EDIACARANO-CÁMBRICO EN GONDWANA OCCIDENTAL

Nuevos aportes isotópicos para secuencias carbonáticas del Precámbrico superior (Formación Las Tienditas) del NO de Argentina: su implicancia en la evolución de la Cuenca Puncoviscana

Vanina L. López de Azarevich^1,2; Ricardo H. Omarini^1,2;  Roberto V. Santos³;  Miguel B. Azarevich³ y Ricardo J. Sureda^1,2

¹ CONICET - CEGA
^2,3Universidad Nacional de Salta, Facultad de Ciencias Naturales, Escuela de Geología. Avenida Bolivia 5150, Salta,  Argentina. e-mail: vlllopez@yahoo.com.ar, miguel_azarevich@yahoo.com.ar, rhomarini@arnet.com.ar

Resumen: La cuenca Puncoviscana registra cuatro episodios geodinámicos: a) apertura inicial relacionada con el desmembramiento de Rodinia (800-750 Ma), b) margen continental pasivo: formación del mar Puncoviscana y carbonatos de Volcán (750- 580 Ma), c) margen continental activo: desarrollo del arco magmático Tilcárico y los carbonatos de Las Tienditas- Tumbaya (580-550 Ma), d) colisión del terreno Arequipa-Belén-Antofalla: Orogenia Tilcárica con el emplazamiento de granitoides (550-525 Ma). La modificación de la configuración paleogeográfica y la instalación de nuevos dominios oceánicos durante el Neoproterozoico generaron diferencias en la distribución de nutrientes, junto con la transferencia de bloques de hielo desde los Polos hacia el Ecuador. Este proceso estuvo relacionado con secuencias glaciales restringidas asociadas con carbonatos neoproterozoicos, y una amplia variación de la distribución de 13 C en el agua del mar que refleja grandes diferencias en las curvas isotópicas. Aunque la evolución de d¹⁸O y d¹³C en la Formación Las Tienditas brinda información acerca de una depositación post-Gaskier o Varanger y sus condiciones paleoambientales, la detección del límite Precámbrico-Cámbrico no es tan clara. El análisis sugiere fraccionamiento isotópico en el límite océano-atmósfera con fluctuaciones en el suministro de nutrientes, y variaciones de d¹³C de acuerdo a la productividad biológica en la plataforma. La excursión negativa del d¹³C hacia -2,16 ‰ PBD se asocia con corrientes anóxicas empobrecidas en 13 C. Junto con el suministro de material terrígeno que produce un incremento en la proporción isotópica ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Palabras clave: Evolución geodinámica; Isótopos de C-O-Sr; Formación Las Tienditas; Límite Precámbrico- Cámbrico; Noroeste de Argentina.

Abstract: New isotopic data for Late Precambrian carbonate sequences (Las Tienditas Formation) from NW argentina: implicitness in the evolution of the Puncoviscana Basin.- The Puncoviscana basin registers four geodynamic episodes: a) Initial rifting related to breakup of Rodinia (800-750 Ma), b) Passive continental margin: formation of Puncoviscana sea and Volcan carbonates (750-580 Ma), (c) Active continental margin: development of Tilcarian magmatic arch and Las Tienditas-Tumbaya carbonates (580-550 Ma), (d) collision of Arequipa-Belén- Antofalla terrane: Tilcarian Orogeny with granitoids emplacement (550-525 Ma). Changing paleogeographic configuration and installation of new oceanic realm during the Neoproterozoic generate differences in nutrient distribution together with ice blocks transfer from the poles to equator. This process was related to restricted glacial sequences associated with Neoproterozoic cap carbonates, and wide variation of 13 C distribution in sea water that reflects high differences in isotopic curves. Although evolution of d¹⁸O and d¹³C in Las Tienditas Formation gives information about a post-Gaskier or Varanger deposition and paleoenvironmental conditions, detection of the Precambiran-Cambrian boundary is not so clear. Analysis suggests isotopic fractionation in the ocean-atmosphere boundary with fluctuations in nutrient supply, with d¹³C variation according to biologic productivity in the platform. Negative excursion of d¹³C to -2,16 ‰ PBD is associated with anoxic 13 C-depleted currents. Together with terrigenous material supply that produces an increment in the ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotopic ratio.

Key words: Geodynamic evolution; C-O-Sr isotopes; Las Tienditas Formation; Precambrian-Cambrian boundary; Northwest Argentina.

Introducción

El estudio de la composición isotópica en rocas carbonáticas es una poderosa herramienta  para conocer la naturaleza del agua de mar, de la biósfera y la atmósfera en tiempos  geológicos pasados (Brassier y Shields 2000, Jacobsen y Kaufman 1999). Es también esencial  para modelar procesos geodinámicos a gran escala, responsables de la formación de cuencas  en el contexto de la fragmentación y dispersión de las Pangeas. El aporte interpretativo  que proveen va más allá, considerando que suministran información sobre el balance físico  y funcional entre sistemas que actúan conectados de manera parcial o total como lo son:  la atmósfera, hidrósfera, litósfera y biósfera. Es así que se convierte en una herramienta  esencial para establecer correlaciones bioestratigráficas en secuencias de carbonatos marinos  depositados en plataformas marginales, como las formadas durante la fragmentación del  supercontinente Rodinia (~800 Ma) (Torsvik et al. 1986, Hoffmann 1991, Unrug 1997, Piper  2000, Meert y Torsvik 2003).

La precipitación de mega-secuencias de carbonatos marinos en el Arqueano y  Paleoproterozoico se vio reducida durante el Meso y Neoproterozoico, lo cual plantea  una incógnita, aún no resuelta, vinculada posiblemente a cambios climatológicos globales  que alteraron su deposición (Grotzinger y Knoll 1995, Grotzinger y James 2000). En este  sentido el empleo de isótopos, en especial los del carbono, son esenciales para explorar la  cronoestratigrafía y la paleoclimatología planetaria a partir de series carbonáticas marinas  depositadas para estos tiempos y carentes de fósiles (Kaufman et al. 1993). Las tendencias  opuestas en las concentraciones isotópicas de carbono y estroncio son sensibles indicadores de  la temperatura de la atmósfera y han sido empleados para interpretar la sucesión de períodos  glaciales y post-glaciales durante la evolución del planeta en el Proterozoico (Magaritz et al.  1991, Kennedy 1996, Kennedy et al. 1998, Kaufman et al. 1997, Brasier et al. 2000). 

En el actual estudio se presentan nuevos datos ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, d¹³C/, d¹⁸O, de la secuencia  carbonática Neoproterozoica que aflora en la localidad de Las Tienditas, NO de Argentina  y se analiza el comportamiento de los mismos a la luz de trabajos previamente publicados  (Sial et al. 2001, Toselli et al. 2005). Así mismo, esta contribución aporta criterios para delinear  la evolución de la Cuenca Puncoviscana (s.l.) y el límite Precámbrico superior-Cámbrico  inferior del NOA.

Contexto Geológico Regional

Las litologías representativas del basamento Precámbrico superior-Eocámbrico del NOA  se encuentran restringidas al ámbito de la Cordillera Oriental (Turner y Mon 1979). En el  perímetro de esta unidad morfoestructural se reconocen dos tipos litológicos dominantes:  uno definido por rocas metasedimentarias y el otro por rocas ígneas. La primera está  compuesta por una sucesión de grauvacas, pelitas y calcáreos, con un espesor estimado en  2000 m, conocida como Formación Puncoviscana (Turner 1960). La segunda tipología está  representada en el área por rocas volcánicas y plutónicas. Las rocas volcánicas intercalan  en la columna estratigráfica y son concordantes con la secuencia sedimentaria, tanto en los  niveles clásticos como en los calcáreos (Toselli y Aceñolaza 1984, Coira et al. 1990, Omarini  et al. 1999). La plutonitas se emplazan en el complejo sedimentario ya plegado con formas  irregulares y en algunos casos con dimensiones batolíticas. 

De acuerdo a Salfity et al. (1976), el complejo sedimentario queda ordenado, desde la  unidad más antigua a la más reciente, por cuatro formaciones litológicas: i) Formación  Sancha (Ortiz 1962), identificada por turbiditas gris-verdosas, conglomerados y diamictitas;  ii) Formaciones Volcán, Tumbaya y Las Tienditas, con calizas micríticas y dolomitas negras  grisáceas (Loss y Giordana 1952, Ortiz 1962, Porto et al. 1990); iii) Formación Puncoviscana  (Turner 1960), reconocida por pelitas amarillo-verdosas y una facies conspicua de  conglomerados polimícticos asignada a la Formación Corralito (Borrello 1972). Este conjunto  de formaciones integra el Grupo Lerma. En este trabajo se suma al grupo la Formación  Los Guachos asignada por Moya (1998) al Cámbrico inferior (Fig. 1 y 2). No obstante, las  dificultades para establecer correlaciones seguras a nivel regional impidieron el uso extendido  de esta nomenclatura para todo el basamento del NOA. Es así, que el empleo del término  Puncoviscana en sentido amplio predominó sobre las terminologías específicas acotadas solo  a afloramientos de pocos kilómetros cuadrados, término genérico que al presente se utiliza  también para definir litologías equivalentes en otras regiones como en Sierras Pampeanas  (Ramos 2008, Drobe et al. 2009).

Figura 1. Mapa geológico de la Cordillera Oriental al sur de río Mojotoro que incluye en el sector sur los afloramientos de la Formación Las Tienditas.

Figura 2. Esquema estratigráfico y geodinámico de la Formación Puncoviscana y sucesiones carbonáticas asociadas.  a) Estratigrafía de las unidades proterozoicas hasta cámbricas del NOA. Glaciaciones C1, C2, C3: Cryogeniano  inferior, medio (Sturtian) y superior (Marinoan), respectivamente; E1, E2: Ediacarano inferior (Varanger o Gaskiers)  y superior, respectivamente. b) Curva de evolución isotópica de 13C en agua de mar, modificada de Brasier y  Shields (2000). Las ventanas en gris indican el rango isotópico registrado por los carbonatos proterozoicos de las  Formaciones Volcán, Tumbaya y Las Tienditas a partir de los datos consignados en Sial et al. (2001 a, b), Toselli  et al. (2005) y este trabajo. c) Edades U-Pb en circones detríticos de la Formación Puncoviscana aflorante en la  Quebrada del Toro (rango 1000-550 Ma) y Rancagua (550-500 Ma), modificado de Adams et al. (2008). d) Evolución  geodinámica de la cuenca Puncoviscana entre los 850 y 520 Ma. La ubicación de la Formación Volcán es tentativa a  partir de la conjunción de datos estratigráficos (ver figura 3) e isotópicos (ver Sial et al. 2001 a, b, Toselli et al. 2005,  y este trabajo).

En este trabajo se utiliza la nomenclatura propuesta por Salfity et al. (1976) por ser el área  estudiada el sector original donde se definió el Grupo Lerma. Una columna estratigráfica  integrada de la región se muestra en la figura 2 donde el Grupo Lerma yace en discordancia  con la Formación Medina (esquistos bandeados) que aflora al sur de la localidad estudiada,  en la sierras de Metán, de la Candelaria y de Medina. Se interpreta aquí que el conjunto de  unidades que identifican el basamento del NOA apoyan a su vez sobre un basamento supra- regional (Grenville 1100-850 Ma) que predata la configuración del supercontinente Rodinia  (Piper 1976, 2000, Meert y Torsvik 2003). Este supuesto se basa en evidencias cronológicas  para este lapso temporal registrada por los circones detríticos aportados a la cuenca de rift  inicial durante la destrucción del supercontinente Rodinia (Fig. 2).

Las Secuencias Carbonáticas en el Basamento del NOA

Las secuencias carbonáticas afloran al sudeste de la ciudad de Salta en los parajes de  Sancha, Las Tienditas, arroyos Los Negros y Los Noques (Fig.1) y en las localidades de  León y Tumbaya, provincia de Jujuy. Las secuencias se identifican por bancos calcáreos en  tonalidades del gris oscuro a gris azulado los que ocasionalmente se encuentran brechados,  con un denso enrejado de venillas de calcita blanca y sílice secundarias.

La variedad dolomítica se localiza en el paraje de Tumbaya en la ladera occidental de  la sierra de Tilcara con un espesor de 240 m y marcada laminación (Fig. 3). En su base se  reconoce una serie rítmica de pelitas y cuarcitas pardas con una estratificación simil-varves  (Toselli et al. 2005). Sobre esta unidad se apoyan rocas basálticas con estructuras deformadas  que semejan lavas almohadilladas (Camacho et al. 1993). Hacia el sur en las localidades de  Volcán y Bárcena la secuencia desarrolla un espesor máximo de 800 m (Loss y Giordana  1952), con una disminución significativa de los contenidos de magnesio (Fig.3).

Figura 3. Perfiles estratigráficos de las secuencias neoproterozoicas de la cuenca de la Formación Puncoviscana  que incluyen rocas carbonáticas. Nótese la variación de espesores entre las secuencias calcáreas para las localidades  a) Australes: Las Tienditas, Arroyo Los Noques y El Coro, y b) Septentrionales: Tumbaya y Volcán. Compilado a  partir de datos en Iturriza (1981), Omarini (1982), Baldis y Omarini (1984), Porto et al. (1990), Moya (1998), Toselli  et al. (2005) y datos propios.

El perfil tipo de la Formación Las Tienditas se ubica a 40 km al sudeste de la ciudad de  Salta, en la vertiente occidental de la sierra de Castillejo (Fig. 1 y 3). El perfil se inicia con  una unidad basal que comprende capas alternantes de grauvacas y pelitas con espesores entre  0,15 a 0,20 m, de colores claros entre gris verdoso a pardo amarillento (Omarini 1982). No  presenta base expuesta. Una unidad brechosa con clastos de calizas y grauvacas de hasta 1 m  de espesor suprayacen esta unidad turbidítica y marca la transición hacia el horizonte calcáreo  principal. En algunos sectores los bancos calcáreos alcanzan espesores entre 0,10 y 0,50 m (Fig.  4 a-b), con una estructuración interna en sucesiones laminadas rítmicas estrato-decrecientes  hacia el techo. La secuencia carbonática tiene aquí un espesor de 280 m con relación erosiva  en su techo y una estratificación con rumbo N 35-65° y buzamiento entre 23o. a 33° SE. Las  variedades petrográficas más comunes son micritas y dismicritas oligocuarzosas con típico  color gris negruzco a gris azulado. La secuencia posee una estructura primaria en capas de 2  a 3 cm representativa de una sedimentación microbioalgal y estructuras de tipo Teepee (Fig. 4 b-d). La arquitectura de deposición es rítmica dominada por los efectos diurnos de mareas,  como se observa en la figura 4c (López de Azarevich y Omarini 2008b).

Figura 4. a) b) Fotografías de la secuencia rítmica mareal en la localidad de Las Tienditas. c) Microfotografía  de las láminas rítmicas, cortadas por venillas de calcita. d) Estructuras abovedadas de posible origen orgánico. e)  Diamictitas de la Formación Sancha depositasdas en ambiente glacial-postglacial previo al desarrollo de la plataforma  carbonática de la Formación Las Tienditas. f) Conglomerado calcáreo que marca un nivel de erosión (postglacial?)  labrado sobre la Formación Las Tienditas.

En la proximidad del río Arenales (Fig. 1) se aprecia una variedad rojiza, masiva y tenaz  producto de una recristalización térmica que altera los detalles originales del calcáreo. Estas  transformaciones están limitadas al sector inferior del banco calcáreo donde una falla de  bajo ángulo controla el deslizamiento del paquete sedimentario hacia el oeste. En el arroyo  Los Noques, ubicado en el sector oriental de la sierra de Castillejo, la columna se inicia  (Fig. 3) con una secuencia de turbiditas con predominio de pelitas finamente laminadas que  intercalan bancos calcáreos (miembro Los Noques sensu Iturriza 1981). El sector principal  de la columna queda definido por un paquete macizo de calcáreos de 200 m de espesor con  idénticos rasgos en color, textura, composición y estructura que aquellos presentes en el  perfil de Las Tienditas. 

El sector superior lo definen bancos de calcipelitas que intercalan con calizas finamente  laminadas de 0,10 a 0,15 metros. Su espesor es de 14 m y grada hacia un horizonte pelítico de  color pardo amarillento y marcada ciclicidad. En el arroyo Los Negros (Fig. 1) la columna se  inicia con paraconglomerado verde grisáceo con una potencia estimada de 60 m, denominado  Formación El Coro por Seggiaro (1980). Esta secuencia no expone su base y su contacto  con el calcáreo (Formación Las Tienditas) está dado por una discordancia local interpretada  como una zona de falla por Omarini (1982), lo cual hace suponer que el banco calcáreo fue  sobrecorrido sobre la sucesión infrayacente. La arquitectura interna de esta secuencia se  ajusta a una diamictita masiva (boulddery diamictites) con cantos decamétricos y angulosos de  grauvacas distribuidos de manera irregular en una matriz muy inmadura de areniscas y pelitas.  La sucesión presenta una fábrica planar con una distribución horizontal de los clastos y en  algunos casos con improntas de rotación en la matriz soporte. Se han observado también  estructuras de deformación internas sinsedimentarias indicativas de procesos de remoción  en masa (mud flow) (figura 4 e). Aunque se desconoce su distribución la sola presencia de estas  rocas es una clara evidencia que el depósito es de origen glacial. 

Depósitos similares se conocen muy bien en áreas peri-gondwánicas de África y  Australia (Le Heron et al. 2005). En este perfil el horizonte calcáreo alcanza un espesor de  aproximadamente 240 m y su techo grada a litologías clásticas que predominan sobre la  carbonática. Los bancos clásticos intercalados quedan definidos por una sucesión de estratos  de pelitas con espesores entre 2 a 6 cm finamente laminados y areniscas con espesores entre  20 a 40 cm. Esta secuencia tiene un espesor de 28 m y se distingue por sus tonos claros  dentro de la gama del verde y del morado. Las secuencias clásticas que se ubican por encima  de los perfiles descriptos han sido nominadas como Formación Puncoviscana (Salfity et al.  1976) restringiendo así su uso sólo al miembro superior terrígeno de la columna. Moya  (1998) identifica a estos afloramientos como Formación Los Guachos y le asignada una  edad Cámbrico inferior en base al contenido de trazas fósiles y su estilo estructural diferente  con las unidades infrayacentes. En el presente trabajo se considera el término Los Guachos  homólogo a Puncoviscana.

Edad del basamento del NOA

Las rocas sedimentarias que integran el basamento del NOA son hoy una prueba  evidente del proceso geodinámico involucrado en la formación del océano Puncoviscana  en correspondencia a la fragmentación del supercontinente Rodinia. Los circones detríticos testifican el eficiente proceso de mezcla de material procedente de áreas continentales  circundantes que rellenaron la cuenca. El rango de edades U/Pb que se obtienen de su  análisis definen tres conspicuos agrupamientos: uno con valores entre 1.06 y 0.9 Ga., otro  entre 0.63 y 0.60 Ga., y el último con edades que oscilan entre 0.55 y 0.52 Ga. (Figura  2 c). Un conjunto con menor significación, no mostrado en la compilación realizada en  la figura 2, arroja edades entre 2.8 y 1.8 Ga. (Adams et al. 2008). Es evidente que estas  asociaciones predatan pulsos magmático-metamórficos episódicos en el segmento continental  estudiado. El más antiguo Arqueano-Paleoproterozoico se corresponde con un basamento  metamórfico de alto grado granulítico-charnokítico que sólo aflora en el sector central de  la provincia amazónica (bloques de Carajas-Iricumé, Xingu, Río Negro-Juruena, Ventuari- Tapajós, Marrón-Itacaiúmas) con edades U/Pb mayores de 1.8 Ga (Colombo et al. 2000). Es  posible admitir también una proveniencia de circones del macizo de Arequipa (granulitas de  Mollendo) que registra edades U/Pb equivalentes (Dalmayrac et al. 1977, Cobbing et al. 1977,  Wörner et al. 2000, Bock et al. 2000). La escasa representatividad (2-18%) de poblaciones  de circones con este rango de edad (véase Adams et al. 2008) no descarta tampoco una  procedencia del cinturón de Rondonia-San Ignacio.

Es inevitable pensar que una herencia tan antigua, en los núcleos de los circones de la Formación Puncoviscana, sólo puede indicar un reciclado de materiales supracrustales transferidos a cinturones móviles más jóvenes adosados en forma sucesiva a los núcleos arqueanos (Cordani et al. 2000, 2003, Kemp et al. 2006). Si esta premisa es correcta se puede admitir incluso una procedencia del cinturón Grenville que marca a nivel planetario el ensamble de fragmentos corticales en una consolidada Pangea (Rodinia 1.1-0.9 Ga.). Las edades U/Pb de 1.8 Ga. en la discordia, obtenidas por Lork et al. (1990) sobre circones derivados del arco magmático Tilcárico (0.58-0.52 Ga.) reafirma el concepto de reciclado de materiales corticales por magmas silícicos en el Precámbrico superior-Cámbrico inferior (Fig. 2 c). En particular se puede notar que un porcentual alto de edades (>80 %) se ubica en el lapso entre 1.2 y 0.9 Ga., edad grenvilliana del material que rellenó la cuenca de rift inicial "Puncoviscana" (0.8-7.5 Ga.). Por otro lado, una población de aproximadamente 13 % arroja edades entre 0.63 y 0.60 Ga., muy similares a las edades modelo Nd (TDM 0.77-0.63 Ga.) obtenidas en rocas volcánicas básicas intercaladas en la secuencia sedimentaria, lo cual documenta para estos tiempos el ingreso a corteza de material extraído de un reservorio mantélico (Omarini et al. 2005). Lamentablemente, los trabajos recientes sobre circones en la Formación Puncoviscana, no incluyen imágenes de cátodo-luminiscencia que permitan identificar atributos morfológicos peculiares en los cristales en relación a su origen y herencia.

A la luz de estos antecedentes se reconoce la existencia de cuatro etapas coincidentes con el desarrollo geotectónico anterior a la configuración de Gondwana: (A) rift inicial, (B) margen continental pasivo: formación del océano Puncoviscana (C) margen continental activo: inicio del arco magmático Tilcárico, (D) colisión del terreno Cuyania-Antofalla-Belén- Arequipa (CABA) y consolidación del orógeno Tilcárico (Fig. 2).

De acuerdo a los registros litológicos acumulados en las etapas (B) y (C) del ciclo geotectónico (Fig. 2) se reconocen rocas sedimentarias y carbonatos (Formación Volcán) depositadas en la etapa de margen continental pasivo y rocas sedimentarias y carbonatos (Formación Tumbaya-Las Tienditas) depositadas en la etapa de margen continental activo, respectivamente. Los carbonatos depositados en la etapa de rift inicial (Formación Volcán) arrojan valores de d¹³C entre 6,11 y 4,58 ‰ PDB (Fig. 2), contenidos que interpretados por Toselli et al. (2005) son representativos del ciclo Sturtiano (~740-720 Ma.). En tal sentido, este criterio no es suficiente para asignar una edad precisa a estas rocas considerando que su posición cronológica puede ser más antigua o más joven en la curva de evolución isotópica del agua de mar de Brasier y Shields (2000) (Fig. 2 b).

Hasta tanto no se cuente con datos isotópicos de estroncio no podrá resolverse este dilema. En el presente trabajo, en base al rango isotópico se ubica a la Formación Volcán como pre-glaciación Marinoan (Fig. 2). A diferencia de esta secuencia carbonática, lavas toleíticas intercalan las rocas calcáreas de la Formación Tumbaya testificando el inicio del margen continental activo (~ 580 Ma.) y un cambio en el régimen de sedimentación a condiciones de cuenca somera de trasarco. Estas micritas magnesianas registran valores de d¹³C de -1,6 y 3,4 ‰ PDB y -1,33 y 2,28 ‰ PDB que permiten ubicar al depósito post-glaciación Gaskiers o Varanger (Fig. 2).

Es precisamente esta etapa la que reporta la explosión de vida del Ediacarano con  organismos de cuerpos blandos depositados en aguas pandas y dominadas por mareas  (Aceñolaza 2004, Aceñolaza y Tortelo 2003, Aceñolaza y Aceñolaza 2005, 2008, Omarini  et al. 2008, López de Azarevich et al. 2010). Esta etapa queda acotada con el emplazamiento  de la tronhjemita Tipayoc con edades (SHRIMP) U/Pb sobre circones de 580 Ma (Escayola  com. pers., Lork et al. 1990). El límite superior de sedimentación es previo al emplazamiento  de los plutones de Tastil, Chañi y Cañani con edades U/Pb entre 536 y 525 Ma (Bachmann  et al. 1987, Hongn et al. 2001, Matteini et al. 2008, Zappettini et al. 2008) coincidente con la  colisión de CABA y la formación del orógeno Tilcárico.

Metodología

El muestreo de la sucesión estratigráfica calcárea en la localidad de Las Tienditas fue  realizado teniendo especial cuidado en los siguientes puntos:

1.- Los primeros 13 m del perfil contienen estrados calcáreos deformados y con bandas  de cizalla interestratal de color anaranjado. A los efectos de eliminar posibles errores  causados por procesos dinámicos post-deposicionales que pudieran afectar las relaciones  isotópicas, esta sección fue descartada. El muestreo se realizó sobre estratos no  deformados en secuencias estrato decrecientes con espesores entre 0.02 a 0.50 m de  espesor (Fig. 4 a-b).

2.- Se excluyeron niveles margosos considerando que la arcilla contenida distorsiona las  relaciones isotópicas primarias de estroncio.

3.- La calcita secundaria (Fig. 4 c) fue eliminada de las muestras por selección manual después  de la molienda mediana a fina.

4.- El muestreo se realizó solo sobre bancos de carbonatos macizos finamente laminados y  con desarrollo de estructuras microalgales (Teepee structures) (Fig. 4 b y d). 

Un total de 9 muestras fueron analizadas en un perfil estratigráfico que cubre un espesor  de 55,50 metros. De este espesor 5 muestras se concentran en una sección de 2,40 metros. Este  criterio de selección tuvo también como objetivo identificar variaciones en las condiciones  de deposición (ritmicidad) y evaluar el límite Precámbrico-Cámbrico demarcado por Sial et  al. (2001) para esta localidad.

La sistemática seguida en la selección de las muestras brindó la posibilidad de obtener datos isotópicos confiables sin perturbaciones significativas que pudieran alterar sus contenidos iniciales al momento de su incorporación al sedimento. Los co-variación negativa entre d¹³C y d¹⁸O es un indicador sensible que documenta las transformaciones post-deposicionales que sufre el carbonato precipitado a partir del agua de mar (Knauth y Kennedy 2009). La correlación de los isótopos facilita visualizar en un diagrama cartesiano (Fig. 5) la tendencia entre el grado de alteración y el proceso de litificación al cual ha estado sometido el depósito. Durante este proceso las bases metaestables de calcita originalmente precipitadas sufren disolución, re-precipitación y re-equilibrio isotópico. En caso de un soterramiento rápido del sedimento las modificaciones entre las relaciones d¹³C y d¹⁸O se mantienen equilibradas con tendencia negativa.

Figura 5. Diagrama binario d¹³C (‰ PBD) vs d¹⁸O (‰ PBD) con campos para carbonatos marinos, zonas de alteración y litificación. 1: patrón esperado para carbonatos marinos durante una excursión negativa del reservorio marino de C inorgánico, 2: patrón esperado durante un proceso de litificación, que genera una desviación de d¹⁸O hacia menores valores sin afectar el d¹³C. Modificado de Knauth y Kennedy (2009). Campos delimitados para los carbonatos proterozoicos de las Formaciones Volcán, Tumbaya y Las Tienditas a partir de datos en Toselli et al. (2005).

Cualquier proceso post-deposicional que incorpore o movilice fluidos fuera del sistema (diagénesis/metamorfismo), impone un desplazamiento de los valores d¹³C hacia el sector izquierdo del diagrama, zona de alteración. El mayor o menor grado de alejamiento de la zona de litificación revela el grado de perturbación del isótopo d¹³C, el cual se aparta de los valores iniciales al momento de su incorporación en el sedimento. En nuestro caso en particular los datos obtenidos para la Formación Las Tienditas se proyectan muy cercanos al campo de litificación lo cual indica que el grado de perturbación de la roca ha sido moderado a bajo. Los datos que surgen de una cuidadosa selección de las muestras mejora los resultados obtenidos por Sial et al. (2001) y Toselli et al. (2005) para el mismo sector aquí estudiado.

Las determinaciones isotópicas fueron realizadas en la Universidad de Brasília, Instituto de Geociencias. El equipo utilizado para el análisis de isótopos de C y O es un espectrómetro de fuente gaseosa, acoplado con un analizador Gas Bench II, que genera auto muestreo para determinaciones de relaciones 13 C/12 C y 18 O/16 O con alto grado de rendimiento, utilizando patrones internacionales. El procedimiento consiste en hacer reaccionar 300 µgr de carbonato µgr de carbonato con H3 PO4 a una temperatura de 72o. C, seguida de una limpieza del frasco por medio de flujo de Helio, y finalmente la determinación de las relaciones isotópicas en el espectrómetro. El análisis isotópico de Sr fue realizado mediante un equipo termo-iónico TIMS Finnigan MAT-262, equipado con 7 colectores móviles tipo copa Faraday y una multiplicadora de electrones central.

Isotopía de ¹³C/¹²C

La porción inferior del perfil (Fig. 6) registra el valor d¹³C (+2,85 ‰ PDB) más elevado con una disminución progresiva hacia +0,98 ‰ PDB. A los 48,73 m de la base se detecta una pronunciada excursión negativa de -2,16 ‰ PDB, enmarcado entre valores estables cercanos a +1 que se registran por encima y por debajo de este punto. Esta variación puntual podría indicar un relativo aumento en la productividad biológica asociada a la depositación de la capa o bien a la movilización de fluidos durante la diagénesis. Sin embargo, no hay evidencias litológicas ni discontinuidades en el nivel de muestreo que confirmen que este último proceso haya generado la desviación encontrada. La pronunciada excursión negativa hacia el techo de este estrato es más acentuada que la detectada por Sial et al. (2001), y su rango es similar para los carbonatos Cámbricos de la sierra del Gigante, del Grupo Caucete y de la Formación La Laja, Argentina (Sial et al. 2001, Galindo et al. 2004). Un valor similar está presente en carbonatos de la Cuenca Salina-Oman depositados en el Cámbrico inferior (Naipauer et al. 2005). Excursiones parecidas para límite Precámbrico-Cámbrico, con valores negativos de d¹³C, han sido identificadas en carbonatos depositados en la plataforma siberiana durante este lapso de tiempo (Magaritz et al. 1991). Una excepción a esta tendencia negativa se da en los carbonatos de la cuenca de Vindhyan-India cuyo registro isotópico es opuesto con una excursión positiva de d¹³C entre +5 a +2,7 ‰ PDB (Friedman et al. 1996).

Figura 6. Variación de la composición isotópica de d 13 C (‰ PBD), d 18 O (‰ PBD) y ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr en la columna estratigráfica de la Formación Las Tienditas en la localidad homónima. Pe: pelitas, mg: margas, l: calizas laminadas, d: calizas deformadas, m: calizas masivas.

Similar situación se registra en el Grupo Corumbá - Brasil con valores d¹³C que oscilan entre -5,3 y +5,5 ‰ PDB (Misi et al. 2007). Estas diferencias prueban que el comportamiento isotópico del carbono no fue homogéneo a nivel planetario en la transición Precámbrico- Cámbrico. Particularidad que puede estar comprometida con procesos biológicos a gran escala donde la biomasa existente para estos tiempos (algas fotosintetizadoras y colonias microbiales), prefieren el 12 C más liviano que 13 C para sintetizar azúcar a partir del CO2 atmosférico. Por ello, se debe interpretar que el enriquecimiento en 13 C está directamente relacionado con al incremento de la productividad biológica (Sankaran 2000). Así mismo, la relación 12 C/13 C puede incrementarse temporalmente cuando la materia orgánica fotosintetizadora presente en el sedimento sufre un soterramiento rápido (Scholle y Arthur 1980), y decrece si estas son rápidamente oxidadas (Fike et al. 2006). La disminución de esta relación isotópica también puede ser afectada cuando el d¹³C, atrapado en sedimentos del talud continental como metano, es liberado (Jiang et al. 2003).

Isotopía de ¹⁸O/¹⁶O

La curva de evolución isotópica del oxígeno muestra un incremento constante desde la porción inferior del perfil hasta 48,60 m (nivel 030972) donde se registra el valor máximo de - 5,27 ‰ PDB (Fig. 6). A partir de este nivel se produce un cambio brusco en la concentración de d¹⁸O que se mantiene oscilante alrededor de -7,2 ‰ PDB. La excursión positiva del d¹⁸O en la base de la capa 030972 es previa a la excusión negativa del d¹³C que se registra en el techo la misma. Estas diferencias que se manifiestan a diferentes niveles en la columna estratigráfica responden a diferentes procesos bio- y/o geológicos (Knauth y Kennedy 2009). Se debe tener en cuenta que la disminución del d¹⁸O en el agua de mar puede ser afectada por: i) flujo de grandes volúmenes de agua dulce que ingresa a la cuenca por derretimiento de casquetes glaciales, ii ) aumento del grado de litificación en el sedimento marino (2 en figura 5). En tal sentido los valores de d¹⁸O registrados en la Formación Las Tienditas podrían explicarse por estos mecanismos o bien por una litificación no homogénea en la secuencia que afecta la distribución original de este isótopo en el sedimento. Esta interpretación surge de comparar los valores d¹⁸O registrados en esta unidad (-5,27 y -7,77 ‰ PDB), cuyo rango es equivalente a secuencias carbonáticas de plataforma arqueanas y paleoproterozoicas en Sudáfrica, Australia y Canada (Veizer et al. 1992), y a valores registrados por carbonatos neoproterozoicos del SE de Brasil (Sial et al. 2000).

Isotopía de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr

La evolución isotópica de la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr registra un incremento constante desde valores 0,7080 en la base del perfil hasta 0,71017 a los 48,73 m, a partir del cual decrece para estabilizarse alrededor de 0,7088 (Fig. 6). El máximo valor coincide con la excursión negativa del d¹³C. De la lectura del diagrama (Fig.6) se interpreta que existe una aparente inconsistencia en el registro dado que la excursión negativa del d¹³C responde a una disminución de la productividad biológica como consecuencia de un enfriamiento climático global y/o regional limitado. Por lo contrario, los altos valores de estroncio revelan una actividad erosiva y/o de meteorización importante en las áreas de aporte asociada a condiciones climáticas más templadas que favorece la meteorización y el arrastre de material arcilloso hacia la cuenca. Una explicación plausible a esta aparente contradicción podría ajustarse a la existencia de ambientes marinos restringidos dentro de la plataforma que favorece el enriquecimiento en ⁸⁷Sr (Melezhik et al. 2001). Estos ambientes limitados se caracterizan por un aumento de componentes más radiogénicos ( ⁸⁷Sr) de procedencia continental en desmedro del menos radiogénico ( ⁸⁶Sr) de origen marino (Thomas et al. 2001).

Discusión

Durante el Neoproterozoico (~800-542 Ma) la abundancia de 13 C en los carbonatos marinos registra un fraccionamiento asociado con la mayor o menor productividad biológica. Hayes et al. (1999) reconocen la existencia de una estrecha relación entre los niveles de CO2 en la atmósfera y altas tasas de crecimiento en volumen de la biomasa conectada con la expansión o reducción de las plataformas marinas durante los intervalos glaciales y postglaciales acaecidos durante el Neoproterozoico. En el curso de la evolución geológica, para este período, el diseño de la curva global para el isótopo d¹³C, graficada en la figura 2 b, se ajusta a los siguiente detalles: (i) incremento de 0 a +6‰ PDB entre 800-750 Ma., ii) dos excursiones negativas con valores mínimos de hasta -5‰ PDB en el lapso 750-720 Ma. ambas vinculadas a la glaciación Sturtiana (Hoffman et al. 1998, Brassier et al. 2000) iii) incremento hasta +8‰ PDB entre 720-650 Ma. coincidente con la glaciación Marianoana (Walter et al. 2000), iv) excursión negativa hacia -5‰ PDB entre los 650-600 Ma. coincidente con la glaciación Gaskiers o Varanger (Knoll et al. 2004), v) entre 610 y 542 Ma. sucesivas fluctuaciones positivo-negativas de d¹³C, sincrónicas con períodos glaciales e interglaciales. Este último segmento temporal conocido como Vendiano registra la aparición de la fauna de Ediacara (Bowring et al. 1993).

1. Edad de depositación de la formación las tienditas

Las variaciones isotópicas obtenidas en este trabajo para la Formación Las Tienditas deben ser analizadas en el contexto de la escala de trabajo que involucra una sedimentación rítmica en bancos milimétricos a centimétricos. En tal sentido se puede afirmar que los contenidos isotópicos de Sr, C y O en la sección estudiada son representativos del delicado equilibrio entre las facies depositadas y la composición del agua de mar, de la atmósfera y de la hidrósfera. Las signaturas encontradas (d¹³C -2,85 y +0,98 ‰ PDB) son similares a los valores presentes en las secciones terminales de los episodios glaciales registrados en el cratón de Kalahari (África), Mackenzie Mountains (Canada) y Amadeus Basin (Australia) (Kennedy et al. 1998). El rango isotópico ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70763-0,71017 para las rocas analizadas son equiparables a secuencias carbonáticas de las cuencas sudamericanas de Corumbá (Brasil), Arroyo del Soldado (Uruguay), Caucete, Sierras Bayas, Precordillera y Sierras Pampeanas (Argentina), (Misi et al. 2007). Todos ellos exclusivos para secuencias post-glaciales depositadas durante el período post-Gaskiers (Melezhik et al. 2001).

La excursión negativa de d¹³C para la Formación Las Tienditas se encuentra en el rango de la curva de calibración establecida por Jacobsen y Kaufman (1999) para el Neoproterozoico terminal (Fig. 7). No obstante, se advierte que la obtenida en este trabajo es más discreta en valores absolutos y se localiza en la sección superior del perfil, donde comienzan los registros rítmicos de calizas laminadas/pelitas. En oposición, la evolución isotópica del Sr obtenida por diversos autores para el Proterozoico superior (Burns et al. 1994, Jacobsen y Kaufman 1999; Kaufman et al. 1993) es un tanto singular si se considera que las variaciones se restringen solo a la cuenca donde se obtuvo el dato y no a una escala global que incluya el conjunto. Al respecto, McArthur (1994) y Melezhik et al. (2001) hacen notar la necesidad de ponderar la evolución isotópica del Sr y C en conjunto con procesos geológicos a gran escala para así arribar a conclusiones confiables sobre las condiciones paleoclimáticas que controlaron la depositación de las secuencias carbonáticas.

Figura 7. Evolución isotópica de a) d 13 C y b) ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, para los carbonatos estudiados y unidades temporalmente equivalentes de Sudamérica. Datos en Sial et al. (2001 a, b), Galindo et al. (2004), Toselli et al. (2005) y Misi et al. (2007). Curvas globales de d 13 C: Jacobsen y Kaufmann (1999), y ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr: Jacobsen y Kaufmann (1999) entre 800- 508 Ma., Burns (1994) entre 555-542 Ma. y Montañes et al. (2001) entre 508-497 Ma.

En síntesis, la impronta isotópica del Sr para la Formación Las Tienditas, se ajusta en un todo a la curva de evolución propuesta por Burns et al. (1994) y de manera parcial a la establecida por Jacobsen y Kaufman (1999) (Fig. 7). Ello sugiere que dicha formación se ubica en un rango temporal entre el Neoproterozoico tardío y el inicio del Cámbrico.

2. Consideraciones sobre el registro isotrópico del Carbono

La pronunciada excursión de d¹³C en la Formación Las Tienditas ocurre en un lapso estratigráficamente pequeño (~0,15 m), lo cual obliga a buscar una explicación alternativa vinculada a un episodio de depositación local más que a un evento de magnitud global.

Thompson (2003) reconoce una variación temporaria de d¹³C en las secuencias del Cámbrico superior (Formación Conococheage - Strasburg) que fluctúa entre valores positivos y negativos según se corresponda el depósito a un ambiente supratidal o subtidal. Si bien la excursión negativa de d¹³C identificada por Thompson (2003) está presente en la Formación Las Tienditas, su limitado espesor no puede ajustarse estrictamente a un cambio facial específico. Por lo contrario, si su origen fuera concordante con una efectiva transferencia de agua de mar ('upwelling') anóxica, más pesada, deprimida en 13 C y saturada en HCO3 - , proveniente de sectores más profundos de la cuenca, el registro isotópico estaría presente en una sección mayor del perfil de acuerdo a lo postulado por Grotzinger y Knoll (1995). Es claro que la curva de d¹³C es un fiel reflejo de las fluctuaciones en la productividad biológica desarrollada en las plataformas continentales y al continuo balance isotópico entre el mar y la atmósfera. Este intercambio es mayor durante los efectos invernadero ("greenhouse") entre los períodos inter- o post-glaciales debido al mayor desarrollo de organismos. Así mismo, estas épocas coinciden con una mayor meteorización química en los continentes favorecida por lluvia ácida (rica en HCO3 - ) y el posterior arrastre de nutrientes (Ca2+, Fe2+, HCO3 - , fosfatos y otros elementos) hacia los océanos, necesarios para el desarrollo de la vida (Marumaya y Santosh 2008). Estos factores combinados favorecen la limpieza de la atmósfera y proliferación de algas fotosintetizadoras que promueven la formación de potentes secuencias carbonáticas "cap carbonates".

3. Influencia de la dinámica planetaria en la deposición de la secuencia carbonática

Las secuencias carbonáticas depositadas durante el Neoproterozoico a escala planetaria constituyen hoy un tema de permanente debate. No obstante, dos posibles causas acaecidas durante este período se conjugan para justificar los cambios climáticos y geoquímicos que avalan a escala global su formación: a) la relación Tierra-Luna y b) la fragmentación del supercontinente Rodinia.

a) El impacto del alejamiento Tierra-Luna en el cambio climático

El brusco alejamiento de la Luna respecto a la Tierra al inicio del Neoproterozoico constituye un factor astronómico de gran magnitud que habría desequilibrado el sistema geodinámico terrestre (Williams 2000, López de Azarevich et al. 2010). Este proceso afectó tanto al campo gravitatorio, la velocidad de rotación del planeta y la magnitud de las mareas, no así la oblicuidad del eje de rotación de la Tierra que permanece oscilando entre 22.1o. y 24.5o. de inclinación con ciclos de 41.000 años hasta el presente (Bills 1998, Williams et al. 1998), generando inviernos más crudos y veranos más cálidos en los valores extremos (Ciclos de Milancovitch). Aproximadamente a los 0.9 Ga. la distancia Tierra-Luna se modifica con una tasa de desplazamiento constante de 7 cm/año respecto a la Tierra, tasa que se mantiene estable hasta el inicio del Cámbrico. El cálculo astronómico elaborado para la Formación Big Cottonwood (~0.9 Ga., USA) por Sonett y Chan (1998) establece una posición del satélite terrestre a una distancia de la Tierra de 3.51 x 1010 cm expresada como eje semimayor lunar. Para los tiempos de la depositación de la Formación Elatina (~0.62 Ga., Australia) el registro obtenido por Sonett et al. (1996) arroja un valor de 3,71 x 1010 cm y para la Formación Puncoviscana (~0.54 Ga., Argentina) un valor de 3,78 x 1010 cm (López de Azarevich et al. 2010).

A partir del Cámbrico la velocidad de alejamiento de la Luna se reduce sustancialmente a valores de 2,7 cm/año hasta alcanzar una distancia en el Carbonífero de 3,83 x 1010 cm (Formación Brazil, USA, Kvale y Archer 1990), posición muy próxima a la actual de 3,84 x 1010 centímetros. Los cálculos indicados han sido en todos los casos obtenidos sobre series sedimentarias rítmicas depositadas en ambientes de plataforma y afectadas por ciclos de mareas. Es interesante destacar que en todas las localidades señaladas las ritmitas mareales muestran interesantes similitudes: a) nivel del mar relativamente bajo durante períodos de glaciación continental, b) un registro en espesores y frecuencia que revela un notable incremento coincidente con períodos post-glaciales (Archer 1996). Estas semejanzas coinciden con un incremento del 50 % en la frecuencia de mareas respecto al tiempo actual y la formación de capas de hielo y amplias plataformas peneplanizadas, tal como fue reconocido por Kvale et al. (1999).

Cuadro 1. Caracterización isotópica.

b) El impacto de la fragmentación de Rodinia en el cambio climático

La configuración paleogeográfica al inicio del Neoproterozoico (~ 1.0-0.9 Ga.) revela un supercontinente (Rodinia) centrado sobre el ecuador con una orientación aproximadamente norte-sur (Meert y Torsvick 2003). Su fragmentación (~0.8-0.75 Ga.) fue acompañada por una intensa actividad magmática asociada a una superpluma (Li et al. 2004) que favoreció su desintegración en bloques continentales menores, todos ellos ubicados a bajas latitudes y con movilidad a lo largo del Ecuador. Una consecuencia directa de este proceso estuvo asociada a la formación de mares interiores, lo cual incrementó la humedad en los nuevos márgenes continentales formados. El aumento de precipitaciones y la meteorización y formación de suelos como consecuencia directa de este fenómeno, liberaron importantes volúmenes de silicatos solubles y de CO (Oliva et al. 2003).

Es también probable que corrientes oceánicas instaladas entre continentes trasladaran icebergs hasta zonas ecuatoriales, fenómeno que causó un descenso local de temperatura y la formación de depósitos glaciales como varves o dropstones a latitudes bajas (Embleton y Williams 1986). La elevación de temperatura durante el período post-glacial fue responsable de la rápida precipitación de carbonatos ("cap carbonates") en nichos ecológicos que además proporcionaron ambientes favorables para la diversificación de organismos (teoría de "Slushball Earth", Hyde et al. 2000, Runnegar 2000, Lubick 2002). Es sugestivo que la totalidad de las secuencias de micritas carbonáticas depositadas durante este lapso de tiempo se encuentran en el marco de la nueva paleogeografía formada post-Rodinia en especial aquellas distribuidas en los cinturones Brasileano, Panafricano y Trans-Sahariano. Aún cuando la configuración paleogeográfica de los continentes para el final de Neoproterozoico se ubica en posición próxima al Polo Sur las condiciones climáticas no fueron lo suficientemente extremas para impedir el depósito de secuencias carbonáticas por la glaciación Gaskiers (Goddèris et al. 2006).

Conclusiones

Los datos presentados y evaluados en el presente trabajo nos permiten arribar a las siguientes Conclusiones:

Las variaciones climáticas registradas durante el Neoproterozoico son atribuidas a dos procesos que actuaron en forma coincidente: (1) El alejamiento de la Luna respecto de la Tierra con el consecuente desequilibrio del sistema climático terrestre a escala global; (2) La fragmentación y dispersión del supercontinente Rodinia con la formación de nuevos océanos. Fenómeno que fue acompañado por una modificación climática global con sucesión de períodos glaciales-post-glaciales y la explosión biológica en paleolatitudes cercanas al Ecuador.

La Formación Las Tienditas se depositó en una plataforma estable en ambiente submareal con fluctuaciones en el aporte de nutrientes en el sistema pos-glaciación Gaskiers. En este contexto, la excursión negativa (-2.16 %o PBD) se interpreta como producto ocasional de aporte de aguas relativamente anóxicas deprimidas en 13 C. Este evento aislado en la columna estratigráfica analizada está enmarcado en un ambiente regido por una productividad biológica estable que produce un registro de 13 C cercano a +1.00.

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Recibido: 12 diciembre de 2009
Aceptado: 20 de mayo de 2010