EL SIGNIFICADO PALEOCEANOGRÁFICO DE LA DISTRIBUCIÓN DE ÓPALO Y CUARZO EN EL PACÍFICO SUDORIENTAL

Trabajo recibido el 10 de septiembre de 1990 y aceptado para su publicación el 14 de marzo de 1991.

RESUMEN

INTRODUCCIÓN

La circulación oceánica a lo largo de la costa pacífica de Sudamérica está interrelacionada a procesos de surgencias y por consiguiente, algunas de sus masas de agua asociadas, se caracterizan por presentar una alta productividad primaria, la que a su vez, sostiene una de las regiones de pesquerías más importantes del mundo.

La circulación oceánica, en interrelación con el campo eólico de esta región, es modificada estacionalmente; de tiempo en tiempo tan drásticamente, que causa reducción notoria en las pesquerías; por ejemplo, durante la presencia de el fenómeno oceanográfico "El Niño" (Pérez-Cruz y Molina-Cruz, 1988). Por lo tanto , ya sea por razones científicas o económicas, es importante estudiar las causas y consecuencias del cambio climático de esta área. Una forma de aproximarse a éste objetivo, es mediante estudios paleoceanográficos; en particular, analizando las modificaciones de la circulación oceánica que han ocurrido en un tiempo largo (miles de años), y que por lo tanto han quedado registradas en los sedimentos que se acumulan bajo las corrientes.

Anteriormente, el presente autor demostró que el análisis distributario de los constituyentes silíceos, en los sedimentos marinos profundos, es uno de los más útiles para realizar estudios de paleocirculación cuaternaria a lo largo de la costa pacífica de Sudamérica. (Molina-Cruz, 1977a; Molina-Cruz y Price, 1977; Molina-Cruz, 1984). En consecuencia, para aumentar nuestro conocimiento en éste sentido, en el presente trabajo se reanaliza la distribución sedimentaria de ópalo y cuarzo en el Pacífico Sudoriental, abarcando una mayor cobertura geográfica y de tiempo (geológico). Para el análisis estratigráfico, se consideran 4 núcleos localizados a lo largo del margen continental sudaméricano; los que han sido cronoestratigráficamente correlacionados mediante su registro isotópico de oxígeno (δ 18 O). La determinación del contenido de ópalo y cuarzo en los sedimentos fue, realizada por medio de difracción de rayos-X, siguiendo el método de Ellis, (1972).

La costa Pacífica de Sudamérica experimenta clima tropical entre aproximadamente las latitudes 10ºN y 6ºS; clima desértico entre 6ºS y 33ºS y clima periglacial entre las latitudes medias y altas. No obstante, debido a intensas surgencias costeras y a que las corrientes superficiales van de latitudes altas hacia latitudes bajas (Fig. 1), la mayoría de las aguas a lo largo de la costa son relativamente más frías que las aguas en mar abierto a la misma latitud. (Molina-Cruz, 1984). La mayor parte del transporte superficial en el Pacífico Sudoriental esta orientado en dirección Oeste y Este: al norte de la latitud 20ºS, los vientos alisios empujan las corrientes hacia el oeste; mientras que al sur de 34ºS, la "deriva occidental éolica" ("the westerlies"), arrastra las corrientes hacia el este. Parte de este último transporte, al alcanzar la costa de Sudamérica, es desviado hacia el norte, formando parte de un giro anticiclónico. (Fig. 1).

Las características físicas de las masas de agua superficiales del Pacífico Sudoriental, son definidas por la circulación de la capa mezclada y por diferencias en el intercambio de temperatura y humedad con la atmósfera. El agua muy fría (-2 a 3ºC) y de baja salinidad (33.2 a 34.2 ppm) entre la costa Antártica y el "Frente Polar" (Gordon, 197la; 1971b), se conoce como Agua Superficial Antártica (AASW). Esta masa de agua esta asociada principalmente con la circulación de la Corriente Circumpolar Antártica (hacia el este) y con la circulación difusa cerca de la costa antártica, que es inducida por los "vientos del este" ("estériles"). El "roce" y transporte Ekman producido entre estas dos corrientes, origina zonas de divergencia, con emergencia de agua profunda, alto contenido de nutrientes y en consecuencia alta productividad primaria (Reid, 1962). Estas características no son siempre conservadas por las masas de agua y probablemente varían durante el año, debido a las fluctuaciones del viento, la cantidad de hielo alrededor de la Antártida y la cantidad de luz penetrando en la zona fótica.

Entre la latitud 50-60ºS, a lo largo del Frente Polar, (Fig. 1), el agua Antártica Superficial se mezcla y se sumerge bajo la masa de agua Subantártica Superficial (SAASW). Esta última, se distribuye regionalmente entre el Frente Polar y la Convergencia Subtropical (Wyrtki, 1967; Gordon, 1971c), mostrando un gradiente amplio de temperatura (3 a 18ºC) que crece de sur a norte. La masa de agua Subantártica es arrastrada hacia el este por la "deriva occidental eólica" y cuando alcanza la costa de Sudamérica, se bifurca cerca de la latitud 47ºS (Silva-Sandoval y Neshyba, 1977). Una rama se desvía hacia el sur como la Corriente Cabo de Hornos, mientras que la otra fluye al norte como parte del sistema de corrientes Chile-Perú. (Sistema Humbold).

Figura 1. Circulación generalizada del Pacífico Sudoriental. Las flechas con líneas continua indican corrientes superficiales; mientras que las de línea punteada señalan corrientes sub-superficiales 1) Corriente sub-superficial Ecuatorial; 2) Contracorriente del Perú; 3) Contracorriente Norecuatorial; 4) Corriente Surecuatorial; 5) Corriente del Perú cosiera; 6) Corriente del Perú oceánica; 7) Corriente de Chile; 8) Corriente Cabo de Hornos; 9) Corriente Circumpolar 10) Corriente de Falkland. Los frentes oceánicos indicados son: F.E= Frente Ecuatorial; C.S= Convergencia Subtropical; F.P= Frente Polar.

Cerca de la costa, entre la latitudes 33º y 44º S, la salinidad del agua Subantártica es reducida a 33 ppm por una copiosa precipitación pluvial y escurrimiento acuoso (Paskoff, 1977). Conforme esta agua avanza más al norte, su salinidad aumenta mediante mezcla y evaporación, alcanzando 35 ppm cerca de 23º S. Este flujo hacia al norte, conocido como la Corriente de Chile , interrumpe la orientación latitudinal de la Convergencia Subtropical, desviándola hacia el norte cerca del meridiano 90 W y desvaneciéndola cerca de la latitud 23º S. (Fig. 1). La Corriente de Chile, al llegar a la latitud 20º S, alimenta solo parcialmente a la Corriente del Perú (Molina-Cruz, 1984); ya que, la configuración de la costa y el campo de vientos (Wyrtki y Meyers, 1975a) la desvían mayoritariamente hacia el oeste, donde se mezcla con el agua Subtropical (SSW) que es acarreada por la Corriente Surecuatorial.

Al norte de la latitud 20° S, la circulación oceánica y el carácter físico de las masas de agua es notoriamente influenciado por el campo de los vientos alisios del sureste. Estos vientos sostienen surgencias intensas de la costa del Perú y a lo largo del ecuador, (Pak y Zaneveld, 1974; Molina-Cruz, 1984), dirigen el desplazamiento de agua más grande hacia el oeste del Océano Pacífico (la Corriente Surecuatorial), e indirectamente, influencian la circulación sub-superficial: La circulación superficial define la distribución de temperaturas en la capa mezclada y por consiguiente el de la densidad; la que a su vez, define el campo de presión y consecuentemente la circulación subsuperficial.

A lo largo de la costa norte de Sudamérica, el agua producida mediante surgencias costeras alimenta mayoritariamente el Sistema de Corrientes del Perú, que fluye hacia el noroeste. Por consiguiente, este sistema se caracteriza por acarrear aguas relativamente más frías (16 20ºC) y ricas en nutrientes que las adyacentes. Gunter señaló, desde hace mucho tiempo (1936), que el Sistema de Corrientes del Perú está compuesto por una rama costera y por una rama oceánica, entre las cuáles fluye la Contracorriente del Perú (la mayor parte del tiempo como una corriente sub-superficial). En ocasiones, este flujo, hacia el sur se detecta hasta la latitud 40ºS. (Silva-Sandoval y Neshyba, 1977).

La Corriente Surecuatorial Pacífica fluye hacia el oeste entre las latitudes 15°S y 14°N, llevando agua Subtropical (SSW); la cual, en la frontera norte de dicha corriente, se mezcla con el agua Tropical (TSW) que es acarreada por la Contracorriente Norecuatorial; tal mezcla, define el "Frente Ecuatorial (Fig. 1). El agua Tropical, al igual que el agua Subtropical, es caliente (T>24º C); sin embargo, la primera por formarse bajo un área de alta precipitación pluvial, tiene una salinidad que es notoriamente más baja que la de la segunda. (aprox. 33 ppm vs 35 ppm). Entre estas dos aguas se origina el agua Ecuatorial (ESW), adquiriendo propiedades físicas intermedias. (Sal. aprox. 34 ppm). Tales características, sin embargo, no resultan solo de la mezcla entre las aguas Subtropical y Tropical, sino también de la advección del agua de la Corriente del Perú y de las surgencias ecuatoriales que están asociadas a la (Contra) Corriente Ecuatorial Subsuperficial (Fig. 1; Wyrtki, 1967; Stevenson y Taft. 1971; Christensen, 1971; Pak y Zaneveld, 1974). Esta corriente subsuperficial, conocida también como "Corriente de Cronwel", se hace más somera del oeste al este, emergiendo y contribuyendo a las surgencias ecuatoriales que se observan cerca de las Islas Galápagos; consecuentemente, alimentando en forma importante a la Corriente Surecuatorial y a la Contracorriente del Perú (Wrytki, 1967; Molina-Cruz, 1984)

Los rasgos fisiográficos del Pacífico Sudoriental se esquematizan en la Figura 2, tomando como base el mapa batimétrico elaborado por Chase et al. (1976). El Pacífico Sudoriental, tal como se define regionalmente en este trabajo, tiene a la Dorsal Pacífico Oriental ("East Pacific Rise") y a la Cordillera Antártico Pacífica ("Pacific Antarctic Ridge") como frontera occidental; mientras que el margen sudamericano y el Paso de Drake marcan la frontera oriental. A lo largo del margen continental sudaméricano, se localiza a al Trinchera Chile-Perú; definida batimétricamente, solo entre el ecuador y la latitud 34 S, porque más al sur ha sido rellenada por el aporte terrígeno (Hayes, 1966).

El centro de dispersión tectónica "Galápagos" ("Galápagos" Spreading Centre") se dispone sobre la frontera norte del Pacífico Sudoriental. Este centro de dispersión tectónica así como los rasgos fisiográficos: "Elevación Chile", Elevación Sala y Gómez", y "Cordillera Chile", se describen orientados en forma más o menos latitudinal, entre la Dorsal Pacífica Oriental y el margen sudaméricano; consecuentemente, delineando las cuencas mayores (Fig. 2). Hacia el sur de la "Cordillera Chile" ("Chile Rise"), está la Cuenca del Sudeste o de Bellingshausen; entre la "Cordillera Chile" y las "Elevaciones Nazca-Sala y Gómez", esta la Cuenca de Chile; y entre dichas elevaciones y el centro de dispersión tectónica "Galápagos", están localizadas la Cuenca de Bauer y la Cuenca del Perú.

Numerosas zonas de fracturas atraviesan en forma más o menos normal a la Dorsal Pacífica Oriental, a la Cordillera Antártico-Pacífica y a la Elevación Chile (Mammerickx, 1975). Algunas de estas fracturas son tan grandes que desalinean notoriamente la orientación de la Cordillera Antártico-Pacífica; por ejemplo las llamadas "Glomar" y "Eltanin" (Heezen, et al, 1968). Las fracturas sobre las cordilleras influyen en la circulación del fondo; ya que a través de ellas hay escurrimiento de agua o paso de corrientes de fondo (Gordon, 1966; Heezen et al., 1968; Laird, 1971).

La Corriente Circumpolar Antártica se manifiesta principalmente como un flujo superficial (Fig. 1); sin embargo, ya que este no es atenuado en forma considerable con respecto a la profundidad (Stomel, 1958; Gordon, 1967; 1971a), participa en forma importante en la circulación abisal. En el fondo de la Cuenca del Sureste (ó Bellingshausen), la Corriente Circumpolar experimenta una ramificación hacia el norte (Fig. 2; Warren, 1973); la que aunque restringida por las elevaciones y cordilleras, se escurre a través de las fracturas y de la Trinchera Chile-Perú (Lonsdale, 1976).

Figura 2. Batimetría (Chase et al., 19761 rasgos fisiográficos y corrientes de fondo (Lonsdale, 1976). Los contomos batimétricos se expresan en metros (X 1000). Los números inscritos en círculos indican: 1) la depiesión Bauer; 2) la Cuenca Perú; 3) la Cuenca de Chile; 4) la Cuenca del Sudeste o de Bellingshausen; 5) el Paso de Drake. E.F.Z= Zona de la factura "Eltanin".

La distribución de sedimentos en el mar profundo (más de 1000 m) es controlada principalmente por la batimétria, por el aporte biógeno asociado a la circulación y por el carácter del aporte terrígeno. En el Pacífico Sudoriental, al norte del Frente Polar, (Fig. 1), los sedimentos sobre las cordilleras (Fig. 2) son ricos en carbonatos (hasta 93% del peso; Rosato et al., 1975), y los de las cuencas de arcillas minerales café. Estas arcillas contienen fierro, el cuál decrece en concentración de la Dorsal Pacífico Oriental a la costa suramericana. El aporte terrígeno se manifiesta a lo largo del margen continental; sin embargo, restringido a una franja relativamente angosta, porque la Trinchera Chile-Perú atrapa mucho de este aporte terrígeno. Bajo el frente polar (un poco hacia el sur) y alejado del aporte terrígeno es común encontrar "ooze silíceo", consecuente de una productividad primaria alta.

En la periferia de la Antártida y de la Patagónica, así como en el Paso de Drake, encontramos arenas limosas y arcillas limosas que son texturalmente transicionales; es decir, que transgreden de guijarros galcio-marinos (fácilmente identificables) a arcillas pelágicas abisales. Los detritus glacio-transportados decrecen conforme hay alejamiento del continente Antártico. En el fondo de la Cuenca del Sudeste, el aporte terrígeno y las corrientes de turbidez y de fondo controlan el patrón sedimentario (Heezen et al., 1968; Godell et al., 1971).

La Corriente Circumpolar Antártica (Fig. 2), que se extiende en profundidad hasta el fondo del mar, ha causado una gran erosión en la región bajo su paso, al menos durante el último millón de años (Godell y Watkins, 1968); por consiguiente, es común encontrar tasas de sedimentación relativamente bajas y hiatus en la columna estratigráfica de ésta región (Molina-Cruz, 1979). La Corriente Circumpolar además, barre iones metálicos de la Cordillera Antártico-Pacífica hacia la Cuenca del Sureste y el Paso de Drake, precipitándolos sobre campos de nódulos de manganeso (Godell et al., 1971).

Ciento sesenta y cuatro muestras de sedimento del Pacífico Sudoriental, fueron analizadas para establecer la distribución geográfica de los componentes silíceos; ópalo y cuarzo (Figs. 3 y 4). Estas muestras, provenientes de núcleos de gravedad, fueron proporcionadas a éste autor, por la Universidad Estatal de Oregón (travesías "Yaloc"), por la Universidad de Florida (travesías del B/O " Eltanin"), y por el Observatorio geológico "Lamont-Doherty" (travesías de los B/O "Conrad" y "Vema"), de Estados Unidos de América. La localización de dichos núcleos se muestra tanto en la Figura 3 como en la Figura 4. Su posición, sin embargo, no está expresada en una tabla por ahorrar espacio. Si éstos datos (latitud, longitud y profundidad) son necesarios, por favor solicítelos directamente al autor de este trabajo).

Figura 3 Distribución de ópalo en los sedimentos superficiales de Pacífico Sudoriental. Los valores de los contornos indican porcentajes por peso del sedimento (libre de carbonatos) El espacio entre contornos es irregular para realzar rasgos importantes.

Figura 4. Distribución de cuarzo en los sedimentos superficiales del Pacífico Sudoriental. Los valores de los contornos indican porcentajes por peso del sedimento (libre de carbonatos y ópalo).

De cada uno de los 164 núcleos seleccionados para el estudio superficial, se tomaron 5 cm³ de sedimento de su "cima": por lo tanto, se supone que estas muestras representan condiciones del Holoceno. Se hace la observación sin embargo, de que ésta suposición pude no ser válida para el caso de los núcleos que fueron colectados en la región influenciada (¿ erosionada ?) por la Corriente Circumpolar Antártica.

Anteriormente, con parte de cada una de las muestras utilizadas aquí, Molina- Cruz (1978) hizo un estudio paleocenaográfico en esta región, analizando la distribución de radiolarios. Consecuentemente, considerando que los restos de los radiolarios están compuestos de sílice, esta información ha sido incluida en el mapa de la distribución de ópalo (Fig. 3); ya que su presencia (o ausencia) en los sedimentos, además de revelar rasgos oceanográficos importantes, indica aspectos sobre el origen y dispersión de este mineral.

Los núcleos utilizados para el estudio estratigráfico, están localizados a lo largo de la costa suramericana; por consiguiente, bajo el sistema de corriente Chile-Perú. De estos núcleos, se tomaron muestras sedimentarias de 5 cm³, dispuestas "estratigráficamente" como se indica en la Tabla 1.

TABLA 1 LOCALIZACIÓN DE LOS NÚCLEOS Y MUESTREO ESTRATIGRÁFICO

La determinación de la concentración de ópalo y cuarzo en los sedimentos marinos, fue llevada a cabo simultáneamente siguiendo el método de difracción de rayos-X desarrollado por Ellis (1972). Este se caracteriza, porque las muestras, antes de ser expuestas a la radiación de rayos-X, son tratadas con ácido acético "amortiguado" para remover la porción carbonatada y "cocidas" a 1000°C, por 24 horas, para convertir la porción opalina en cristobalita.

Las concentraciones de ópalo calculadas mediante éste método, han creado cierta desconfianza en las inferencias de paleoproductividad, ya que éste procedimiento no discrimina el factor impuesto por el cambio en la composición de la matriz sedimentaria ni el impuesto por la diferencia, entre región y región, de la proporción de diatomeas y radiolarios. No obstante, debe observarse que tales efectos son considerables en un marco geográfico de extensión mundial, pero son relativamente intrascendentes en un marco regional. (Moore et al., 1973; Heath, 1976). Esto es particularmente cierto, si solo se consideran los valores relativos para analizar un patrón distributario de acumulación regional.

El contenido de cuarzo se calculó simultáneamente con el del ópalo, en el mismo proceso. Tal acción se llevó a cabo, no solo por reducir esfuerzos, sino también porque el "cocimiento" de las muestras reduce la interferencia de arcillas minerales y realza los picos máximos de cuarzo (Till y Spears, 1969).

Las concentraciones de ópalo y cuarzo de las muestras superficiales, expresadas como porcentajes del peso del sedimento, (libre de carbonatos en el caso del ópalo, y de carbonatos y ópalo en el caso del cuarzo), fueron contorneadas en mapas (Figs. 3 y 4 respec). Puesto que se discutirá que la distribución geográfica del cuarzo tiene relación con la dinámica del campo eólico, se ha incluido en éste trabajo una Figura pertinente (Fig. 5).

A través del tiempo y de localidad a localidad, las tasas de sedimentación generalmente varían (Fía. 6). Este hecho puede enmascarar, mediante dilución, las fluctuaciones "sutiles" de algunos componentes mineralógicos de los sedimentos. Por lo tanto, se decidió estimar "tasas de acumulación" para el cuarzo y el ópalo, siguiendo las recomendaciones de Lizitsin (1971) y van Andel et al., (1975). Las "tasas de acumulación" para cada muestra fueron obtenidas multiplicando: el porcentaje por peso de la variable en cuestión POR la densidad grosa húmeda POR la tasa de sedimentación estimada. El resultado por consiguiente, es expresado en términos de g X cm ² x 1000 años.

Las mediciones isotópicas de oxigeno (δ18 O), hechas sobre las hechas de microfósiles carbonatados, producen registros estratigráficos que son fácilmente correlacionables entre sí; (Fig. 6); ya que ellos muestran, principalmente, fluctuaciones climático-ocenográficas de repercusión mundial (glaciaciones e interglaciaciones) y que por lo tanto, tienen un carácter concurrente. El cambio en la acumulación de hielo en las masas continentales, controla, en gran escala, la composición oxígeno-isotópica de agua del mar y consecuentemente la de las tecas de los organismos que viven en ésta. (Shackleton y Opdyke, 1973).

En los registros oxígeno-isotópicos de los cuatro núcleos empleados en este estudio, fue fácil reconocer fronteras entre estadios de glaciación e interglaciación, así como un máximo relevante en el estadio 2 (Fig. 6). Puesto que la edad de cada una de éstas inflecciones ha sido determinada muy convincentemente, mediante técnicas radiométricas, fue posible establecer un marco "cronoestratigráfico" de referencia para este estudio, a pesar de que los registros oxígeno-isotópicos de los núcleos V15-53 y RC15-61 solo contemplan una parte del tiempo considerado. (Fig. 6). El marco cronoestratigráfico contiene los últimos 127,000 años.

Las edades de cada una de las muestras, dispuestas a lo largo de cada núcleo, se estimaron en base a una interpolación lineal entre las edades de las fronteras isotrópicas más cercanas. Los registros oxígeno-isotópicos para este estudio, fueron proporcionados por el Dr. Nicholas Shackleton de la Universidad de Cambridge, Inglaterra.

Figura 5. Circulación atmosférica generalizada del Pacífico Sudoriental. (Rosato et al., 1975)

En general, la comunidad científica está de acuerdo en que las partículas de ópalo y cuarzo encontradas en los sedimentos profundos (>a 1000 m), son derivados principalmente del plactón y de material terrígeno alóctono, respectivamente. El escurrimiento acuoso, los "icebergs" y el viento acarrean partículas de cuarzo a el océano; mientras que la productividad primaria, asociada a la circulación oceánica (Reid, 1962), controla el aporte de ópalo a los sedimentos (Molina-Cruz y Price, 1977). Puesto que el cuarzo es prácticamente insoluble en el agua de mar y puesto que la disolución de ópalo es independiente de la profundidad (van Andel et al., 1975), juntos pueden "reflejar" tanto la influencia del aporte terrígeno como de la circulación oceánica, más precisamente que otros contribuyentes menos resistentes de los sedimentos (por ejemplo los carbonatos). Es claro, sin embargo, que el reflejo perfecto de los patrones circulatorios superficiales puede ser obscurecido por perturbaciones en el fondo del mar y por efectos de dilución.

Figura 6. Sección estratigráfica basada en registros isotópicos de Oxigeno (18O). Los número sinscritos en círculos, definen estadios climático-giaciales. Las edades (estimadas) entre las fronteras de los estadios de 18O, son las propuestas por Shackleton y Opdyke (1973). Los números romanos en el margen izquierdo de la Figura, representa, "terminaciones" de glaciaciones mayores (Broecker y van Donk, 1970). Los valores dentro de los marcos de los registros, son profundidades en el subsuelo (centímetros).

La presencia de restos de radiolarios, así como el patrón distributario de ópalo en los sedimentos superficiales (Fig. 3) refleja, en general, la circulación oceánica en la "capa mezclada". Tecas de radiolarios y concentraciones de ópalo mayores al 5% del peso del sedimento (libre de carbonatos) se presentan bajo el margen del giro anticiclónico; es decir abajo de las áreas donde se definen bien las corrientes superficiales (Fig. 1). Donde ocurren divergencias horizontales, como a lo largo del ecuador y áreas adyacentes al "Frente Polar Antártico", las concentraciones de ópalo son altas. En el centro del giro anticiclónico se define una convergencia y en consecuencia, debido a un restablecimiento insuficiente de nutrientes, se presenta una productividad primaria pobre. Esto tiene como resultado, que la tasa de aporte de ópalo a los sedimentos bajo el centro del giro, sea excedida por la tasa de solución (Lisitzin, 1971; Heath, 1976).

A lo largo del margen continental, los efectos de la dilución terrígena y de la circulación vertical (surgencias y sumergencias; "upwelling and downwelling") están sobrepuestos a el patrón distributario de ópalo. Un fuerte escurrimiento acuoso desde la región lagunar y de fiordos en Chile (Scholl et al., 1970; Paskoff, 1977), así como el derretimiento de icebergs provenientes de la Antártida, aportan grandes cantidades de partículas terrígenas que diluyen la concentración de ópalo. La cantidad de detritus terrígenas derivados en el sur de Chile es tan grande, que la "trinchera Chile-Perú", en esas latitudes, ha sido rellenada con sedimentos (Hayes, 1966). La sumergencia de aguas ("downwelling") reduce la productividad primaria; luego entonces, la sumergencia asociada con el flujo hacia el sur de la Corriente Cabo de Hornos, también contribuye a explicar la casi nula concentración de ópalo a lo largo de la costa sur de Chile.

El margen continental del Perú no presenta grandes concentraciones de ópalo, aunque es un área de alta productividad primaria y esta aparentemente "escudado" del aporte terrígeno por la "trinchera Chile-Perú". Tampoco hay ríos grandes a lo largo de la costa peruana, pero debe considerarse que ésta está desprovista de vegetación y es por lo tanto susceptible de aportar grandes cantidades de detritus al océano, durante la época de lluvias y tormentas; por ejemplo, durante la presencia de "El Niño" (Pérez-Cruz y Molina-Cruz, 1988); por consiguiente, causando también dilución del ópalo. La examinación microscópica de los sedimentos de la costa del Perú, muestra micro-organismos silíceos bien preservados y diluidos por detritus terrígenos. Intensas surgencias, recirculando a las tecas silíceas antes de alcanzar el fondo (Diester-Haass, 1976), y/o una rápida disolución (Zhuze, 1972; Heath, 1976) pueden contribuir también a producir bajas concentraciones de ópalo a lo largo de la costa peruana.

La mayoría del cuarzo contenido en los sedimentos oceánicos es producto del aporte terrígeno (vea referencias en Molina-Cruz y Price, 1977). En consecuencia, el patrón distributario de cuarzo (Fig. 4) refleja el transporte potencial o carácter de los agentes que cargan detritus de tierra al océano y subsecuentemente, el efecto de redistribución superpuesto por la circulación oceánica.

La cordillera Andina se extiende a lo largo de la costa occidental de Sudamérica, interfiriendo la circulación de los vientos de la troposfera baja (Fig. 5). Por lo tanto, también mostrando una gran influencia en el carácter del clima a lo largo de la costa. Aproximadamente al sur de la latitud 40 S, los vientos húmedos del oeste, incidiendo sobre los Andes, causan precipitación; mientras que al norte de la latitud 25 S, los vientos alisios del sureste (secos), yendo "mar afuera", inhiben la precipitación. La lluvia es tan común en la punta austral de Sudamérica, que Bahía Félix, en el occidente del Estrecho de Magallanes, tiene un promedio de 325 días de lluvia por año (Riordan, 1970). Consecuentemente, el gran aporte fluvial en el sur de Chile, así como el derretimiento de "icebergs" provenientes de la península Antártica, aportan abundantemente cuarzo dentro del Paso de Drake y las áreas vecinas (Fig. 4). La alta concentración de cuarzo que se observa en un área pequeña de la costa de Sudamérica, a los 37 S (lat.), corresponde a la desembocadura del río más caudaloso de Chile; el río Bio-Bio.

Al norte de la latitud 25°S, el cuarzo de distribuye en forma de una lengua que se extiende en la misma dirección de los vientos alisios del sureste (compare las Figuras 4 y 5); por consiguiente, apoyando la idea de que el transporte eólico influye en ésta distribución (Molina-Cruz y Price, 1977). Las concentraciones de cuarzo, cercanas a las regiones de gran escurrimiento acuoso, son generalmente mayores al 20% del peso del sedimento (libre de carbonatos y ópalo), mientras que en las áreas donde el cuarzo de considerado como producto del transporte eólico, son alrededor del 10 al 15% del peso del sedimento.

En la Figura 4, se observa que la acumulación de cuarzo no solo decrece "mar afuera", sino también que las concentraciones de cuarzo mayores al 5% del peso del sedimento, siguen algunas de las corrientes superficiales que conforman el giro anticiclónico Subtropical (Fig. 1). Puesto que el viento maneja a las corrientes superficiales, no hay sorpresa al observar que el patrón circulatorio oceánico y el campo eólico, están en fase con la distribución de cuarzo (compare Figs. 1, 4 y 5). Hay amplias evidencias de que el cuarzo es transportado por el viento (vea referencias en Molina-Cruz y Price; 1977), pero hay muy pocas de que éste sea transportado por las corrientes oceánicas (Foger, 1970). No obstante, conociendo que el material detrital es transportado en suspensión por las corrientes oceánicas (Jacob y Ewing, 1969; Chester et al., 1972; Pierce, 1976), es posible suponer que las partículas más finas de cuarzo, depositadas por los vientos alisios en el Pacífico Subtropical, sean transportadas aún más "mar afuera" por la Corriente Surecuatorial. También, es posible suponer que los vientos de la "deriva occidental" en la región Subantártica y el flujo al sur de la Corriente Cabo de Hornos eviten que las concentraciones de cuarzo se extiendan lejos de la costa de Chile.

El flujo hacia el oriente de la Corriente Circumpolar Antártica, que sostiene sus máximas velocidades a lo largo del Frente Polar, se extiende hasta el fondo del océano con muy poca atenuación (Stommel, 1958; Gordon, 1967; 1971a). Donde ésta circulación circumpolar es interceptada por la Cordillera Pacífico- Antártica (Fig. 2), se producen surgencias de agua profunda (Gordon, 197la) que inducen una alta productividad primaria y consecuentemente altas concentraciones de ópalo en la región y "corriente abajo" (Fig. 3). La Corriente Circumpolar Antártica se desvía ligeramente al norte donde es interceptada por la Cordillera Pacífico-Antártica, cruzándola subsecuentemente en la zona de la fractura "Eltanin" (Gordon y Goldbert, 1970). El acanalamiento de la Corriente Circumpolar a través de la fractura produce corrientes de fondo intensas y altamente erosivas (Gordon, 1966; Heezen et al., 1968). La "erosión selectiva" ("winnowing") producida por estas corrientes, parece influenciar la distribución de cuarzo que ha sido transportado y liberado por los "icebergs" incorporados en la Corriente Circumpolar; probablemente en la vecindad del Mar de Ross. Dentro de la Fractura Eltanin, la distribución de cuarzo (Fig. 4) muestra una lengua que se extiende hacia el oriente, en la misma dirección que las corrientes de fondo, las que aparentemente, están erosionando selectivamente ("winnowing out") a las arcillas pobres de cuarzo, dejando a los detritus más gruesos, ricos en cuarzo (Fisher, 1968).

En el punto anterior, se demostró que el patrón distributario de cuarzo en los sedimentos del fondo marino, refleja en parte a la circulación eólica de la troposfera baja, y que la distribución de ópalo, refleja aspectos de la circulación oceánica superficial.

Por consiguiente, puesto que la circulación eólica y la circulación de la superficie del mar están muy relacionadas (Duxbury, 1971), es de esperarse que a través del tiempo, los registros estratigráficos de cuarzo y ópalo hayan fluctuado correspondientemente, como resultado de los eventos paleocenaográficos.

En un principio, se considero el utilizar 6 núcleos para el estudio paleocenaográfico (los cuatro incluidos en la Tabla 1 y los núcleos RC17-213 y V17-92; Molina-Cruz, 1979). No obstante, la gran diferencia en tasas de sedimentación, entre los cuatro núcleos localizados al norte de la latitud 45 S. y los dos más al sur, (cm vs. mm en una escala de miles de años), impidió el construir una sección que abarcara toda la costa de Sudamérica. Luego entonces, solo los cuatro núcleos incluidos en la Tabla 1 se utilizaron, basando su correlación cronoestratigráfica en sus registros isotópicos de oxígeno (& 18 O; Fig. 6).

De acuerdo a la distribución moderna del cuarzo (en Fig. 7), las localizaciones de los núcleos V19-29 y Y71-6-12 reciben cuarzo mediante el transporte de los vientos alisios del sureste; mientras que los núcleos V1553 y RC15-61, por estar en la vecindad de la desembocadura del río Bio-Bio, reciben la mayoría de su cuarzo mediante el transporte fluvial. Por consiguiente, las fluctuaciones estratigráficas del cuarzo en los núcleos V19- 29 y Y71-6-12 se consideran como un registro de variaciones del agente eólico (los vientos alisios del sureste); en tanto que dichas fluctuaciones en los núcleos V15-53 y RC15-61, se consideran como el registro de las variaciones del escurrimiento fluvial. En ambos casos, la siguiente relación es asumida: "a mayor intensidad del agente erosivo, en la parte continental, mayor aporte de cuarzo". Consecuentemente, utilizando los registros estratigráficos del cuarzo en los núcleos V19-29 y Y71-6-12 (Fig. 7), se hacen las siguientes inferencias sobre paleo-circulación en la región: durante el estadío isotópico 5 (δ18 0 stage 5), los vientos alisios, en general, mostraron una intensidad no muy desigual a la presente; (ésta fue ligeramente mayor en la localidad Y71-6-12); pero hace aproximadamente 75 000 años, en el contacto isotópico 415 (Shakcleton y Opdyke, 1973), los vientos alisios se intensificaron, permaneciendo así durante todo el estadío glacial 4.

Figura 7. Registros estratigráficos de contenido de cuarzo. Los valores de las muestras, a lo largo de los núcleos, están ubicados deacuerdo con la sección estratigráfica de 18O, que se muestra en la Figura 6.

La parte inferior del estadío isotópico 3 es un tiempo geológico con vientos relativamente "débiles" mientras que la parte superior de este estadío y todo el estadío glacial 2, experimentaron vientos alisios tan intensos como los del estadío galcial-4 (Molina-Cruz, 1977b). La intensificación de los vientos alisios en este tiempo, aparece concurrente con la contracción y desplazamiento hacia el norte del centro del giro anticiclónico (Luz, 1973). Los registros de cuarzo a lo largo de los núcleos V15-53 y RC15-61, más al sur (Fig. 7), no se contraponen con ésta sugerencia, ya que señalan durante el estadío isotópico 2, que el aporte fluvial fue incrementado significativamente, en consecuencia al desplazamiento hacia el norte de la región de alta precipitación (Scholl et al., 1970; Paskoff, 1977). Hace aproximadamente 11,000 años, los vientos alisios se relajaron, estableciéndose las condiciones modernas.

Considerando en la Figura 3, la posición geográfica de los cuatro núcleos estudiados aquí, es posible concluir que el ópalo es un constituyente sedimentario, claramente tangible, solo en los núcleos V19-29 y Y71-6-12. En éstas localidades, el ópalo excede el 10% del peso del sedimento (libre de carbonatos). Tal aporte, en éste caso, está relacionado a la dinámica oceánica ecuatorial; la cual presenta frecuentemente emergencia de agua rica en nutrientes, vía la Corriente Ecuatorial Subsuperficial (Corriente de Cronwell) y la Contracorriente del Perú (vea marco oceanográfico). Es importante por lo tanto, hacer notar que se han observado dos mecanismos de surgencia para dichas corrientes: 1) cuando la corriente superficial no se contrapone al flujo subsuperficial y 2), cuando los vientos alisios soplan paralelamente al ecuador geográfico, causando divergencia por transporte Ekman (Christensen, 1971; Stevenson y Taff, 1971; Pak y Zaneveld, 1974; Molina-Cruz, 1984).

La relación entre la producción de ópalo y la emergencia de aguas ecuatoriales subsuperficiales, es apoyada por la correspondencia en fluctuaciones de sus respectivos registros estratigráficos (Fig. 8); tal como lo hicieron notar Pisias (1974) y Molina-Cruz (1978). Con este antecedente, es posible tratar de explicar el significado paleocenográfico del registro temporal de ópalo en ésta región, enmarcandolo en la cronoestratigrafía isotópica de oxigeno (&18 O) y en la dinámica eólica, propuesta por el registro de cuarzo (Fig. 9).

Figura 8 Variación estratigráfica del contenido de ópalo en los núcleos V19-29 y Y71-6-12; y de un conjunto de radiolarios, afín a las aguas de la Corriente sub-superficial Ecuatorial, en el núcleo V19-29 (Molina-Cruz, 1978). Los valores de las muestras, a lo largo de los núcleos, están ubicados de acuerdo con la sección estratigráfica de 18O, que se muestra en la Figura 6.

Figura 9. Registros estratigráficos: de ópalo y cuarzo para el núcleo V19-29. Los valores de las muestras, a lo largo de los núcleos, están ubicados de acuerdo con la sección estratigráfica de 18O, que se nuestra en la Figura 6.

Durante el estadío isotópico 5, los vientos alisios mostraron más o menos la misma intensidad que en el presente; no obstante, tal parece que indujeron un patrón de circulación superficial que se opuso un poco más al flujo subsuperficial ecuatorial, porque la concentración de ópalo es ligeramente menor que en el presente.

En el contacto isotópico 4/5, los vientos alisios se intensificaron, muy tangiblemente. Esta intensificación, debe haber sido en posición paralela al ecuador, para producir surgencia de aguas por transporte Ekman y así explicar el incremento de la concentración de ópalo observada (Fig. 9). Esta condición climático-sedimentaria perduró durante el estadio glacial 4. La parte inferior del estadío 3, se caracterizó por un relajamiento de los vientos alisios, lo que posiblemente desintensificó la circulación de la Corriente Sudecuatorial y por lo tanto la hizo menos oponente a la emergencia de las aguas "productoras de ópalo".

La parte superior del estadío interglacial 3 y el estadío glacial 2, experimentaron "fuertes" vientos. Estos, sin embargo, tal parece que oscilaron frecuentemente su dirección con respecto al ecuador; no permitiendo, en consecuencia, una clara emergencia de las aguas subsuperficiales y a su vez altas concentraciones de ópalo. El ópalo en éste tiempo, se conservo en "valores medios" en el ecuador (núcleo V19-29) pero se incrementó sensiblemente donde amarga la Contracorriente del Perú (núcleo Y71-6-12; Fig. 8). Luego entonces, se puede sugerir que los vientos alisios, intensificados durante la parte superior del estadío isotópico 3 y el estadío isotópico glacial 2, indujeron una Corriente Surecuatorial intensa; la que solo permitió la emergencia del agua ecuatorial, vía transporte Ekman, en forma intermitente y "mesurada". Un poco después del climax del último glacial (hace aprox. 18,000 años), los vientos empezaron a relajarse nuevamente, para dar paso a la dinámica climático-sedimentaria observada desde hace aproximadamente 11,000 años, es decir desde el establecimiento del Holoceno.

La circulación eólico-oceánica en el Pacífico Sudoriental, influye de manera directa o indirecta en la distribución de cuarzo y en la distribución de ópalo. Al norte de la latitud 25S, aproximadamente, el cuarzo es transportado desde el continente hacia "mar afuera" por los vientos alisios del sureste; mientras que al sur de la latitud 40 S, éste mineral es acarreado al océano por el escurrimiento acuoso, que es originado por la incidencia de viento húmedo sobre la cordillera de los Andes. Además, el derretimiento de icebergs, incorporados en la Corriente Circumpolar Antártica, contribuye en forma importante en el aporte de cuarzo; particularmente, en la Cuenca del Sudeste (Bellinghausen). La distribución de ópalo refleja el giro del flujo oceánico en el Pacífico Sudoriental; aumentando su concentración en aquellos lugares donde ocurren surgencias y en consecuencia alta productividad primaria; en particular, cerca de las Islas Galápagos y a lo largo del Frente Polar Antártico. La concentración de ópalo, bajo las surgencias costeras del Perú, sin embargo, ha sido diluida considerable mente por el aporte terrígeno.

En el Pacífico Sudoriental Subtropical, durante el estadío isotrópico de oxígeno (& 18O) 5, la circulación eólico-oceánica tuvo más o menos las mismas características físicas que en el presente; pero durante el estadío glacial - 4, de acuerdo a las altas concentraciones de cuarzo, dicha circulación fue mucho más intensa; particularmente, la Corriente Ecuatorial Sub-superficial que emergió, vía transporte de Ekman, porque la circulación éolica fue paralela al ecuador. Esta surgencia, produciendo una alta precipitación de ópalo, se continuó durante la parte temprana del estadío 3, aún cuando en éste tiempo, de acuerdo al registro de cuarzo, la circulación éolica estuvo disminuida. Se concluyó en consecuencia, que la Corriente Ecuatorial Subsuperficial desintensificada, no se opuso en su camino. Altas concentraciones de cuarzo sugieren que la circulación fue nuevamente intensa durante el estadío isotópico: glacial-2; pero debido a que la concentración de ópalo disminuyo gradualmente, con respecto a lo observado en el estadío anterior, se infiere que la circulación no fue paralela al ecuador; es decir no ofreció condiciones oceanográficas que hicieran emerger a la Corriente Ecuatorial Subsuperficial. Esta disminución de ópalo se ha continuado también aparentemente en el Holoceno, tiempo en el que los vientos alisios se han "relajado" nuevamente. Luego entonces, de acuerdo a los registros sedimentarios de los minerales ópalo y cuarzo, se pude concluir que la circulación eólica se ha intensificado durante los últimos estadios glaciales y ha disminuido durante los estadios interglaciales. No obstante, debe observarse que la respuesta de la circulación oceánica a dichas fluctuaciones éolicas no ha sido tan simple; particularmente el de las corrientes sub-superficiales. Esto es porque la posición geográfica y dirección del flujo éolico influyen tanto como su intensidad.

Muy especialmente a los Doctores: Ted. C. Moore, Jörn Thiede y Hans Schrader por la crítica que hicieron a este trabajo en su tiempo. Al Dr. Nick Shackleton por permitirme usar las curvas isotópicas de oxígeno de los núcleos empleados en éste estudio y así tener un control "cronoestatigráfico". A las nucleotecas de "Oregon State University", "Columbia University" y "Florida State University" por haberme proporcionado las muestras para este trabajo. A los lectores anónimos en la revisión editorial.

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