ARTÍCULOS
La depresión del "bajo" del diablo" (NE del Chubut): Una propuesta geomórfica acerca de su origen y su evolución
Emilio F. González Díaz1 e Inés Di Tommaso2
1Departamento de Ciencias Geológicas (IDEAN), Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires.
2Sensores Remotos y Sistema de Información Geográfica (SIG), SEGEMAR, (1322) Buenos Aires. E-mail: inesditommaso05@yahoo.com.ar.
RESUMEN
El Bajo del Diablo está situado en el NE de Chubut. Se analizan sus geoformas internas y marginales, proponiéndose su génesis por deflación y se presenta un esquema de su evolución, que está íntimamente influenciada por los cambios climáticos cuaternarios. Se carece de datos para establecer con precisión la temporalidad de los hechos. Un protorío Chubut generó un abanico aluvial local ó nivel superior durante el Interglacial Sangamon (± 120.000 años). Su degradación y el desarrollo del nivel medio (T1 y T2) por un prerío Chubut, causó la exposición de un sector del débil sustrato terciario, un núcleo marginado por las resistentes psefitas de los niveles. El establecimiento local de las frías, secas y ventosas condiciones de la Última Glaciación, condujo a una progresiva exhondación por deflación (asociada a meteorización) del núcleo, proceso que culminó en una depresión poco profunda y de pendientes suaves (Pfannen). Un húmedo intervalo pluvial, facilitó la formación de un efímero lago en ella. Su progresiva reducción -expresada por cordones litorales en posiciones cada vez más bajas- estuvo motivada por un retorno a las frías y secas condiciones previas. La coetánea reactivación de la deflación, llevó a la consiguiente mayor profundización de la depresión. Durante este proceso, se produjo la exhumación del paleorelieve del basamento regional, compuesto por las volcanitas jurásicas de la Formación Marifil. Finalizado el período glaciario, el proceso fluvial y el de remoción en masa ampliaron más aun la depresión, que hoy aparece caracterizada por abruptas pendientes y mayor profundidad (Wannen). Dos perfiles expresan la relaciones entre las distintas geoformas reconocidas.
Palabras clave: Deflación; Lago efímero; Cordones litorales; Intervalo pluvial; Última Glaciación.
ABSTRACT
Depression of the "Bajo del Diablo" (NE Chubut): a geomorphic proposal about origin and evolution. The Bajo del Diablo depression is located in the NE of Chubut Province. Its outer and inner morphology are analyzed. Their origin by deflation is proposed, an schematic layout shows the geomorphic evolution developed during the Quaternary climatic change. Unfortunately, absolute time reference is not available. A protoriver Chubut developed a local psephitic alluvial fan or upper level (Pa, Pm and Pb) during Sangamon Interglacial times (±120.000 ybp). A pre-river Chubut built the medium level ( T1 and T2). Denudation exhumed Tertiary friable sediments, as a core surrounded by the coarse psephite´s levels. Cold, dry and windy condition were established during the Last Glacial time. Deflation and weathering processes began the core overdeepening. This process developed a shallow gently sloped depression (Pfannen). Latterly in a wet pluvial interval an ephemeral lake developed. Its progressive reduction -shown by many littoral ridges, any of them set at lower height- meant that again the previous cold, dry and windy conditions appeared. Deflation again overdeepening the depression. During this process the bedrock primary relief of the Jurassic volcanic rocks were exhumed. With the end of glacial times, new wet conditions dominated, fluvial and mass-wasting processes enlarged the depression as it is today, with abrupt slopes and more depth (Wannen). Two schematic profiles show the geomorphic feature connection.
Keywords: Deflation; Ephemeral lake; Littoral ridge; Pluvial interval; Last Glaciación.
INTRODUCCIÓN
Las depresiones -cualquiera sea la propuesta
sobre su génesis- constituyen geoformas
comunes en el ámbito de la Patagonia Extraandina,
donde corrientemente son distinguidas
con la lugareña denominación
de bajos.
El gran Bajo del Diablo es una amplia depresión
con un típico drenaje centrípeto,
enclavada en un ambiente psefítico, el que
previamente fuera definido como propio de los informales "Rodados Patagónicos".
Se localiza al norte del valle del río Chubut,
a la latitud de las poblaciones de Gaiman y
Dolavon, cercanas al Atlántico.
Si bien su origen responde principalmente
a una hipótesis comúnmente aceptada
(deflación), su particularidad principal es
su posterior evolución, la que se aparta del
conocido esquema general para la mayoría
de los bajos patagónicos.
Se han diferenciado dos distintivas fases:
una inicial de escasa profundidad y suaves
declives internos: tipo fase Pfannen (Albrecht
Penck 1913) o bandeja (Frengüelli
1957) y otra final más profunda fase Wannen o bañadera respectivamente, con modificaciones
vinculadas a posteriores procesos
de erosión fluvial y remoción en masa. En
este caso abruptas escarpas de erosión determinan
sus límites, respecto de una sucesión
de remanentes de planicies aluviales
escalonadas marginales.
Estas planicies son relacionadas por los autores,
con la historia evolutiva geomórfica
de un antiguo y gran abanico aluvial generado
por las acumulaciones fluviales de un
protorío río Chubut, en su tramo adyacente
a su desembocadura al Atlántico (González
Díaz y Di Tommaso 2011), al que se
asocian las terrazas fluviales de un posterior
prerío Chubut.
Los antecedentes disponibles referidos al
origen de los bajos, son variados. Sin embargo,
las hipótesis propuestas sobre la génesis
de los "bajos sin salida" patagónicos,
suelen tener un carácter más bien general.
Se manifiesta en ellas una marcada heterogeneidad
y por consiguiente, un dispar grado
de aceptación.
Entre ellas, se pueden citar la eólica (Sgrosso
1933; Feruglio 1950; Frenguelli 1957;
Zambrano 1973), la diastrófica (Windhausen
1921; Volkeimer 1972), la glaciaria
por exharación (Groeber 1953; Auer 1956)
y aquella del sublavado (Schiller 1923).
Otros los relacionan con hundimientos
(Wichmann 1922 y 1927; Croce 1958) o
una combinación de sublavado y hundimiento
(Methol 1967).
Fidalgo y Riggi (1965), sugieren la combinación
de varios procesos geomórficos
- eólico y meteorización- a los que suman
el retroceso de la pendiente y el lavado laminar.
Avalan un predominio del eólico,
con escasa participación del fluvial, considerándolo
un fenómeno de inversión. Una
actitud similar mantiene Fidalgo (1973)
con respecto a los bajos situados al norte de
la Provincia de Santa Cruz.
En la literatura geológica local son limitados
los estudios que exponen el desarrollo
progresivo de un bajo: se destacan aquellos
del Bajo Kensel (Fidalgo y Riggi 1965), la
síntesis del Gran Bajo de San Julián (Panza et al. 2008) y los pequeños bajos de la meseta
de Somuncura (Methol 1967).
El propósito de esta presentación es dar a
conocer una propuesta acerca del origen
del Bajo del Diablo, sus peculiares modificaciones
a lo largo de su desarrollo y una
descripción de las distintas unidades geomórficas
que componen tanto la asociación
interna de esta unidad de gran jerarquía,
como aquella marginal que lo alberga.
Abarca aproximadamente una superficie
de 447 km2 y un perímetro de 175 km.
Contiene una extensa playa a cota 41 m,
que aloja una laguna permanente, cuyos niveles
y límites varían de acuerdo al aporte
ácueo de ocasionales precipitaciones. Hay
comentarios de lugareños que mencionan
períodos de seca total.
Con relación a las planicies escalonadas
marginales que componen las márgenes del
bajo, su borde oeste expone un desnivel del
orden de unos 120 m respecto del piso de la
playa, en tanto que su margen este, alcanza
valores de unos 105 m.
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
El Bajo del Diablo está situado a unos 18 km al NNO de la ciudad de Trelew, prácticamente a mitad de camino entre dicha población y el empalme de la Ruta Provincial N° 8 (por la que se accede), con la Ruta Provincial N° 4 (Fig. 1). Varias estancias y puestos se distribuyen en el ámbito interno de la depresión y también marginalmente en el área de las planicies psefíticas, las que hasta ahora se consideraban compuestas por los llamados "Rodados Patagónicos".
Figura 1: ubicación del área de estudio.
METODOLOGÍA
El estudio inicial de esta depresión natural
estuvo relacionado con tareas de
campo vinculadas con la ejecución del
Mapa Geomorfológico de la Provincia
del Chubut, para el ex-Servicio Geológico
Nacional, una tarea sólo concretada en
un 75% (González Díaz 2001-2002). Sus
originales, a escala 1:250.000, pueden ser
consultados en el Archivo de la Dirección
de Geología Ambiental y Aplicada del Instituto
de Geología y Recursos Mineros, del
SEGEMAR.
Los datos altimétricos acerca de los desniveles
o escarpas que limitan las distintas
planicies, como así también, sus cotas sobre lisis digital detallado del modelo digital de
elevación SRTM (Shuttle Radar Topography
Mission).
Previamente se analizaron e interpretaron
fotogramas a escala aproximada 1:60.000
del área de interés y alrededores. Posteriormente
se integró un mapa regional geomórfico
a dicha escala. La carta geomorfológica
definitiva -que fuera reducida para su
publicación- se compiló mediando el apoyo
gráfico de una imagen LANDSAT 5 ETM+
en formato analógico a escala 1:100.000 y
el apoyo cartográfico se realizó a través del
análisis digital del modelo de elevaciones
SRTM con dato corregido a nivel medio
del mar. Para facilitar la interpretación, se
confeccionaron a partir del modelo digital
de elevación perfiles transversales del área
de estudio y curvas de contorno a equidistancia
de 3 m, el modelado topográfico se
imprimió a escala 1:100.000.
MARCO GEOLÓGICO
En la parte más inferior e interna de la
depresión (sector centro-norte), aparece
un "basamento" compuesto por reducidos
afloramientos aislados de la Formación
Marifil (Malvicini y Llambías 1974). Cortés
(1981) considerando su complejidad litológica,
composicional y estructural, eleva
su categoría formal al rango de Complejo
Marifil. En general es asignado al Jurásico
inferior-medio (Lías-Dogger; 181-186
Ma).
Está principalmente integrado por rocas
volcánicas ácidas de composición riolítica
hasta dacítica, asociadas a pequeños cuerpos
intrusivos. Hay menciones de epiclastitas
(fracción grava) de muy reducido espesor,
en las que se observa participación
de rocas más antiguas (cuarzo, grauvacas,
metamorfitas) y también en granulometría
de arenas (Cortés 1987). Este autor cita la
presencia de calizas (esparita, subesparítica),
intercaladas en la sucesión de dominante
génesis volcánica.
Las mencionadas volcanitas aisladas, componen
morfológicamente "testigos internos"
(inliers) con respecto a la depresión.
Constituyen hoy evidencias superficiales
de un precedente y sepultado paleorelieve,
cuya exhumación es una consecuencia de
la denudación de una primaria cobertura
sedimentaria del Paleógeno (formaciones
Río Chico y Sarmiento) y de otra posterior
y local del Neozoico, la que genérica e
informalmente ha sido referida a los "Rodados
Patagónicos" aparecen concentradas
en la zona del cerro Negro (108 m) y sus
adyacencias. Afloran riolitas porfíricas, ignimbritas,
tobas macizas y estratificadas y
en niveles más superiores, riolitas grisáceas
en posición subhorizontal.
Sedimentitas paleógenas que abarcan temporalmente
tramos del Terciario inferior
y medio, integran una espesa secuencia
sedimentaria posterior que aflora principalmente
de forma marginal al ambiente
interno del bajo y dispuesta en actitud horizontal.
La Formación Río Chico -que en el bajo se
sobrepone discordantemente a las volcanitas
de la Formación Marifil- está integrada
por sedimentitas continentales (areniscas,
areniscas congloméradicas, arcillitas), con
participación de piroclastitas y tufitas de
variada granometría. Paleocanales y estructuras
de corte y relleno, certifican su origen
fluvial. Regionalmente, el hallazgo de grandes
troncos en algunos de sus niveles y de
restos de Crocodrilia, Palmae y mamíferos,
asignan esta formación al Paleoceno superior
(Feruglio, 1950). Aparece en tramos
discontinuos principalmente en parte alta
de las pendientes internas del bajo, en especial
en su sector norte. También lo hace
en la zona de la cuenca media y superior
del arroyo Bajo de las Liebres, debido a su
exposición por profundización de su cauce.
Mediando discordancia de erosión, la suprayacente
Formación Sarmiento constituye
un nivel resistente, no menos discontinuo
y marginal de la depresión, compone
delgadas e intermitentes cornisas en los
tramos más superiores de sus pendientes
internas. Sus mejores exposiciones se hallan
en las cabeceras del arroyo Bajo de
las Liebres. Su edad es referida al Eoceno-
Oligoceno (Sacomani y Panza. 2007).
La
mayor continuidad del nivel se observa en
la parte alta de la empinada pendiente del
lateral norte del valle del río Chubut, entre
Gaiman y Dolavon. En dicho tramo y en
una posición superior, Martínez (2007), señala
la presencia de la Formación Gaiman
(areniscas, cineritas, limolitas y coquinas),
a las que asigna a un indefinido límite
Oligoceno-Mioceno inferior. De carácter
continental, la integran tobas areniscosas
y arcillíticas (bentonitas), cineritas y areniscas
tobáceas. La presencia de restos de
mamíferos en esta formación ha permitido
asignarla al Eoceno-Oligoceno (Sacomani y
Panza. 2007).
El paisaje superior y marginal que rodea a la
depresión, tiene los rasgos típicos del monótono
relieve mesetiforme y escalonado de
la patagonia extraandina.
El análisis geomorfológico de tales acumulaciones
circundantes al bajo, facilitó la
distinción de varias planicies aluviales aterrazadas
correspondientes a dos sistemas
geomórficos locales, uno de los cuales es
referido a un antiguo abanico aluvial generado
por un protorío Chubut y denominado
nivel superior (NS) y el otro un nivel
medio (NM), más inferior, vinculado a un
prerío Chubut (González Díaz y Di Tommaso
2011).
En el NS se diferenciaron tres planicies,
una primaria agradacional denominada alta
(Pa) y otras dos más inferiores de carácter
erosional, media (Pm), y baja (Pb).
El NM está integrado por dos niveles de
terrazas (T1 y T2) que han permitido el
reconocimiento y reconstrucción esquemática
de un posterior prerío Chubut,
situado a menor altura y que muestra un
desplazamiento hacia el sur con respecto al
previo protorío Chubut. La importancia de T1 estriba en que en ella se localiza el Bajo
del Diablo. De mayores extensiones iniciales, NS y NM están hoy representados por
aislados remanentes. Sus acumulaciones,
en las que predominan psefitas, eran hasta
ahora consideradas como correspondiendo
a los informales "Rodados Patagónicos".
La edad del abanico aluvial (Pleistoceno
medio?), aunque plena de incertidumbre,
ha sido definida por dichos autores como
posterior a los "Rodados Patagónicos" de la
cercana Meseta de Montemayor, los que en
general han sido adjudicados a un incierto
lapso entre el Plioceno superior y el Pleistoceno
inferior.
Los depósitos del antiguo abanico aluvial
guardan gran similitud composicional
con los "Rodados Patagónicos". Se hallan
esencialmente compuestos por conglomerados
cuyos clastos se reclutan principalmente
de la Formación Marifil, en menor proporción de plutonitas graníticas y los
más subordinados basaltos y sedimentitas,
aportados por la cuenca de drenaje del río
Chubut. Su estructura sedimentaria es variada:
masiva, con estratificación horizontal
y entrecruzada, generalmente poco notoria.
Se hallan irregularmente cementados principalmente
por CO3Ca, presentando un
mayor grado de cementación calcárea en
su porción superior. Los diámetros de los
rodados que lo componen varían de 1 cm
a 10 cm, aunque se han indicado tamaños
mayores.
En la descripción litológica de la cubierta
del "pedimento plioceno", que comprende
gran parte del abanico aluvial antiguo, Cortés
(1987) destaca que en la matriz suelen
participar acumulaciones de yeso, muchas
veces pulverulento. La matriz normalmente
es arenosa.
Más al sur y en situaciones topográficas
inferiores y más alejadas, se hallan remanentes
de cinco niveles de terrazas fluviales
(agradacionales y de erosión), vinculadas a
la dinámica de un paleorío Chubut, que
integran un reconocido nivel inferior (NI; González Díaz y Di Tommaso 2011).
Se
interpreta que representan sucesivas respuestas
geomórficas ocurridas durante un
indeterminado final del Cuaternario, coetáneas
con oscilaciones del nivel del mar
y sus consecuentes modificaciones como
nivel de base general.
DESCRIPCIÓN GEOMÓRFICA DE LA DEPRESIÓN DEL BAJO DEL DIABLO Y ADYACENCIAS
Se observa regionalmente que el eje mayor
del Bajo del Diablo y de otros cercanos
menores (Ea. Aguada El Confort y Laguna
Grande entre otros), tienen característicamente
su mayor elongación en sentido
NNE-SSO. Esta particularidad morfométrica
refuerza la idea de relacionar su genética
con el proceso de la deflación eólica
y proponer esa coincidencia regional con
una previa y dominante dirección de vientos
que procedían del SSO, cuya fuente de
proveniencia -durante la Ultima Glaciación-
era un centro anticiclónico situado
en la cordillera occidental, algo al sur de los
42°S.
Como se mencionara mediando el análisis
geomorfológico se diferenciaron dos sectores;
el marginal al bajo, integrado por
unidades correspondientes a los sistemas
geomórficos del nivel superior y del nivel
medio, y otro interno a la depresión.
Sector Marginal: a) - Planicies aluviales del nivel superior y el
nivel medio: González Díaz y Di Tommaso
(2011) reconocieron en el sistema del nivel
superior, suficientes evidencias geomórficas
como para distinguir remanentes de tres
planicies aluviales, dispuestas escalonadamente:
planicie alta (Pa), planicie media
(Pm) y planicie baja (Pb).
La última planicie no tiene relación alguna
con la historia evolutiva del Bajo del Diablo,
por lo que no se hará referencia alguna
de la misma.
Las planicies muestran una dirección y pendiente
regional dominante hacia el NNE,
hacia el Golfo de San Matías, en cuyas vecindades
o sobre sus costas terminan abruptamente.
Esto ha llevado a algunos autores
(Mouzo et al. 1978), a sugerir una previa y
mayor extensión de los "Rodados Patagónicos"
hacia el este (Península Valdés).
Pa y Pm son genéticamente relacionadas
con un protorío Chubut. Previamente y en
general, sus exposiciones han sido interpretadas
como propias de los informales "Rodados
Patagónicos" (Haller 1981; Haller et
al 2005; Lapido 1981; Sacomani y Panza
2007) ó correspondientes a la cubierta en
tránsito de un inactivo "pedimento encubierto
plioceno" (Cortés 1987). Alojan
algunos bajos importantes (Aguada Ea. El
Confort y Laguna Grande) y otros menores
innominados, principalmente en Pm. El
gran Bajo del Diablo lo hace en una reducida
zona entre su borde oeste compuesto
por remanentes de Pa y Pm y aquel este
de la terraza superior (T1) del nivel medio
(Fig. 2). Un aislado y extenso remanente
de la más elevada planicie aluvial local Pa,
compone un tramo de los bordes N y NO
del bajo. Su carácter primario y depositacional,
la hace comparable ó equivalente al fill top de una terraza agradacional (Howard
1950).
Figura 2: carta geomórfica del Bajo del
Diablo y adyacencias.
Al norte del Cerro Negro, Pa alcanza una
cota máxima de 164 m, regionalmente desciende
muy suave y gradualmente hacia el
NE, con una pendiente general de 0.1%
agua abajo y en las adyacencias de los cordones
litorales de un extinguido y poco
profundo lago, que efímeramente, ocupó
la depresión durante la "fase Pfannen" del
desarrollo del "bajo"- su altura se reduce a
unos 158 m.
Un pequeño istmo de Pa separa por el norte
al Bajo del Diablo de otro adyacente menor
e innominado. La playa del primero se
halla unos 128 m por debajo de Pa, aproximadamente
en cota de los 40 m.
Un resalto erosivo de unos 9 m, marca límites
precisos con Pm mas occidental e
inferior. Un tramo de ésta margina el bajo
por el oeste. Al N y O del Bajo del Diablo,
se extiende la superficie regular del mayor
remanente de esta planicie, con gradual y
leve pendiente 0,1% al NNE.
Al oeste, en las inmediaciones de las cabeceras
del arroyo Bajo de las Liebres, Pm alcanza los 185 m, en tanto que en las vecindades
del Bajo de la Laguna Grande no
supera los 140 m.
b) - Terrazas y paleovalle Simpson del nivel
medio: el nivel medio concita el mayor interés
para la aquí propuesta interpretación de
la localización y origen del Bajo del Diablo,
debido a su desarrollo en buena parte de
su ámbito. En él se han reconocido remanentes
de dos niveles de terrazas (T1 y T2),
productos de epiciclos de erosión fluvial
de un prerío Chubut, acaecidos en su valle
durante su desarrollo (González Díaz y
Di Tommaso 2011). Por su relación con la
depresión, el análisis se concentrará en T1.
Nivel de terraza T1: está situada a un nivel
inferior respecto de las más occidentales Pa y Pm del NS. Sus continuos, aunque muy
disectados remanentes -particularmente en
sus límites internos al bajo- constituyen la
terraza superior del reconstruido valle de
un prerío Chubut, parte del cual posteriormente
deviniera el paleovalle Simpson.
T1 limita el bajo por el S y el E. Su tramo
austral más elevado tiene alturas de unos
170 m, en tanto que en el oriental varía
entre 161m al sur y 143 m en el extremo
norte. Un gran remanente de NM compone
prácticamente la totalidad de la aislada
Loma María. El tramo NS del paleovalle
Simpson separa las citadas geoformas (Fig.
2).
Su distinción ha permitido la reconstrucción del prerío Chubut con su proyección
regional hacia el NE (Atlántico), al igual
que la identificación de otros remanentes
sobre el lateral norte del valle del río
Chubut al oeste del área de estudio, entre
las estancias Conrad y 1° de Mayo y también
su extensión al este del paleovalle
Simpson y una probable proyección al naciente
de la costa atlántica (González Díaz
y Di Tommaso 2011). Conjuntamente con T2, desaparecen por erosión, en las cercanías
de la Ea. 1° de Mayo. Reaparecen al
norte de la localidad de Dolavon, con dirección
al NNE como el tramo superior del
lateral del paleovalle Simpson (Fig.2).
Un afloramiento extenso y aislado de T1 compone la cercana Loma María, en tanto
que una reducida exposición de T2 forma
el borde norte de la loma. En el borde este
del Bajo del Diablo una escarpa de erosión
de unos 18-20 m de desnivel, separa T1 de T2. Hacia el extremo sur del bajo, una escarpa
erosiva de unos 12 m, constituye el
límite entre T1 y Pm del NS.
El paleovalle Simpson representa el desvío
de un tramo del antiguo curso del prerío
Chubut. El brusco cambio de su dirección
de NE a E-O, es relacionada con un
fenómeno de captura (González Díaz y Di
Tommaso 2011).
Sector Interno
Expone buena variedad de geoformas, entre las que predominan las derivadas de episodios
degradacionales, cuyos desarrollos tuvieron
lugar en el ambiente de Pb del NS.
Un sugerido orden temporal y secuencial
del desarrollo de sus geoformas sería: a) generación
por deflación dominante de una
depresión tipo fase Pfannen; b) lago pluvial
de carácter efímero, seguido de la progresiva
declinación de su nivel; c) ampliación
y profundización del bajo que adquiere los
rasgos del tipo fase Wannen; d) exhumación
del basamento volcánico jurásico (Formación
Marifil) y e) generación de dos niveles
de pedimentación de tipo convergente y de
la playa del bajo, abanicos y planicies aluviales
del drenaje interno.
Descripción Geomorfológica de las Geoformas
internas del bajo
El desarrollo del tema se adecuará a un propuesto
ordenamiento temporal de la génesis
de las mismas:
a)-Cordones lacunares y depresiones intercordones: están genéticamente relacionados
con la existencia de un efímero cuerpo lacustre,
que albergó el Bajo del Diablo a comienzos
de su formación. Durante la fase
inicial de su desarrollo, el bajo estaba representado
por una depresión tipo Pfannen (Albert Penck, 1913; en Frengüelli 1957).
Si bien se carece de datos fidedignos, estas
geoformas lacunares constituyen valederos
testimonios de la presencia de un efímero
lago.
Este episodio es relacionado con un cambio
de las condiciones climáticas (mejoramiento
durante un interpluvial? del Wisconsin)
y la estabilización del nivel de las aguas por
un período suficiente para su desarrollo.
Los cordones constituyen en planta una
sucesión de amplias crestas, dispuestas en
forma de suaves arcos, que aparecen concentradas
en el extremo NNE del Bajo del
Diablo Están separadas entre sí, por depresiones
llanas, paralelas a las crestas (Fig. 2).
El sistema de cordones y depresiones se localiza
en un área limitada por dos escarpas
o abruptos resaltos. Las dispares características
morfológicas de éstas, sugieren condiciones
de desarrollo y origen no menos
dispares.
Por su ubicación topográfica, las escarpas
son diferenciadas como superior e inferior.
La superior constituye una elevada (20 m
promedio) e irregular escarpa de erosión
-con abruptas y empinadas entradas y salientes-
que remata en su extremo NNE
con una corta y abrupta cornisa de unos
4-6 m, integrada por acumulaciones psefíticas
cementadas de la planicie alta (Pa) del
nivel superior (González Díaz y Di Tommaso
2011). Se entiende que el proceso de
remoción en masa (caídas, deslizamientos y
flujos menores), ha sido determinante para
el desarrollo de tales características.
Los autores aceptan su correspondencia
inicial con un acantilado lacustre, generado
por la dinámica erosiva del lago (oleaje, corrientes).
Constituía el límite superior del
lago, cuya morfología primaria fue enmascarada
y modificada por posteriores coberturas
y por erosión. Las limitadas dudas a
esta sugerencia, deriva del presente ocultamiento
de las relaciones entre el propuesto
acantilado y la actual y activa escarpa de
erosión superior.
Por el este, la continuidad de la escarpa
superior se reconoce en los niveles de las
terrazas T1 y T2 del nivel medio y por el
oeste en los niveles superior (Pa) y medio
(Pm). Hacia el sur, una estrecha divisoria
separa el bajo del ámbito del valle del río
Chubut (Fig. 2).
La configuración morfológica de la escarpa
inferior -también considerada de erosióncontrasta
notoriamente con la anterior.
Marginando la parte más profunda de la
depresión, alcanza menores alturas (15 m).
De contornos muy regulares, remeda un
suave arco prácticamente paralelo a la disposición
de los cordones lagunares. Separa
éste último paisaje, de la dominante morfología
fluvial del ambiente más interno del
bajo.
En el área del propuesto lago efímero se
pueden diferenciar dos ambientes depositacionales,
de acuerdo a sus características
sedimentológicas; el correspondiente a los
cordones lagunares compuesto por acumulaciones
de gruesos clastos y otro, el de las
depresiones intercordones integrado por sedimentos
arcillo-arenosos. Estos elementos
morfológicos marcan efímeros momentos
de estabilidad del nivel del lago, dentro de
un cuadro de general y progresiva reducción
del nivel de las aguas.
En el campo, los rasgos morfológicos de los
cordones lacunares no son distintivos en
el paisaje. Se tornan sobresalientes durante
el examen de las fotos aéreas. El margen
superior de su distribución suele hacerse
indefinido, debido a su ocultamiento a la
observación directa por depósitos eólicos
montones de arena ó (sand drifts) o materiales
de pendiente (gravitacionales).
En cuanto a su disposición en planta, coinciden
aproximadamente con la traza del
borde NNE del bajo (Fig. 2), por debajo
del cual una suave pendiente clástica -un
estrecho y local piedemonte- se extiende
hacia niveles más inferiores cubriendo o
enmascarando tramos de los cordones.
Éstos últimos están compuestos por gruesos
clastos de variada litología, principalmente
volcanitas ácidas y mesosilíceas (Formación
Marifil) y en menor proporción plutonitas
y basaltos. Las porciones marginales de los
niveles superior y medio, constituyeron la
exclusiva fuente de proveniencia.
El proceso de aporte de estos materiales, se
vio favorecido por una progresiva ampliación
de la depresión -y por consiguiente del
cuerpo lacunar - principalmente por la acción
erosiva del oleaje generado por fuertes
vientos provenientes del SSO.
Su granometría normalmente es de menor
tamaño que los autóctonos "Rodados Patagónicos"
(Bentramone y Meister, 1993) o
la del antiguo abanico aluvial del protorío
Chubut (González Díaz y Di Tommaso
2011). Sus clastos psefíticos exponen el típico
achatamiento abrasivo de de los cordones
litorales. Un material arenoso -que
suele disponerse intersticialmente- incrementa
su participación a niveles inferiores.
Probablemente esta diferencia resulte del
lavado superficial de los cordones por ocasionales
precipitaciones.
Normalmente, no componen entes individuales,
sino que integran conjuntos de 3, 4
y 5 cordones dispuestos paralelamente. En
ocasiones aparecen tan muy degradados,
que sólo se observan como cortas geoformas
aisladas.
Los cordones tienen escasa altura, la que no
supera los 0,60-0,80 m, rara vez el metro.
Individualmente, el ancho de los conjuntos
es variable, oscilan entre los 30 m y 60 m.
Su máxima continuidad (9-10 km de longitud),
sólo fue reconocida en las adyacencias
del resalto de la escarpa inferior.
Es común su reconocimiento bajo la forma de segmentos aislados, cuyas longitudes oscilan
entre 300-600 m. Existe una mayor
concentración de esta segmentación en el
sector superior de cordones, en las proximidades
de la escarpa superior.
El análisis
fotogeológico ha permitido estimar en más
de una veintena, el número de cordones
bien reconocidos.
El análisis topográfico permitió establecer
que los cordones más superiores se hallan
en cota de los 130 m y aquel más inferior
en 113 m. Mediante estos valores altimétricos,
se estima que el lago alcanzó una profundidad
mínima de 18 m.
Cada cordón señala distintas posiciones
del nivel del lago. La gradual pérdida de situación
altimétrica, evidencia una gradual
reducción del cuerpo lagunar. Este proceso
es atribuido al tránsito -en tiempos no
determinados- hacia condiciones climáticas
progresivamente más secas y frías, que culminan
con una reiteración y continuidad
de las condiciones del período glaciario
(Wisconsin), las que contrastan con aquel
interpluvial previo más húmedo, que generó
el extinguido "lago del Bajo del Diablo".
Depresiones bajas y alongadas o intercordones
(swales), separan los conjuntos de
cordones. Dispuestas paralelamente, muestran
individualmente mayor continuidad y
definición. Alcanzan los 300 a 500 m de
ancho. Su piso está compuesto por arcillitas
(con tenores bentoníticos) y arenas finas.
También suelen mostrar interrupciones
debido a una cubierta eólica. Una rala vegetación,
principalmente de "mata-laguna"
y "uña de gato", se distribuye en ellas.
En
algunas de las depresiones se reconocen evidencias
de la dinámica de cursos efímeros,
que a veces llegan a establecer la conexión
entre pequeños bajos presentes en ellas.
La asociación de cordones y depresiones
finaliza en las adyacencias del borde de la
escarpa inferior, cuyos suaves rasgos morfológicos
contrastan con las marcadas irregularidades
y de las escarpas abruptas que
marginan el bajo. Además tiene menor altura.
La disposición en planta, suavemente
semicircular y cóncava hacia el sur de ésta
escarpa, su paralelismo concuerda aproximadamente
con lo expuesto por el sistema
de cordones lagunares.
La escarpa inferior está representada por un
resalto menor y más regular (8 a 10 m).
Establece un definido límite entre estas
geoformas lagunares, con el ámbito morfológico
continental del bajo, representado
por niveles de erosión y sedimentación ubicados
en posiciones más bajas.
A continuación son propuestas dos alternativas
respecto del origen de la escarpa inferior. Una la interpreta como una expresión
del proceso del retroceso paralelo de las
pendientes, vinculándola genéticamente al
desarrollo del actualmente disectado nivel
superior de los adyacentes pedimentos convergentes
del Bajo del Diablo.
La otra, toma muy en cuenta la configuración
en planta que tiene la traza de esta
escarpa y su marcada coincidencia (paralelismo)
con la del conjunto de cordones lagunares.
Además su regularidad y ausencia
de grandes modificaciones (degradación),
contrasta con las irregularidades comúnmente
observables en el frente de una escarpa
de erosión relacionada con el citado
retroceso paralelo de las pendientes.
Tan particulares características conducen
a sugerir que la escarpa inferior, es la expresión
morfológica de un acantilado lagunar
generado con posterioridad a un
súbito descenso del nivel del lago con la
consiguiente reducción de su extensión. Si
bien ambas alternativas tienen un carácter
especulativo, hipotético, los autores toman
como más probable la segunda. Además se
supone que en su desarrollo han conducido
a la eliminación del tramo más inferior y
moderno de la previa extensión del sistema
los cordones litorales.
b) Paisaje exhumado (ó de los montes testigos):
es otro de los paisajes sorprendentes
del Bajo del Diablo. Lo componen exposiciones
aisladas del basamento del Bajo el
Diablo correspondientes a la Formación
Marifil (Jurásico inferior a medio). Es el
resultado de su exhumación por denudación
de su cubierta posterior (formaciones
Río Chico y Sarmiento).
Aparece concentrado en el sector medio y
anterior y de mayor profundidad, que también
contiene a la playa y laguna del Bajo
del Diablo. Aparentemente coincidiría con
la extensión que abarcara el previo bajo tipo Pfannen, con anterioridad a su posterior
ampliación hacia el SO, principalmente a
favor del proceso fluvial.
Sus exposiciones constituyen verdaderos "islotes"
en el interior de la depresión. Se reconocen
tres islas mayores, entre las que se
destaca aquella del Cerro Negro. Otras menores
aparecen dispuestas marginalmente a
las anteriores, al pie de los faldeos de las pendientes
internas o marginalmente a la playa.
Resaltan en el fondo de la depresión con
diferencias en su relieve relativo del orden
de los 100 m. La excepción la constituye
el Cerro Negro con un desnivel de 154 m.
Aquellos menores y marginales, no superan
los 50 m.
Se hallan densamente disectados por cortos
cursos efímeros. Los valles mayores -con
estrechas planicies aluviales- normalmente
se disponen controlados por dos sistemas
de fracturas principales: N70°O y N10°E.
Existe otro secundario N30°O. Breves abanicos
aluviales y taludes marginan sus laterales.
Sus bajas divisorias se caracterizan por
presentar formas romas (abrasión eólica?).
Los perfiles AA´ y BB´ figura 3, exponen
sintéticamente las relaciones geomórficas,
temporales (relativas) y altimétricas de las
unidades geomórficas internas y las adyacentes
externas al Bajo del Diablo.
Figura 3: perfiles AA´ y BB´.
c) Niveles de pedimentación: componen una
discontinua, por disección, aureola marginal
superior al Bajo del Diablo. La excepción
la constituye el sector de los cordones
lagunares. Una buena exposición se observa
en el área de la Ea. Arbeleche, en el ángulo
NO de la depresión. Se hallan esencialmente
labrados sobre la Formación Río Chico,
cuyas sedimentitas suelen aflorar a lo largo
de las bajas márgenes de los cursos que los
disectan.
Se distinguieron dos niveles de pedimentación:
el superior, más antiguo, fuertemente
degradado y de menor extensión, de otro
inferior, también erosionado pero con mejor
grado de conservación.
Inactivos actualmente, muestran una cobertura
clástica compuesta por rodados,
gravas y arenas, un rasgo que ha facilitado
su definición como pedimentos cubiertos
(concealed pediments).
Por su distribución y situación en una depresión
endorreica, con un nivel de base
representado por una playa, han sido interpretados
como del tipo convergentes (González
Díaz y Malagnino 1984).
d) La playa del Bajo del Diablo: se halla en la
porción más profunda del bajo. De acuerdo
a referencias de los pobladores, la laguna
que aloja nunca se ha secado, aunque su extensión
se ha visto reducida en relación con
períodos de seca.
El límite entre la playa y las acumulaciones
distales de los pequeños abanicos aluviales
que la bordean, se localiza en la cota de
41 m. El límite de la laguna es impreciso,
debido a las recurrentes oscilaciones de su
nivel, provocadas por los aportes de las ocasionales
precipitaciones o su reducción por
pérdidas por evaporación.
La playa constituye el nivel de base local
para el área del drenaje centrípeto que
concurre al Bajo del Diablo. Durante su
reconocimiento se observaron dos tramos o
facies sedimentarias superficiales marginales,
con escasos rodados y un predominio
de arcillas y arenas finas: uno externo (en
posición inferior a los abanicos aluviales) y
otro interno, distribuido entre este último
y las aguas de la laguna. Sus "pisos" son regulares,
prácticamente planos.
El primero es seco y tan resistente, que puede
ser transitado por un vehículo en época
de seca, aunque imprime las huellas de su
tránsito. Muestra un buen porcentaje de
arenas. Algunas de sus acumulaciones superficiales
hacen recordar por su estructura
y configuración a los torrentes de barro
(mud-flows).
En cambio el interno y adyacente a la laguna
-generalmente húmedo- es esponjoso
"barro salino". Según los lugareños, las
particularidades físicas de su piso pegajoso,
hacen prácticamente intransitable el área
marginal y más cercana a la playa, hasta su
secado. Una rala vegetación -en la que el
"jume" predomina- se distribuye aleatoriamente.
La distribución y extensión de los dos tramos
sabe mostrar importantes variaciones
estacionales o por la mayor o menor prolongación
de períodos húmedos o secos.
En
el microrelieve del interno se destacan delgadas
costras salinas (duricostras) discontinuas,
originadas por la precipitación de las
sales solubles extraídas del marco geológico
circundante y movilizadas por aguas de precipitaciones
hacia la playa central.
En ocasiones las sales se presentan bajo la
forma de ampollas huecas -resultantes de
una milimétrica elevación que las separa del
sustrato arcillo-arenoso- ante su expansión
por cristalización (push-up), para superar la
falta de espacio. Crujen y estallan al transitar
sobre ellas.
Externamente se observaron escasas evidencias
de suelos estructurales (polígonos
de contracción), pero hacia el interior de la
playa -donde la vegetación dominante es la
"uña de gato"- se hallan buen número de
pequeños polígonos de contracción, marginados
por cortas depresiones de 2-4 cm de
ancho y 6-7 cm de profundidad.
Motts, en Cooke y Warren (1973), ha sugerido
una simple clasificación hidrológica de
las playas basada en las cantidades de agua
superficial y subterránea que reciben. La
misma tiene un carácter cualitativo, destinado
solamente a establecer comparaciones
en sus aspectos más comunes y simples.
En la playa del Bajo del Diablo, el aporte
de agua superficial excede ampliamente a
la del agua subterránea: correspondería al
Tipo 1 y subtipo 1B.
e) Abanicos y planicies aluviales: son las geoformas menores y más modernas del ámbito interno de la depresión y sus rasgos responden a sus características típicas y generales.
ESQUEMA EVOLUTIVO DE LA DEPRESIÓN DEL BAJO DEL DIABLO
La ausencia de un adecuado acotamiento
estratigráfico-temporal del Cuaternario del
sector de estudio, determina algunas limitaciones
para la concreta interpretación del
tema del epígrafe.
Pese a ello, un previo y exhaustivo análisis
geomórfico de la región (González Díaz y
Di Tommaso 2011) -sumado al aportado
por esta presentación- han provisto determinados
elementos de juicio como para
esbozar una secuencia de los principales
eventos geológicos y climáticos, que los autores
consideran primordiales para el mejor
entendimiento del sugerido desarrollo de la
depresión. Con reservas, se establece como
punto de partida un indeterminado tiempo del interglacial Sangamonian (120.000
- 60.000 años), posterior al período glacial
Riss.
Bajo condiciones más húmedas y lluviosas,
acontece el desarrollo local de un extenso
y antiguo abanico aluvial de un protorío
Chubut.
En este ambiente, su actividad dinámica
ha generado diversas geoformas de
agradación y de erosión fluvial (González
Díaz y Di Tommaso 2011).
Entre ellas -previas y territorialmente
vinculadas a la ubicación del Bajo del Diablo-
se destacan dos de las tres planicies
aterrazadas psefíticas que han sido reconocidas
como integrantes de un nivel superior
(denominadas planicie alta ó Pa y planicie
media ó Pm) y además dos niveles de terrazas
(T1 y T2) de un nivel medio (González
Díaz y Di Tommaso 2011). Este último nivel
se halla genéticamente relacionado con
la dinámica de un propuesto y posterior
prerío Chubut.
La degradación fluvial en un área local de T1 por el prerío Chubut, con la consiguiente
denudación de la cubierta psefítica
de los niveles superior y medio, provocó la
exposición superficial de un limitado sector
del sustrato regional, compuesto por las
friables sedimentitas terciarias de las formaciones
Río Chico y Sarmiento (Fig. 4A), las
que conformaban a nivel de T1, un "núcleo"
marginado por un halo de resistentes
psefitas (erosión diferencial).
Figura 4: esquema evolutivo
de la depresión del
Bajo del Diablo.
A éste hecho se le sumó un drástico desmejoramiento
climático, el que es relacionado
con el establecimiento a fines del Cuaternario
de un nuevo período glaciario Ultima
Glaciación (Wisconsin). Ambas circunstancias,
determinaron las condiciones básicas
requeribles para la generación de una
depresión por deflación eólica. Se considera
que ésta última asociada a meteorización,
fueron los procesos dominantes.
Intensos y predominantes vientos provenientes
de un centro anticiclónico establecido
a similares latitudes en la englazada y
occidental zona cordillerana, erosionaron
selectivamente a las débiles sedimentitas
terciarias (Fig. 4B). La deflación y la contemporánea
exportación de los detritos
sueltos meteorizados, llevó a una progresiva
y concentrada exhondación del "núcleo"
terciario, que culminó -en tiempos no precisados-
con el desarrollo de una ovoidal
depresión local, con su eje mayor orientado
al NNE, acorde con la dirección dominante
de los vientos predominantes, constituyendo
un excelente ejemplo de inversión
del relieve.
Inicialmente la depresión se caracterizó por
su escasa profundidad y por sus suaves pendientes
internas. Los autores la definen en
este estadío de su evolución, como morfológicamente
afín a un Pfannen (A. Penck
1913, en Frengüelli, 1957). Este último autor
ha hallado en el término "bandeja", una
adecuada representación morfológica de la
forma de la depresión (Fig. 4C).
Con posterioridad, la naturaleza extremadamente
fría y seca del clima local soporta
un mejoramiento precario, durante un indefinido
transcurso del tardío englazamiento
pleistoceno. Estos breves lapsos en los
que las precipitaciones fueron mayores y la
evapotranspiración menor, han sido diferenciados
como intervalos pluviales (pluvial
intervals).
Durante el mismo, la depresión (Pfannen)
alojó un reducido cuerpo de agua de carácter
efímero (Fig. 4D), definido como un
lago pluvial (pluvial lake). Este expone su
máxima extensión según un rumbo general
al NNE, particularmente debida al accionar
erosivo de su oleaje concordante con la
dirección dominante de los fuertes vientos
(Fig. 4E).
Coincidiendo con el mayor nivel de sus
aguas, hay un coetáneo desarrollo de un
acantilado marginal en el extremo NNE
del ámbito de Pa (nivel superior), cuyos
rasgos primarios aparecen fuertemente modificados
por su erosión posterior (caídas de
rocas, reptaje, flujos).
Un gradual retorno a las condiciones previas
del englazamiento (cambios en temperatura,
precipitaciones), conducen a un intermitente
y progresivo descenso del nivel
del efímero lago.
El proceso aparece morfológicamente expresado
por una sucesión de agrupaciones
de cordones lagunares (3 á 5 asociados y
esencialmente compuestos por gravas),
con intercalaciones de suaves depresiones
(swales). Los conjuntos aparecen dispuestos
en posiciones cada vez más inferiores, coincidiendo
con la progresiva reducción del
cuerpo lacustre (Fig. 4F).
Estas geoformas rematan en un resalto
morfológico muy modificado respecto de
su original pendiente, particularmente por
remoción en masa. Los autores proponen
su consideración como una escarpa de erosión,
también referida a la acción del oleaje
del efímero lago, pero en una situación inferior
y de menor desarrollo.
Para tal consideración genética se ha tomado
muy en cuenta la llamativa coincidencia
observada entre la disposición en planta de
los cordones lacunares y la expuesta por la
propuesta escarpa de erosión.
Se interpreta que la escarpa originalmente
representaba un nuevo límite NNE del efímero
lago a un nivel más inferior, un hecho
que concordaría con una drástica reducción
de su superficie ó volumen. Sus causales
pueden hallarse en evaporación y reducción
de precipitaciones.
Con posterioridad a la desaparición del
lago y bajo las nuevamente instaladas condiciones
frías y ventosas, nuevamente la
deflación exhonda y extiende progresivamente
la depresión alcanzando a exponer
el sustrato local más antiguo, representado
por las volcanitas jurásicas de la Formación
Marifil (Fig. 4G).
A fines del Pleistoceno o comienzos del
Holoceno, las condiciones climáticas mejoran
y la evolución de la depresión se desarrolla
bajo el proceso fluvial (con menor
predominio de la deflación) el que mostró
modificaciones en sus valores a lo largo de
ese lapso, para culminar con las actuales
condiciones semidesérticas que caracterizan
la región extraandina patagónica.
En ese transcurso, la depresión se extendió
a favor de la erosión fluvial preferentemente
hacia el suroeste (Fig. 4H), teniendo como
nivel de base la playa y laguna del Bajo del
Diablo, situada en su sector nornoreste de
mayor profundidad. Adquiere así la superficie
y presente configuración similar a una
lágrima elongada NNE-SSO. Las cabeceras
de los tributarios del innominado troncal
que afluye a la laguna del Diablo, se hallan
separados por una delgada divisoria
del adyacente y más profundo valle del río
Chubut.
CONCLUSIONES
El Bajo del Diablo se halla en el extremo NE de la Provincia del Chubut. Si bien es una de las tantas depresiones que caracterizan la Patagonia Extraandina, su desarrollo y los cambios climáticos locales soportados durante el Cuaternario, han hecho de ésta depresión, un caso particular de análisis. Su génesis y evolución muestra diversas fases: 1) en tiempos más húmedos que son provisoriamente adjudicados al interglacial Sangamon (120.000 años), un protorío Chubut generó un antiguo abanico aluvial de dominantes acumulaciones psefíticas. 2) su degradación expuso un reducido "núcleo" del sustrato local integrado por débiles sedimentitas de las formaciones Río Chico y Sarmiento (arcillitas, tobas arcillosas, tufitas, tobas, areniscas tobáceas), rodeado por las más resistentes psefitas 3) una drástica modificación climática local relacionada con la Última Glaciación (Wisconsin) y la presencia de un centro anticiclónico en la lejana Cordillera, determinaron condiciones ventosas, secas y de bajas temperaturas en el área, las que favorecieron el fenómeno de la deflación. 4) este proceso rápidamente degradó diferencialmente al núcleo terciario, provocando su progresiva exhondación y la formación de una depresión morfológicamente afín a un Pfannen (A. Penck 1913) o una bandeja (Frengüelli, 1957). 5) el establecimiento de un temporalmente indefinido y húmedo intervalo pluvial, llevó a la formación de un lago que ocupó la depresión. Su existencia está probada por la sucesión de cordones litorales y swales reconocida y dispuesta en posiciones progresivamente más inferiores. 6) Esto último -que pone en evidencia la progresiva reducción del cuerpo lacunar y el carácter efímero del mismo- es relacionado con un retorno a las rigurosas y previas condiciones del englazamiento 7) el fenómeno de la deflación nuevamente promueve un coetáneo proceso de profundización. Durante el mismo, se produce la exhumación del basamento volcánico jurásico de la región (Formación Marifil) y la exposición superficial en el interior del bajo, de su suave y bajo relieve. 8) Culmina la evolución con una notoria mejoría climática (Holoceno?) y la expansión de la depresión principalmente a favor de la erosión fluvial, secundariamente asistida por la remoción en masa.
AGRADECIMIENTOS
Los autores expresan su reconocimiento al SEGEMAR por haber facilitado fotogramas e imágenes satelitales, para el logro del objetivo de este estudio. Asimismo agradecen al Lic. Fernando Miranda, por su desinteresado aporte confeccionando los esquemas de la figura 4.
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Recibido: 17 de julio. 2012
Aceptado: 16 de junio, 2013