produce derretimientos en la base de los glaciares.

 

IV

 

Trataré ahora de explicar lo que ocurre con los procesos abrasivos. Cuando se analiza con detenimiento se observa que la abrasión es un proceso de quiebre, de fragmentación pero a micro escala. La abrasión parece depender de la velocidad basal del hielo, de la cantidad de sedimentos subglaciares, de la resistencia y dureza de las rocas. Gilbert 1903-1906 detectó la relación existente entre el poder abrasivo y la fricción que los clastos ejercen sobre la roca. Este poder de fricción depende del flujo de hielo hacia la roca en el camino del glaciar. La velocidad a la cual fluye el hielo hacia la base rocosa, depende de la geometría del valle, sumado a la velocidad de deslizamiento del glaciar.

 

Los agentes primarios de la abrasión son los clastos que se encuentran en la base del glaciar, teniendo presente que la abrasión como hemos anticipado cuando se la analiza en micro escala es mucho más que un proceso de pulido. Los fragmentos angulosos de sedimentos, en muchos casos originados en duras rocas metamórficas del Beagle, son llamados en inglés “rock flour”. Estos clastos producen microscópicas muescas y consiguientemente fracturas de la superficie de las rocas expuestas a la erosión glacial.

 

Toda roca tiene raspaduras microscópicas, las cuales se van ampliando y profundizando por la acción erosiva de los clastos transportados por el hielo. Esto produce un lento e intermitente crecimiento de estas rajaduras, lo cual es facilitado por la acción química del agua, al aumentar la superficie de meteorización.

 

Observando en sección se puede apreciar un progresivo crecimiento de las fracturas y muescas, tanto en la piedra caliza como en el granito. Se supone un clasto con un borde afilado o truncado que ejerce fuerza por contacto, lo que está ejemplificado en el gráfico.

 

Cross sectional view of progressive identation fracture of limestone and granite, by a truncated and sharp wedge respectively under a contact force (F)

 

Limestone Trucated wedge

 

 

Granite

 

Sharp Wedge

F= Fuerza / Clastos / Hielo

 

(Indentation fracture development observed with a sacnin electron microscope).

 

En los últimos años se ha logrado individualizar las variables que deben considerarse en el estudio de la abrasión. Los trabajos de Boulton (1974), Hallet (1979), (1981) Drewry (1986), Shoemaker (1988) se han aproximado paulatinamente a la siguiente fórmula.

 

A = α hc C1r Vc Fc

 

En general en los glaciares alpinos los clastos en la base del glaciar tienden a estar poco concentrados, pero en algunas ocasiones ocupan hasta el 30% de la superficie de la base.

 

Virtualmente todos los estudios consideran como agente primario de la abrasión a los clastos en la zona subglacial. Estas ideas, como hemos dicho, no son nuevas. Gilbert en 1902/03 y 1905/06 ya había identificado la mayoría de estos elementos que están involucrados en la abrasión:

 

■ la fractura de las rocas debajo de los clastos del glaciar

 

■ la velocidad de la base de hielo

 

■ la cantidad de sedimentos subglaciales

 

■ la concentración de clastos

 

■ la velocidad de movimiento del hielo hacia la roca, lo cual depende de la geometría del valle y la velocidad del glaciar.

 

La abrasión bajo el glaciar se produce con una micro fractura y posterior desplazamiento de minúsculas partículas, lo que se ha dado en llamar “rock flour” que consiste en partículas angulosas, las cuales junto al hielo ven regulada su velocidad entre otras cosas por la fricción que tiende a reducir su velocidad. La abrasión de un lecho escabroso y quebrado estará fuertemente condicionada por la magnitud y distribución del hielo y de su velocidad basal. De crucial importancia para la abrasión es la fuerza de contacto de las partículas abrasivas. Hallet (1975), Shoemaker (1988) y Hallet de nuevo en los 90 han estado elaborando modelos del flujo del hielo.

 

Modelo de Shoemaker

Shoemaker notó que si el hielo se desliza sobre una roca madre, que presenta irregularidades, el material abrasivo acarreado por el glaciar sólo afectará una porción limitada de las irregularidades, la parte superior y valle arriba en particular. Incluye en su modelo el proceso conocido como regelation. Cuando se reduce la presión el agua se congela a 0ºC. Recordemos que cuando se aumenta la presión el agua puede permanecer en estado líquido a -1ºC ó -2ºC. Una consecuencia observable del modelo es que el glaciar no parece tener mucha capacidad de elevar o movilizar mucho material del fondo del valle. Es un modelo que produce, por el área tan limitada que afecta, una magnitud pequeña de abrasión, de hecho demasiado pequeño para lo registrable empíricamente como resultado del proceso.

 

Modelo de Hallet (1979)

En este primer modelo de Hallet, los clastos entran en contacto con la roca del fondo del valle por la acción del desplazamiento del hielo y los clastos que éste acarrea y por efecto de lo que hemos denominado como regelation.

 

En los últimos años Hallet ha modificado su modelo de 1979. En el antiguo diseño las mediciones empíricas de abrasión no parecían coincidir con las predicciones teóricas. El modelo de 1979 ofrecía una explicación incompleta no sólo del ritmo de abrasión sino también de las áreas que en los fondos de los valles habían sufrido de este tipo de erosión y no brindaba un mecanismo que describiera la elevación de los sedimentos desde el fondo del valle hacia el interior del glaciar.

 

En los nuevos desarrollos se detecta que el estudio de la abrasión no debe focalizarse sólo en la parte superior de toda irregularidad del suelo rocoso. Las irregularidades que sobresalen del resto en forma prominente, deben ser impactados por mayor número de clastos del glaciar y por tanto deben sufrir mayor abrasión que tiende a alisar el suelo del valle.

 

Estas observaciones son particularmente importantes para los Roché Moutonnée pues se ha observado que los mismos son de altitudes similares en cada región.

 

 

Quiero enfatizar la provisionalidad de estos modelos. Estos diseños de erosión parecen sugerir que se produce abrasión sobre el lado valle abajo de la cresta de las irregularidades por lo menos por una corta distancia.

 

Las partículas pequeñas tendrían movimientos cercanos al fondo del valle, que divergen en su trayectoria ligeramente del contorno irregular del valle. Los fragmentos mayores, divergen en sus movimientos de la forma del fondo del valle. Estos sedimentos mayores pierden contacto con el fondo. El efecto de pulido puede estar vinculado con este patrón diferencial entre los pequeños y los grandes sedimentos.

 

Se ha notado que en los Roché Moutonnée las fracturas en las crestas de las irregularidades tienden a agruparse. El crecimiento de estas fracturas requiere una gran fuerza de contacto. Estas fracturas pueden ser producidas por fragmentos de rocas grandes que se concentran cerca de la cresta. Estos fragmentos de rocas erosivas pueden viajar grandes distancias llevadas por el glaciar antes de desintegrarse. Las rajaduras o estrías muestran que los clastos tienden a ser canalizados lateralmente a las crestas.

 

Es posible que se desarrolle un proceso de canalización de los clastos en las huellas abiertas por el paso de los sedimentos. El ritmo al cual erosiona está en directa relación con la velocidad local de deslizamiento. Se enfatiza el aspecto local, ya que la velocidad de movimiento del glaciar no es uniforme. El till subglacial también produce erosión abrasiva. El hielo o el agua saturada de till produce una abrasión cuya intensidad dependerá de la velocidad antes mencionada y de la presión ejercida por el hielo. Se considera que la abrasión por el till subglacial es menos efectiva que la erosión por los clastos arrastrados por el hielo. Debe enfatizarse que la principal variable glaciológica que determina el ritmo de la abrasión es la velocidad de deslizamiento, considerando también la presión del hielo. La concentración de sedimentos es mayor cerca de las pequeñas crestas de las irregularidades. El efecto a largo plazo de la abrasión es reducir la aspereza del fondo del valle.

 

V

 

Cuando De Saussure exploró los Alpes en la década de 1760, notó que los glaciares generaban diferentes efectos erosivos en pendientes y laderas distintas. El “lee side” o valle abajo de un Roché Moutonnée es irregular, con una superficie fracturada, y pocos signos de abrasión, esas laderas son la resultante de la fragmentación (“quarrying”). Se define al “quarrying” o zapa como proceso por el cual el hielo fractura el lecho y desagrega fragmentos de roca. El crecimiento de las fracturas, que se intersectan lo que en inglés se denomina “joints” y “bedding surfaces”, ayudan a desagregar los fragmentos de roca del lecho. El proceso de “quarrying” implica la fragmentación y la consiguiente desagregación que explicamos a continuación:

 

Rock Fracture – Zapas

 

Se considera en este proceso la fractura de las rocas. Por lo general se deben tener en cuenta cinco variables o aspectos para poder analizar la evolución de este proceso:

 

■ Meteorización

■ Rol de las rajaduras o fracturas en las rocas

■ Las fuerzas de la fricción del hielo, la fuerza de tensión y comprensión del hielo cuando se mueve

■ La composición de la roca

■ La presencia de agua en zonas subglaciares

 

Rock Dislodgements – Desagregación de las rocas

 

Por desagregación entendemos una separación de fragmentos de rocas. Estos pequeños fragmentos son arrastrados por el movimiento del glaciar. Las rocas deben lograr superar la fricción para poder ser desagregadas. En inglés a este proceso se lo denomina “rock dislodgement or plucking”. En los primeros años de la década del 90 Harbor produjo una interesante contribución logrando cuantificar la desagregación en los valles del tipo en U. Asume que el ritmo de erosión es proporcional a la velocidad de deslizamiento del hielo. Entiende Harbor (1992-1993) que a menor compresión del hielo, con mayor velocidad de deslizamiento y abundante agua subglacial tendremos los mayores resultados en la desagregación, aunque siempre la medición exacta de la erosión sea problemática. Se han ensayado distintos métodos, gozando de bastante predicamento aquel que analiza la descarga de los ríos durante el deshielo. El estudio de Drewry de la década de los 80 daba una oscilación muy grande de 1mm a 30mm por año de sedimentos transportados fluvialmente. Boulton en la década de 1970 había realizado mediciones directas encontrando fluctuaciones dependientes de la litología de entre 0.2mm a 4mm por año. Tanto Gilbert en los 1900´s como Drewry en los 1980´s han señalado que es mayor la incidencia de la desagregación que de la abrasión en el desgaste de los valles. Cuando Jahris en la década de 1940 estudió los Roché Moutonnée en Massachusetts-EEUU, detectó un mayor impacto de la desagregación que de la abrasión siendo esto visible en la asimetría propia de la roca aborregada. Hallet en los 1980´s y 1990´s concuerda con la idea de que la desagregación es la causa principal de la erosión, siendo la abrasión responsable de algo menos del 40% de la erosión en un Roche Moutonnée.

 

Tómbolos

 

Por definición esta geoforma es resultante de los depósitos costeros. Al igual que las espigas y las barras, los tómbolos están compuestos por material acarreado por las olas. Este material puede ser arcilla, arena, canto rodado, etc. La corriente de deriva litoral producida por las olas transporta el material a lo largo de la costa.

 

Si como género pertenece a las geoformas producidas por depósitos, su diferencia específica radica en conectar a las islas o islotes a la costa. Es por tanto una barra que tiene la peculiaridad de formar un puente que une islas con la costa. El término tómbolo fue introducido por Gulliver al aplicarlo a una flecha o barra de arena que llega a una isla.

 

Se ha intentado clasificar a los Tómbolos y es posible distinguir los siguientes tipos:

 

■ Tómbolos Simples

 

■ Tómbolos Dobles

 

■ Tómbolos Triples

 

Durante el siglo XIX Gulliver le asignó gran importancia a las mareas en el desarrollo de la sedimentación costera. Durante el siglo XX bajo la influencia de Johnson se dio mayor importancia a las olas y el efecto de deriva costera. Douglas Johnson, de la Columbia University y del Instituto Oceanográfico Scripps hizo importantes y extensos estudios a lo largo de la costa del Pacífico de los EEUU, individualizando y explicando la dinámica de los tómbolos y el alcance de los términos empleados. Cuando nos referimos a Shore/Costa estamos hablando de un área comprendida entre la marea alta y la marea baja, o para ser más exactos, la zona entre la marea baja extraordinaria y la de zona afectada por las olas de tormenta.

 

Debemos aclarar que no hay unanimidad en el vocabulario científico utilizado para referirse a las zonas costeras. Sin ánimo de polemizar en lo terminológico me referiré a “foreshore” como la zona expuesta durante la marea baja y sumergida durante la marea alta. El “backshore” es la zona límite entre el límite de las mareas altas medias y las mareas altas extraordinarias. Johnson consideraba que tenía que tomarse el valor de 11m de profundidad como regulador pues por debajo de esa profundidad la mayor parte de las olas tienen poco efecto sobre la arena del fondo. Con respecto al material de la playa, existe relativo consenso en que las playas de arena o arcilla tienden a preservar ángulos más suaves. Este dato será importante a la hora de describir algunos ejemplos de tómbolos.

 

Los tómbolos son producto de los depósitos producidos por las olas. El proceso es conocido con el nombre de deriva litoral y consiste en el acarreo de sedimentos por el oleaje. Por lo general los trenes de las olas llegan a la playa en ángulos que no son rectos. Ese ángulo de la ola al romper sobre la playa impulsa los clastos, que luego se retiran con la ola en un ángulo perpendicular a la línea de la costa por efecto de la gravedad.

 

Ese movimiento de deriva es atenuado cuando una isla se encuentra cercana a la costa. Su presencia disipa la energía de las olas por el efecto de la disfracción, generando una zona de protección para la acumulación de sedimentos, los cuales eventualmente pueden formar una línea contínua entre la costa y la isla.

 

Los impactos del tectonismo, del rebote glacioisostático y del cambio global en el nivel del mar pueden incidir en la formación de tómbolos. Cuando se menciona el efecto eustático se hace referencia al cambio global en el nivel del mar. En el presente se entiende que la tendencia general es a un sostenido aumento del nivel del mar, y este puede tener efectos inmediatos sobre los tómbolos que con frecuencia se desarrollan apenas unos pocos centímetros sobre el nivel de la media marea. Durante el Holoceno tardío, el rebote glacioisostático produjo sobre el Canal de Beagle un aumento del nivel de la tierra en relación con el mar, generando un entorno apropiado para el desarrollo de los tómbolos, sin embargo podemos estar asistiendo a un punto de inflexión donde ni siquiera el rebote glacioisostático compense el aumento del nivel del mar. Por ser tan sensibles a las variaciones del nivel del mar, en forma inesperada los tómbolos se convierten en indicadores valiosos de la Eustacia.

 

A lo largo de las costas cuando a poca distancia de la misma se encuentra una isla o islote, ésta disiparía la energía de los trenes de las olas, produciendo una refracción en las mismas. Esta zona protegida, una suerte de penumbra energética proyectada por la isla, es el tipo de ambiente donde puede desarrollarse el puente de material sedimentario llamado tómbolo.

 

A lo largo del Canal de Beagle, el tómbolo es una geoforma muy frecuente. En la Bahía Cambaceres, dos islas resultantes de la erosión y depósitos glaciares fueron unidas al continente por dos tómbolos compuestos por el material acarreado por la deriva litoral y los importantes aportes sedimentarios del Río Varela.

 

Con más detenimiento hemos estudiado el tómbolo de la Ea. Túnel. En este lugar hemos encontrado una interesante combinación de las dos geoformas hasta aquí estudiadas, el roche moutonnée y el tómbolo.

 

Ubicado a 54°S y 68°O, sobre la costa Norte del Canal de Beagle. Está afectado por los vientos predominantes del Oeste y del SudOeste que producen una deriva de dirección Oeste Este, allí donde la amplitud de mareas es apenas algo más de 2 metros, los registros mareológicos de la Bahía de Ushuaia establecen una amplitud máxima de marea de 2,18 metros y una media de 1,20 metros. El Roche Moutonnée es de rocas plutónicas, cuerpos graníticos, por lo tanto roca madre erosionada por el Glaciar del Beagle y en la actualidad parcialmente vegetado.

El Roche Moutonnée está orientado de Oeste a Este, siendo paralelo a la línea de la costa. El Glaciar del Beagle es el responsable de haber erosionado estas rocas plutónicas. Tiene 55 metros de largo y un ancho de aproximadamente 40 metros. Las pendientes responden al modelo de los Roche Moutonnée desarrollado a lo largo de este artículo. El stoss side or upstream slope, o sea el lado aguas arriba del valle tiene ángulos de 25° a 35°, habiendo sido el sector que sufrió mayor abrasión y luego intensamente afectado, por la erosión de las olas. El “lee slope”, valle abajo tiene pendientes sustancialmente más pronunciadas de 50° a 60° con máximos de 65°. En este sector fue más intensa la desagregación de rocas por el glaciar. La altura sobre el nivel de la marea alta es de unos 4 a 5 metros en su sector más elevado del centro hacia el Este. Si las estimaciones hasta aquí manejadas son correctas debe estimarse que el Glaciar del Beagle debe haber abandonado este sector hace unos 10.000 años, o sea al comienzo del Holoceno, es posible que durante un cierto período del Holoceno esta geoforma estuviera cubierta por el mar, pero la presencia de vegetación es indicativa de que durante el Holoceno tardío ha estado por arriba del nivel de la pleamar. La profundidad del suelo llega a un máximo de 35 cm con mínimos de aproximadamente 10 cm. La zona tiene una amplitud máxima de marea de 2,18 metros y una media de 1,20 metros, al igual que Ushuaia. Siendo los vientos predominantes los del sector Oeste en especial del SO, los trenes de las olas siguen predominantemente esta orientación. El Roche Moutonnée con sólida roca granítica, disipa el poder de las olas y genera una zona de acumulación de sedimentos que hace posible el desarrollo del tómbolo que une al Roche Moutonnée con la costa. Al medir el tómbolo en media marea, se llega a unos 55 metros de ancho cerca de la costa, unos 30 metros de ancho hacia el medio y unos 40 metros cerca del Roche Moutonnée. La pendiente hacia el Oeste es más suave de 5 a 12° y hacia el Este llega a unos 15°. Puede decirse que el tómbolo está en una situación de mesolitoral con un comienzo de vegetación y fijación de piedras en el borde del Roche Moutonnée y sobre la costa. No es importante la colonización de Cirripéridos que son unos crustáceos, con un cuerpo cubierto de placas calcáreas, los cuales viven agrupados tapizando las rocas. Se detectaron caracoles Mytilus Edulis que se fijan al fondo marino y Patinegras Deaurata, unas conchillas cónicas con ápice subcentral. En el agua atenuando el efecto de las olas son apreciables los cachiyuyos, unas algas pardas que forman verdaderos bosques submarinos y tienen un grampón por el cual se fijan al fondo rocoso. Sobre las rocas aparecen líquenes como por ejemplo la xanthonia de un intenso amarillo.

 

La sedimentación es muy variada, el tamaño de los clastos presenta una notable heterogeneidad. Los más grandes tienen unos 20-30 cm de largo encontrándose también una gran cantidad de pequeños rodados de unos pocos centímetros de espesor, los cuales son cubiertos por la marea alta.

 

Una vez más el Canal de Beagle presenta muchas peculiaridades que lo hacen único en el litoral marítimo argentino. Sus particularidades geológicas, las intensas consecuencias de las glaciaciones no tan comunes a lo largo de la costa continental, la composición de la roca y la protección contra grandes marejadas la convierte en una zona única para el estudio de muchos fenómenos entre ellos la muy frecuente interacción entre geoformas de glaciación y de costa.

 

Bibliografía

 

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