Perfil Laguna Cascada (Isla de los Estados)

El comienzo de la secuencia sedimentológica está conformado por arcillas de posible origen glaciolacustre (Fig. 45 a) que se habrían depositado durante la deglaciación de los circos que circundaban la zona de captura de la laguna (Unkel et al., 2008). Luego de los 16.000 años cal A.P., los sedimentos acentúan cada vez más su carácter orgánico y esto está corroborado con los graduales incrementos en los valores tanto de TOC (“total organic carbon”: carbón orgánico total) como en la relación C/N (Carbono vs. Nitrógeno; Unkel et al., 2008) (Fig. 46). Entre los 16.000 años cal A.P. y 15.200 años cal A.P., las especies bénticas predominan, especialmente las fragilarioides (Fig. 45 a). Estas especies se pueden encontrar en aguas someras y alcalinas, áreas litorales de lagos profundos y ambientes oligotróficos (Douglas y Smol, 2010). Poseen la habilidad de tolerar un amplio espectro de ambientes y, además, se encuentran en casi todos los sistemas acuáticos (Wilson et al., 1997); también pueden sobrevivir bajo condiciones ambientales extremas como por ejemplo, lagos o charcas de regiones polares (Stoermer, 1993). Asimismo, se registraron en sedimentos proglaciarios en regiones alpinas (Harworth, 1988). La relación entre la cantidad de diatomeas planctónicas y perifíticas, incluyendo a las fragilarioides, se ha utilizado para reconstruir la duración de la cubierta estacional de hielo en diversos lagos (Smol y Douglas, 2007; Douglas y Smol, 2010; Rüland et al., 2008). La dominancia de especies fragilarioides entre 16.000 y 15.200 años cal A.P. sugiere una flora típica de ambientes caracterizados por una cubierta de hielo estacional, erosión física del ambiente y condiciones ambientales rigurosas (Denys, 1990; Anderson, 2000). Sin embargo, hacia el final de la sub-zona Ia (Fig 33, Capítulo 5), a los 14.800 años cal A.P. algunas fragilarioides bénticas comenzaron a disminuir, lo que indica una cubierta de hielo de menor extensión temporal a lo largo del año y, consecuentemente, una mayor duración de la disponibilidad de aguas abiertas. Como consecuencia de esto, se incrementó la producción orgánica del lago y estuvieron disponibles nuevos ambientes para las especies plantónicas de diatomeas (Smol y Douglas, 2007; Douglas y Smol, 2010). La disminución en la abundancia de fragilarioides y el aumento de las Aulacoseira spp.

indicaría una menor duración de la cubierta de hielo invernal. Estos resultados son perfectamente comparables con la información geoquímica (Unkel et al., 2008) que muestra un cambio de un ambiente proglacial a uno con mayor productividad orgánica.

La capa de ceniza hallada a los 475 cm podría proceder de la primera erupción del volcán Reclus (McCulloch et al., 2005; Stern, 2008, Unkel et al., 2008). Este depósito habría enriquecido el estado trófico del lago. Entre los 14.300 años cal A.P. y 12.700 años cal A.P., se produce un aumento notable en la frecuencia de Aulacoseira spp., lo cual indica un cambio significativo en las condiciones ambientales de Laguna Cascada (Fig. 45 b). Las valvas fuertemente silicificadas de la mayoría de las Aulacoseira spp. necesitan momentos de re-suspensión a través de la turbulencia para mantenerse en la columna de agua (Kilham et al., 1996). Las causas de la re-suspensión pueden deberse a fuertes escurrimientos causados por la cantidad de agua acumulada en las montañas, grandes cantidades de agua de deshielo durante primavera y verano (Sterken et al., 2008) y/o un aumento en la velocidad del viento, lo cual podría haber mantenido a la columna de agua del lago en permanente turbulencia. Muchas Aulacoseira spp. son comunes en aguas ácidas y oligotróficas a mesotróficas (van Dam et al., 1994).

La información geoquímica, especialmente el TOC, muestra que la productividad acuática habría disminuido a los 14.500 años cal A.P. y se habría mantenido estable por más de 1500 años (Unkel et al., 2008). Otros estudios en Isla de los Estados (Unkel et al., 2008; Ponce, 2009; Ponce et al., 2011a, Björck et al., 2012) indican que este período estuvo caracterizado por condiciones ventosas y/o áridas a semiáridas, lo cual contribuye a la erosión eólica. El cinturón de los vientos del oeste, posiblemente, estaba ubicado en una posición latitudinal semejante a la que se encuentra la isla Grande de Tierra del Fuego. Esto coincide con la zona diatomológica Ib (Fig 33, Capítulo 5) y se corresponde con el período denominado ACR (“Antarctic Cold Reversal”), una fase fría registrada para el Hemisferio Sur, que se extiende desde 14.500 a 12.800 años cal A.P. (Hubbard et al., 2005). De acuerdo con EPICA (2006), los testigos de hielo de ambos polos se encuentran desfasados cronológicamente, lo cual es el fundamento del llamado “efecto bipolar see-saw”, es decir, cuando uno de los polos comienza a enfriarse el otro manifiesta condiciones contrarias. El efecto bipolar está causado por la reorganización en la circulación termohalina (Broecker, 1998). El Océano Atlántico se enfrió en respuesta al calentamiento del periodo interestadial denominado Bølling-Allerød (B-A) en el Hemisferio Norte, particularmente en Europa

Septentrional. Como consecuencia de esto, muchos glaciares localizados en islas subantárticas (por ejemplo, Nueva Zelanda) comenzaron a crecer y en Antártida también se experimentó un severo enfriamiento (Putnam et al., 2010). Resultados similares fueron registrados en los glaciares patagónicos (Sudgen et al., 2005; Moreno et al., 2009), que fueron explicados por los cambios en la posición de los “Southern Hemisphere Westerlies” (SHW) o vientos del oeste y del frente polar antártico. Es importante destacar que la fuerza y la posición de los SHW alrededor de los 55º S, principalmente en la porción correspondiente al Océano Atlántico, ha sido altamente dinámica durante la transición Pleistoceno-Holoceno. Cabe mencionar, además, que la temperatura superficial del mar (SST: “sea surface temperature”) ha sido parte del complejo mecanismo que desencadenó y controló el efecto bipolar (Blunier y Brook, 2001; EPICA, 2006).

El enfriamiento de la superficie del océano, durante el episodio ACR se ha documentado en el sur de Australia, el sureste del Océano Pacífico y en el sur del Océano Atlántico. Estos enfriamientos sugieren cambios en la atmósfera y en la circulación oceánica hasta los 36º S (Hodgson y Sime, 2010). Aquel episodio frío parece ser una expresión del efecto bipolar entre los dos hemisferios pero aún continúa sin determinarse si este efecto fue liderado por el océano, por la atmósfera o por ambos (Putnam et al., 2010).

Los análisis realizados en Laguna Cascada indicarían que este lugar experimentó los efectos de los SHW durante el ACR. Según Whittacker et al. (2011), la intensificación de los SHW durante el ACR se debe a condiciones regionales más frías que forzaron tanto al frente polar como al subtropical hacia una posición más ecuatorial. La gyttjia limo arcillosa que aparece a los 435 cm (12.700 años cal A.P.) coincide con un cambio en los ensambles de diatomeas. Aquí comienza la sub-zona Ic (Fig 33, Capítulo 5) hasta los 400 cm (9200 años cal A.P.). Las especies que dominan este sector son Brevisira arentii, Stauroforma exiguiformis y varias Aulacoseira spp. La primera se encuentra preferentemente en lagos someros de aguas turbias (Flower, 2005) y asociada a altas concentraciones de carbono orgánico disuelto (DOC: “disolved organic carbon”; Köster y Pietnitz, 2006) en la columna de agua. La presencia de estas diatomeas sugiere el desarrollo de una nueva fase en Laguna Cascada. Los sedimentos y los análisis geoquímicos indican un incremento en la productividad, condiciones templadas y bastante áridas (Unkel et al., 2008). Estas condiciones más templadas habrían posibilitado el crecimiento de vegetación acuática alrededor del lago,

proporcionando así nuevos hábitats y sustratos para el crecimiento de las diatomeas (Fig. 45 c) (Douglas y Smol, 1995).

El retroceso de los glaciares causado por temperaturas más cálidas ha sido registrado en el Estrecho de Magallanes entre 12.600 y 11.800 años cal A.P. (McCulloch y Davies, 2001; McCulloch et al., 2005). Este período se corresponde con el denominado “Younger Dryas” (YD), un episodio breve pero muy frío documentado en el Hemisferio Norte (Broecker et al., 2010), que terminó con el interestadial Bølling- Allerød (B-A) en dicho hemisferio. Los resultados presentados por McCulloch et al. (2005) podrían estar indicando un desfasaje durante el periodo Tardiglacial entre Patagonia y el Hemisferio Norte. Hasta el momento, la evidencia disponible no permite lograr un consenso sobre la existencia de un episodio frío comparable al YD en las regiones más meridionales de Sudamérica (Rabassa, 2008).

Dentro de este marco climático, Laguna Cascada se conforma como una verdadera cuenca lacustre. El comienzo de la zona II (Fig 33, Capítulo 5) está caracterizado por la depositación de una gruesa capa de ceniza, probablemente correspondiente a la primera erupción del volcán Hudson. El aporte de nuevos minerales, especialmente de sílice, contribuyó a modificar el estado trófico de la laguna. Esto habría favorecido un gran desarrollo de especies del género Aulacoseira. La gran abundancia de estas especies sugiere altos niveles lacustres y una muy buena mezcla en la columna de agua. Además, la muy buena mezcla podría sugerir un momento caracterizado por una alta frecuencia e intensidad de los SHW. La discordancia erosiva entre los 325 y 345 cm correspondería a un fuerte episodio de escurrimiento superficial, posiblemente de tipo aluvional. Las muestras analizadas, correspondientes a esta discordancia, contienen pocas valvas de diatomeas, que aparecen muy fragmentadas. En general, desde 9200 años cal A.P. hasta 5000 años cal A.P., la litoestratigrafía, los análisis geoquímicos (Unkel et al., 2010) y los presentes estudios diatomológicos indican fuertes condiciones ventosas, aumento en las precipitaciones y un incremento en los procesos de escorrentía superficial. La cantidad de bromo (Br) en los sedimentos de Laguna Cascada se incrementó a 8500 años cal A.P. (Fig. 47) y se mantuvo elevada hasta los 4500 años cal A.P. (Unkel et al., 2010). Este elemento proviene de las sales marinas y aumenta en períodos de tormentas fuertes y recurrentes (Unkel et al., 2010). Como ya se mencionó, el clima de la Isla de los Estados está estrechamente vinculado con la posición del cinturón de los SHW. Desde los orígenes de la cuenca de Laguna Cascada, el movimiento de estos vientos fue muy dinámico influyendo de manera

directa en el desarrollo de la vegetación y del ambiente lacustre. Luego de los 6300 años cal A.P., de acuerdo con la alta frecuencia de Aulacoseira spp., los resultados estarían indicando condiciones ventosas y abundantes precipitaciones hasta 4900 años cal A.P.

Después de 4900 años cal A.P. y hasta 3500 años cal A.P., la notable disminución en el grupo de Aulacoseria spp. y la reaparición en el registro de Brevisira arentii junto con especies bénticas afines a ambientes de turberas (Fig 33, Capítulo 5 y Fig. 45 d) sugieren condiciones muy húmedas, frías y un mayor desarrollo de vegetación en los márgenes del lago. La vegetación comenzó a crecer progresivamente desde los márgenes avanzando hacia el centro del lago. Esto estaría indicando el pasaje repentino de un ambiente puramente lacustre hacia uno de turbera en este sector de la laguna (Fig. 45 d). La variabilidad hidrológica se ve reflejada en el cambio de la abundancia relativa de especies bénticas a planctónicas o viceversa (Gaiser y Rüland, 2010). Otros estudios paleoclimáticos realizados en Isla de los Estados (Ponce, 2009; Ponce et al., 2011a; Björck et al., 2012) sugieren condiciones hiperhúmedas, caracterizadas por abundantes precipitaciones y condiciones ventosas para ese momento. Esto nos lleva a interpretar el cambio de los ensambles de diatomeas, no como un descenso en las precipitaciones sino como el resultado del crecimiento de una vegetación propia de turberas en Laguna Cascada. Además, podría estar vinculado con diferencias en la batimetría de la laguna, en donde las zonas más someras hayan derivado en turbera, y las zonas más profundas se hayan perdurado como lago.

Es importante destacar la depositación hacia los 235 cm de un nivel de ceniza, probablemente correspondiente con la segunda erupción del Monte Burney (Unkel et al., 2010). Entre los 3500 y los 1865 años cal A.P., Brevisira arentii llega a alcanzar un pico de 50%, y luego comienza a disminuir a expensas de un aumento de especies bentónicas y propias de turbera, lo que podría indicar que el ambiente estaba llegando a un equilibrio.

La variación de la temperatura y las precipitaciones en distintas regiones de Patagonia no sólo es producto del cambio en la posición latitudinal de los SHW y la extensión del hielo marino, sino también del complejo mecanismo de circulación oceánica (Unkel et al., 2010).

La transición en la secuencia de Laguna Cascada de un ambiente lacustre a uno de turbera parece haber sido progresivo en un contexto caracterizado por una tendencia hacia una alta variabilidad de la temperatura a lo largo de todo el Holoceno.

Figura 45. Esquema mostrando la evolución de Laguna Cascada: a-Lago sin vegetación, b-Aumenta el nivel del lago y se inicia el desarrollo de vegetación acuática, c-La vegetación de turbera comienza a colonizar los márgenes del lago y se instala en el área un bosque abierto, d-Desarrollo de la turbera sobre

Figura 46. Carbono Total (TC) y la relación Carbono/Nitrógeno (C/N) del testigo de Laguna Cascada. En la parte superior se muestran las unidades correspondientes al testigo. (Modificado de Unkel et al., 2008).

Figura 47. Medición a través de rayos X de los elementos: Bromo (Br), Potasio (K), Titanio (Ti), Circonio (Zr), Hierro (Fe), Estroncio (Sr) del testigo de Laguna Cascada. Las unidades litológicas están indicadas

en la parte superior. Los niveles de ceniza más importantes tentativamente correspondiente con H1

(ca.8500 años cal A.P.) y con la erupción del Mt. Bourney 2 (ca. 4500 años cal A.P.), están indicados con

6.2. Turbera Lago Galvarne: evidencia del aumento del nivel del mar y desarrollo