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El área de estudio se ubica en el litoral atlántico septentrional de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Argentina), en el sector comprendido entre Punta Sinaí y el cabo Domingo. Su costa está sometida a un régimen macromareal y al intenso oleaje proveniente predominantemente desde el noreste. Mediante el mapeo e interpretación de las unidades geomorfológicas (Figura 1), de las dataciones radiocarbónicas de muestras de Mytilus edulis y Retrotapes exalbidus (Tabla 1) y de los datos altimétricos obtenidos con GPS diferencial, se reconstruyó su evolución paleoambiental a partir del Pleistoceno tardío. Las condiciones de nivel del mar bajo durante el Último Máximo Glacial (125 ±5 m por debajo del nivel actual según Fleming et al. 1998), favorecieron el desarrollo de incisiones hídricas erosivas generando y profundizando cañadones y valles preexistentes, actualmente ocupados por el arroyo Gamma, el río Chico y la laguna Las Vueltas entre otros. Estas incisiones fueron labradas en depósitos glaciarios y glacifluviales del Pleistoceno, en sedimentitas marinas terciarias de la Formación Carmen Silva y en depósitos litorales de la Formación La Sara (EIO 5e; Bujalesky 2007). El ascenso del nivel del mar generado por el derretimiento de los glaciares alcanzó su máximo durante el Holoceno medio, hace aproximadamente 6.000 años A.P. En la zona de estudio se desarrollaron dos ambientes de bahía donde el mar ingresó más profundamente debido a la gran superficie sumergida entre los depósitos glacigénicos ubicados al norte (Punta Sinaí) y las sedimentitas terciarias que permanecieron emergidas. Geomorfológicamente, esta transgresión marina queda registrada por la presencia de paleoacantilados conformados por sedimentitas terciarias de la Formación Carmen Silva coronadas en distintos sectores por depósitos litorales pleistocénicos (Figura 1). Al pie de estos antiguos acantilados se desarrollaron espigas y barreras litorales que obturaron facies estuarinas y ambientes de albúfera en los valles. Las dataciones asociadas a estos depósitos litorales arrojan edades de 4.620 ±70 (Isla y Bujalesky 2000), 5.552 ±48 (TF1; Bujalesky 2007), 5.918 ±44 (RCH-1 M2; Santiago 2007) y 6.091 ±50 años 14C A.P. (RCH-7). A su vez, una muestra recolectada en un conchero de origen antrópico, situado en depósitos eólicos que cubren cordones litorales considerados equivalentes, arrojó una edad de 5.325 ±61 14C A.P. (RCH-6). En base a la información obtenida de los perfiles topográficos realizados en la zona, la altitud de estos depósitos litorales se encuentra entre 1,55 y 2,68 m por encima del nivel de la berma de tormenta actual, mostrando un gradual descenso del nivel relativo del mar hasta la actualidad. Por otra parte, la morfología de los depósitos litorales correspondientes al Holoceno medio indica en general un sentido del transporte de sedimentos hacia el noroeste. Este sentido inverso a la deriva regional actual se produjo debido a las corrientes inducidas por las olas dentro de los ambientes de bahía, de modo similar a lo que ocurría en la bahía San Sebastián (Isla et al. 1991; Bujalesky 2007), donde dicha circulación perdura hasta la actualidad y estaría asociada a procesos de difracción y refracción de los frentes de ola oceánicos. A partir del Holoceno medio comienza a producirse gradualmente el relleno de ambas paleobahías. A resguardo de los depósitos glaciarios de Punta Sinaí se depositaron cordones litorales conformando una planicie incipiente, posiblemente en forma de espiga cuspada, similar a la desarrollada en cabo Vírgenes o en punta Bustamante al noreste del río Gallegos. El sucesivo retroceso del acantilado y la progresiva ?canibalización? de estos depósitos litorales con una deriva litoral al sur habrían aportado los detritos necesarios para la conformación de las planicies de cordones litorales que se reconoce actualmente (Isla y Bujalesky 2000). El desarrollo de estos depósitos fue condicionando la posición de la desembocadura del río Chico, haciéndola migrar 35 km aproximadamente hacia el sur (Codignotto y Malumián 1981; Bujalesky 1998). En las planicies de cordones litorales las edades radiocarbónicas obtenidas son de 3.384 ±39 (RCH-3), 2.890 ±50 (LP-1073; Isla y Bujalesky, 2000) y 1.235 ±42 años 14C A.P. (RCH-8). A su vez, en cercanías de la costa y entre sedimentos eólicos que cubren esta planicie se detectó un conchero datado en 2.002 ±44 14C años A.P. (RCH-9). La etapa final de colmatación de los ambientes de bahía se produjo durante el Holoceno tardío. Esta situación favoreció el desarrollo de espigas longitudinales en la porción sur del área de estudio, algunas de ellas con sentido inverso a la deriva regional (RCH-5: 747 ±35, Montes y Bujalesky 2012; RCH-10: 667 ±43; RCH-11: 727 ±40 años 14C A.P.) y cuya longitud habría alcanzado hasta 3,42 km. Estas espigas presentan internamente evidencias de migración por rodamiento transgresivo (rollover; Montes y Bujalesky 2012), y preservan a resguardo facies estuarinas y de marisma. En esta etapa madura de rectificación de la línea de costa, prevalecen los procesos erosivos y se reconocen eventos esporádicos de sobrelavado en la porción distal de la espiga desarrollada al sur (Bujalesky 1997) asociados a escasez en la disponibilidad de sedimentos. De esta manera se ha detenido la progradación de la planicie de cordones litorales generando la interrupción del carácter regresivo adquirido a partir del Holoceno medio a pesar del descenso relativo del nivel del mar. A su vez, la dinámica de la zona estuarina se encuentra fuertemente influenciada por su capacidad erosiva durante las bajantes y por los eventos de sobrelavado mencionados, que contribuyen en la migración de la ubicación de la desembocadura del río.

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