ARTÍCULOS

Pavimentos estriados en la Formación Don Braulio y naturaleza de la glaciación hirnantiana (Ordovícico Tardío) en la región andina

Ricardo A. Astini

Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica, Universidad Nacional de Córdoba, Av. V. Sarsfield 299, 5000 Córdoba. CONICET. E-mail: raastini@com.uncor.edu

Recibido: 1 de junio de 2000.
Aceptado: 20 de marzo de 2001.

Resumen. Nuevas evidencias sedimentológicas y estratigráficas provenientes del Ordovícico tardío de la Precordillera indican una vinculación con plataformas de hielo asentadas, directamente correlativas con el máximo glacial hirnantiano que afectó al Gondwana. Durante esta glaciación se generó un manto de hielo con epicentro en la región centro-oeste africana, pero sus efectos a lo largo del cinturón protoandino se acentuaron, dada la existencia de relieves locales que habrían favorecido el desarrollo de una calota periférica (latitudes subpolares y templadas frías), parcialmente flotante sobre una cuña marina. La presencia de depósitos glaciterrestres y superficies estriadas junto a un marcado control glacioisostático del arreglo de litofacies indica que el terreno de Precordillera estuvo sometido a la acción directa de la glaciación. Similar comportamiento se hace extensivo a toda la faja de aforamientos glaciales de la región andina central. El horizonte glacial estudiado (Miembro Inferior de La Formación Don Braulio) cuenta con el desarrollo de superficies de discontinuidad y pavimentos glaciales que permiten inferir una posición próxima a la costa y tres episodios de avance y retracción de los hielos. El último, marca la recesión definitiva de la glaciación y es acompañado de una rápida transgresión posglacial que incluye fauna de Hirnantia en convivencia con la sedimentación proglacial.
El posicionamiento paleogeográfico de esta región, que tiene continuidad litofacial a lo largo del cinturón andino, indica una neta vinculación gondwánica, permitiendo inferir que la Precordillera era parte del supercontinente a fines del Ordovícico.

Palabras clave: Sedimentación glacial; Pavimentos estriados; Glaciación hirnantiana; Estadíos de avance y retroceso; Dinámica glacial; Ordovícico Tardío; Gondwana; Región andina; Precordillera.

EXTENDED ABSTRACT

Striated pavements in the don braulio formation and the nature of the hirnantian glaciation (Late Ordovician) in the andean region.

Stratigraphic evidence indicates that the Late Ordovician glacial record of the Argentine Precordillera correlates with the glacial maximum that affected Gondwana during the Hirnantian Stage. This glaciation, anchored in west-central Africa, had a strong effect along the proto-Andean region due to the existence of local prominent relieves related to its active geodynamic setting. A peripheral position for the Precordillera as well as for the rest of the proto-Andean basins, and a slightly warmer thermal regime allowed complex ice-contact dynamics and development of an ice cap with partially floating outlet glaciers that recorded several stages of advance and retreat.
Erosive unconformities, striated pavements, and the various additional sedimentologic features previously recorded in the Don Braulio Formation indicate the existence of at least three stages of advance and retreat of the ice. A strongly erosive base and regional angular stratigraphic boundary with the underlying units allow suggesting initial subaerial exposure related to the rapidly expanding ice phase and consequent glacioeustatic falling stage. Glaciotectonic folding and meter-scale boulders of the underlying formation with continuous glacial striae record the first glacial advance. Inferred relief may be related to active tectonics along the Western Gondwana margin. Intratill and intertill type pavements record two additional stages of advance, where as two massive matrix-supported diamictites are interpreted as subglacial tills deposited during retreat stages. The final retreat, representing the waning stage, is recorded by few dropstones embedded in the lowermost part of the open-marine shales (Upper Member of the Don Braulio Formation) that onlap onto the glacial horizon along the entire Andean region. However, a first transgressive interval is required to explain the veneer conglomerate that caps the glacial Dmm, which in turn, was striated during a last ice advance. The first typical Hirnantia fauna has its appearance in the veneer conglomerate (interpreted a the ravinement surface), few meters under the first finding of Normalograptus persculptus. Previous to this, there is no authochthonous fauna in the glacial Dmm as to suggest open glaciomarine environments.
The complex facies associations and lateral facies and thickness variations allow considering the glacial horizon preserved along the proto-Andean margin as representative of proximal subglacial and restricted proglacial environments. This is a major difference with open glaciomarine settings where less variable facies and thickness are preserved. The glacial influence mainly bracketed to the Hirnantian stage is compatible with the previously inferred paleogeographic position of the Precordillera terrane as being part of Gondwana by the Late Ordovician.

Key words: Glacial sedimentation; Striated pavements; Hirnantian glaciation; Advance and retreat stages; Glacial dynamics; Late Ordovician; Gondwana; Andean region; Precordillera.

INTRODUCCIÓN

El Miembro Inferior de la Formación Don Braulio, aflorante en la Precordillera Oriental (Fig. 1), posee numerosos rasgos derivados de actividad glacial que han sido destacados por Peralta y Carter (1990), Astini (1993, 1994, 1999), Buggisch y Astini (1993) y Astini y Buggisch (1993). Este último, cuenta con descripciones detalladas sobre aspectos relacionados con los depósitos glacigénicos de la Formación Don Braulio. El propósito de esta contribución es: a) describir y dar a conocer una serie de evidencias adicionales que indican que la glaciación del Ordovícico tardío que afectó a la Precordillera se relaciona con el episodio glacial que afectó en el Hirnantiano al Gondwana y b) proponer un modelo sedimentario acorde con las evidencias descriptas. Asimismo, se discuten aspectos paleogeográficos vinculados con la posición de la Precordillera en el contexto del cinturón de depósitos glaciales hirnantianos de la región protoandina del Gondwana. Dado que no existe incompatibilidad entre fenómenos de resedimentación y los ambientes glaciales, se descarta la argumentación que niega el carácter glacial de los depósitos de la región subandina y de la Cordillera Oriental que tienen su continuidad en Bolivia y Perú con diferente nombres formacionales (Crowell et al., 1980, 1981; Astini, 1993; Martinez y Astini, 1999; Schönian et al., 1999).

Figura 1. Mapa de ubicación del área de estudio y distribución de los afloramientos del horizonte glacial en la Sierra de Villicum, Tectofacies oriental, Precordillera Argentina. CP: Cordillera Principal, CF: Cordillera Frontal, P: Precordillera, POc: Sierras Pampeanas Occidentales. De sur a norte los perfiles en el detalle de la derecha corresponden a las siguientes quebradas: 1-La Pola sur, 2-La Pola norte, 3-filo La Pola-La Agüita, 4-La Agüita, 5-Don Braulio, 6-La Vinchuca sur, 7-La Vinchuca norte, 8-filo Vinchuca-Angosta, 9-Angosta, 10-Honda.
Figure 1. Location map of the study area with details of the outcrop distribution of the glacial horizon in the Villicum Range, Eastern tectofcies, Argentine Precordillera. CP: Main Cordillera, CF: Frontal Cordillera, P: Precordillera, POc: Western Pampeanas Ranges. From south to north the numbers in the inset at the right side are for the following sections: 1-La Pola south, 2-La Pola north, 3-filo La Pola-La Agüita, 4-La Agüita, 5-Don Braulio, 6-La Vinchuca south, 7-La Vinchuca north, 8-filo Vinchuca-Angosta, 9-Angosta, 10-Honda.

RASGOS GLACIGÉNICOS

Los rasgos glacigénicos más destacables de los depósitos del Miembro Inferior de la Formación Don Braulio (Tabla 1) son: a) litológicos, b) texturales, b) de fábrica y d) geométricos y de estratofábrica. A ellos deben agregarse algunas estructuras de valor diagnóstico como indicadores hidrodinámicos.

Tabla 1. Principales características litofaciales y rasgos diagnósticos de los depósitos glaciales presentes en el Miembro Inferior de la Formación Don Braulio.
Table 1. Main litofacies characteristics and diagnostic features of glacially derived rocks of the Lower Member of the Don Braulio Formation.

Como lo demuestran las evidencias sintetizadas en la tabla 1, si bien es clara la filiación glacial de estos depósitos, el aspecto controvertido lo constituye su naturaleza marina o terrestre o, en todo caso, ¿dónde se encuentra la transición entre estos dos subambientes? Diferenciarlos no resulta sencillo en el registro fósil dada la ausencia de modelos inequívocos en relación con depósitos glaciales (e.g. Dreimanis 1989, Crowell 1983, Deynoux 1985). En este sentido, puede decirse parafraseando a Ashley (1985) que "si hay algo que puede generalizarse en ambientes glaciales es que no pueden realizarse generalizaciones".
De las evidencias que figuran en la tabla 1 cabe ampliar algunas de ellas que permiten sugerir una naturaleza predominantemente subglacial de los depósitos y posiblemente glaciterrestre de, al menos, parte de ellos:

a) Naturaleza de la diamictita basal

La naturaleza subglacial de la diamictita basal (Dmm) de Don Braulio está sustentada por la ausencia de estratificación, porcentaje relativamente bajo de arena en la matríz (<30%), distribución homogénea de clastos con amplio predominio de formas redondeadas y texturas superficiales (estriamiento y pulido) y formas heredadas de abrasión glacial, ausencia de carbonato primario, muy baja concentración de carbono orgánico y ausencia de fósiles autóctonos o trazas. Todas estas características son comúnmente referidas a ambientes subglaciales (Shaw, 1982, 1985; Menzies y Shilts, 1996; Miller, 1996; Licht et al., 1999). La matriz arcillo-limosa, la fábica fangosoportada y la participación de derivados extra e intracuencales son características muy comunes de depósitos subglaciales. El predominio de clastos con buen redondeamiento y frecuentes superficies pulidas y estriadas indica, a su vez, un intenso proceso de abrasión subglacial, propio de glaciares de base húmeda (Boulton, 1978).
Astini y Buggisch (1993) describieron y definieron a la Dmm como un depósito tillítico. Todas las características internas, tanto referidas a estructura como texturales, de la Dmm basal apuntan a considerarla como una tillita propiamente dicha (Dreimanis y Lundqvist, 1984; Dreimanis, 1989), depositada como una variedad de till subglacial (Clarke, 1987), más precisamente como till de alojamiento o como un till removilizado (véase Edwards, 1986). Puede también sin embargo, corresponder a una variedad subglacial de till de fusión (melt-out, véase Boulton, 1970, Shaw, 1985) denominada till de ablación subglacial (Gravenor et al., 1984) y corresponder a depósitos de fusión (undermelt till) ubicados en la base de glaciares flotantes en cuerpos de agua someros.

b) Características y significado de la superficie basal erosiva

A una escala local, los efectos erosivos ligados con el evento glacial se ponen de manifiesto en la sección de La Pola (Fig. 2), donde Benedetto (1998) ha descripto dentro de la Dmm basal clastos resedimentados derivados de la Formación La Cantera, basándose en el contenido faunístico. El carácter erosivo es claro cuando se observa en detalle el contacto, no siempre bien expuesto. En la quebrada de la Vinchuca, ubicado al norte del estratotipo (Figs. 1 y 2), se observa el carácter erosivo de la superficie labrada en niveles medios de la Formación La Cantera (Fig. 3). Estos niveles son predominantemente finos con estratificación delgada y en el filo entre ésta y la quebrada de Don Braulio (Fig. 1) están intensamente plegados y fracturados. Esta deformación afecta los 3-5 metros superiores de la unidad y son atribuidos a glacitectonismo. Esto último es difícil de demostrar en depósitos antiguos pero la posición estratigráfica por debajo de la tillita basal y la ausencia de evidencias tectónicas directas permiten sugerirlo. En este caso el glacitectonismo habría generado deformación y cizalla localizada (Clarke, 1987) en el paquete cuspidal de la Formación La Cantera, que sólo localmente está preservado.

Figura 2. Diagrama de correlación lateral entre perfiles del horizonte glacial de la Formación Don Braulio en la Precordillera Oriental. Obsérvese la marcada variación lateral de espesores y facies dentro del horizonte y el acuñamiento progresivo del espesor estratigráfico de unidades infrayacentes hacia el norte .Véase la ubicación de los perfiles y su distancia relativa en la Fig. 1. FSJ=Formación San Juan, FG=Formación Gualcamayo, FLC=Formación La Cantera, FLP=Formación La Pola, FDB=Formación Don Braulio, HG=Horizonte glacial.
Figure 2. Lateral relationship between different sections of the glacial horizon at the Don Braulio Formation in the eastern Precordillera. Note the strong variation in thickness and facies within it and the progressive wedging to the north of the underlying stratigraphic units. For location and distances between sections see Fig. 1. FSJ=Formación San Juan, FG=Formación Gualcamayo, FLC=Formación La Cantera, FLP=Formación La Pola, FDB=Formación Don Braulio, HG=Glacial horizon.

Figura 3. Contacto basal del horizonte glacial expuesto en la quebrada de La Vinchuca. Nótese el contraste de estratofábricas con la infrayacente Formación La Cantera.
Figure 3. Lower contact between the glacial horizon and the underlying La Cantera Formation at La Vinchuca Creek. Note the contrasted stratofabrics between both units.

El biselamiento erosivo a escala regional resulta más evidente al comparar varios perfiles levantados en sentido norte-sur (Fig. 2), ya que en ese sentido se registra un progresivo truncamiento de las unidades infrayacentes. El caso más conspicuo lo representa el acuñamiento lateral entre las quebradas de La Pola y Don Braulio (Fig. 2) de un intervalo de arenitas cuarzosas amarillentas intercaladas con abundantes flujos de detritos portadores de bioclastos calcáreos (particularmente restos de colonias de briozoarios, braquiópodos y restos de algas rojas), no diferenciado con anterioridad y ubicado entre la Formación La Cantera y La Formación Don Braulio. Para este paquete Astini (2001) propone el nombre de Formación La Pola. La Dmm basal se apoya directamente sobre esta unidad (Fig. 4), que posee un espesor máximo de casi 47,5 metros en el estratotipo (quebrada de La Pola) y se acuña abruptamente antes de llegar al filo norte de la quebrada de Don Braulio.

Figura 4. Contacto de la Dmm basal con las arenitas cuarzosas bioclásticas, de la Formación La Pola, sustrato del horizonte glacial entre la quebrada homónima y la quebrada la Agüita (véase Fig. 2).
Figure 4. Contact between the basal Dmm and a bioclasticrich quartzous sandstone of the La Pola Formation, that locally underlies the glacial horizon between the La Pola Creek and the La Agüita Creek (see Fig. 2).

En el extremo norte de los afloramientos de la diamictita (Fig. 1), la unidad glacial se apoya sobre la Formación Gualcamayo, estándo la Formación La Cantera virtualmente ausente en su totalidad (Fig. 5). La diferencia de espesores preservados de la Formación La Cantera es de alrededor de 50 metros entre perfiles adyacentes a menos de 1 km de distancia (Fig. 2). En ausencia de evidentes paleotopografías erosivas en "U", el progresivo acuñamiento de las unidades inferiores contra la superficie basal del paquete diamictítico puede explicarse por la existencia de una suave angularidad (Fig. 5). Una angularidad muy baja (<5°) fue calculada considerando el espesor estratigráfico eliminado a lo largo de la distancia de afloramientos en el pie oriental de la Sierra de Villicum (Fig. 1). No obstante, localmente en la quebrada Angosta una angularidad de 5° puede medirse en el afloramiento.

Figura 5. Diagrama esquemático a escala y en sentido norte-sur (véase Fig. 2) de la posible relación estratigráfica angular entre el horizonte glacial y las unidades estratigráficas sobre las que se asienta. Obsérvese la distribución variable de los espesores registrados en el horizonte glacial.
Figure 5. North-south schematic section, at scale (see Fig. 2), showing the angular relationship between the glacial horizon and the underlying units. Note the variable thickness of the glacial horizon.

La superficie basal erosiva, limitante de la unidad glacial, ha sido vinculada con una importante caída del nivel de base correlacionada con la caída eustática registrada globalmente en respuesta al crecimiento del casquete glacial hirnantiano (waxing stage, Astini y Buggisch, 1993). La angularidad registrada a nivel regional, y visible a escala de afloramiento en los perfiles más septentrionales, implica no obstante, el desarrollo de un evento de deformación o basculamiento regional previo a la actividad glacial, que, a su vez, explica el sesgado regional de las unidades infrayacentes. Esta angularidad no ha sido reconocida con anterioridad y tiene importancia a nivel del análisis evolutivo de la Precordillera.

c) Superficies con geometrías en domo (a la mesoescala) y depresiones intermedias ocupadas con posibles depósitos lacustres

Astini y Buggisch (1993) describieron una asociación de facies 3 que carece de elementos diagnósticos de ambiente marino y se caracteriza por la existencia de paraconglomerados caóticos (Fig. 6) y conglomerados estratificados clastosoportados intercalados en una sucesión rítmica con abundantes clastos caídos (Astini y Buggisch 1993, Fig. 4 fg). Los depósitos son interpretados como derivados de flujos de gravedad subácueos combinados con depósitos derivados de balsaje y fusión periódica (rain-out tills). Asimismo, los autores señalan que a pesar de constituir éstas evidencias concluyentes de sedimentación glacial subácuea, podrían haber tenido lugar en un cuerpo de agua muy probablemente lacustre dado que existe una ausencia de macro y microfósiles, que contrasta con los intervalos supra e infrayacentes. A esto se suma la geometría lenticular (concavo-plana) de estos depósitos a mesoescala (relación ancho/profundidad= 20) que están incluídos dentro de una depresión cóncava situada entre domos tillíticos. El radio de curvatura indica una escala superior al centenar de metros de ancho para la artesa, que cuenta sólo con uno de sus bordes bien preservado. Este tipo de morfologías es común de ambientes glaciterrestres proglaciales donde el drift adopta geometrías monticulares, producto del modelado glacial directo en el ambiente subglacial o de procesos de fusión y retrabajo en los ambientes proglaciales que son ocupados por cuerpos lacustres.

Figura 6. Detalle de los paraconglomerados caóticos interpretados como rainout till, incluidos dentro de la asociación de facies 3 de limolitas laminadas de Astini y Buggisch (1993). Nótese la disposición vertical del bloque próximo a la piqueta.
Figure 6. Chaotic paraconglomerates interpreted like rainout till, included in the facies association 3 of Astini y Buggisch (1993). Note the vertical axes of the boulder close to the hammer.

d) La superficie cuspidal transgresiva y aparición de la primer fauna marina autóctona

La fauna marina autóctona (valvifauna de Hirnantia) aparece por encima del nivel conglomerádico tabular y clastosoportado del tope del horizonte glacial (Fig. 7) y, localmente, forma parte de su matriz (Fig. 8). El conglomerado laminar (veneer conglomerate) puede observarse en el filo entre la quebrada de la Vinchuca y la de Don Braulio y puede seguirse, hacia el sur, hasta la quebrada de La Pola (Figs. 1 y 3). Éste tiene un espesor promedio de 10-20 cm y localmente, su espesor no supera el diámetro del tamaño máximo de sus componentes individuales (Figs. 7 y 9).

Figura 7. Conglomerado tabular que cubre la Dmm en el tope de la unidad. Nótese los bloques sobredimensionados que contiene, la Dmm sobre la que apoya y la pelita laminada (marina) que lo cubre.
Figure 7. Veneer conglomerate that covers the Dmm at the top of the glacial horizon. Note the oversized boulders that it includes, the underlying massive matrix supported diamictite and the overlying laminated (marine) shale.

Figura 8. Detalle de la matriz arenosa calcárea del conglomerado cuspidal. Las flechas indican restos de braquiópodos inmersos en la matriz.
Figure 8. Detail of the sandy matrix within the cap conglomerate with white arrows pointing toward brachiopod shells.

Figura 9. Esquemas de la variabilidad morfológica y composicional del conglomerado tabular que cubre al horizonte glacial: a) caso de superficies de corte y relleno (gutter casts) asociadas al conglomerado tabular rellenas con coquinas y truncadas erosivamente por actividad glacial (véase Fig. 9a y 16), b) acumulación delgada clastosoportada y bloque estriado caído dispuesto unos decímetros por encima del contacto con las fangolitas bioturbadas que cubren al horizonte glacial, c) morfología irregular con bloques sobresaliendo del tope (posiblemente caídos) y niveles de coquinas calcáreas dentro de la facies de fangolitas suprayacente.
Figure 9. Diagrams representing the morphological and compositional variety of the cap conglomerate that covers the glacial horizon: a) represent erosive features (gutter casts) with coquina fills later truncated by glacial erosion (see Fig. 9a y 16); b) thin clast- supported cobble-boulder conglomerate with isolated boulder several centimeters upper in the section of marine shales, interpreted as a dropstone; c) irregular morphology with oversized boulders protruding from its top. In all cases note shell debris accumulated in the conglomerate interstices.

Ha sido interpretado por Astini (1993) y Astini y Buggisch (1993) como acumulado durante una transgresión marina repentina, que produjo retrabajo y concentración mecánica de clastos a partir de la Dmm, depositándolos junto con restos de valvifauna netamente marina (Fig. 8), por encima de la superficie transgresiva. Dicha transgresión fue vinculada con el fenómeno de fusión tardíoglacial (waning stage).
Por encima del conglomerado laminar se desarrolla un horizonte pelítico oscuro (~0,5 m) interpretado por Astini y Buggisch (1993) como una sección condensada, que hacia su parte superior, contiene Normalograptus persculptus. Esta graptofauna tiene su primer aparición a 1,5 m por encima de los niveles lenticulares con Hirnantia.
Cabe destacar que en ninguna sección se ha comprobado la existencia de faunas marinas en el seno de la diamictita que no sean alóctonas (e.g. Benedetto, 1998). Este hecho ha sido resaltado anteriormente por Astini y Buggisch (1993) que señalan que los niveles lenticulares con fauna de Hirnantia, aparentemente intercalados en las quebradas de Don Braulio y de La Pola, corresponden a repeticiones tectónicas que localmente duplican tramos de la sección.

e) La arquitectura lateral del horizonte glacial

La geometría y continuidad lateral del intervalo glacial no ha sido previamente estudiada con detenimiento. Si bien a la escala del afloramiento parece un depósito relativamente tabular, en un relevamiento detallado pudo determinarse una notable variación lateral tanto de facies como de espesores. El espesor del horizonte glacial varía entre 20 metros, espesor registrado en la quebrada de Don Braulio y 25 centímetros, registrados en la quebrada Angosta (Fig. 2). En situaciones intermedias, no solo se registran diferentes espesores, sino también, distintas facies con mayor o menor proporción de evidencias directas de actividad glacial. En la quebrada Honda (Fig. 2) sólo se observa un paquete único de conglomerados arenosos mal seleccionados pero con clastos muy redondeados y dispuestos en un cuerpo lenticular de 5,4 m de espesor máximo (Figs. 10 y 11). Internamente se diferencian varios cuerpos menores limitados por intervalos de diamictitas arenosas, con trenes de ondulitas asimétricas y capas gradadas con calcos de carga y calcos de flujo en la base, describiendo arreglos estratodecrecientes. Entre los bloques redondeados del conglomerado se reconocen algunos con estriamientos bien desarrollados, con juegos de estrías multidireccionales. En conjunto, estos depósitos pueden interpretarse como resedimentados en ambiente subácueo.

Figura 10. Cuerpo conglomerádico lenticular equivalente al horizonte glacial en la quebrada Honda (ubicación en Fig. 2 y 3).
Figure 10. Composite lenticular conglomerate equivalent to the glacial horizon at quebrada Honda (location in Fig. 2 y 3).

Figure 11. Detalle del conglomerado lenticular expuesto en la quebrada Honda. Nótese su base marcadamente erosiva.
Figure 11. Close up of the composite conglomerate at quebrada Honda. Note its strongly erosive base.

En la quebrada Angosta el espesor completo del horizonte glacial se reduce a una capa delgada (25 cm) y bastante tabular caracterizada por contener bloques de tamaño máximo superior al espesor de la capa y sobresaliendo de ella (protrusión) hasta más de la mitad de su diámetro (Fig. 2). Esta capa se correlaciona con el conglomerado tabular del tope que, en esta localidad, separa directamente a la Formación La Cantera del Miembro Superior fangoso de la Formación Don Braulio (Fig. 2). El tamaño máximo de los bloques incluídos en la capa supera al espesor de la capa que los contiene, constituyendo paradojas hidrodinámicas que no pueden ser explicados por retrabajo o por fenómenos de gravedad (e.g. Fig. 9c). Dado que el centro de gravedad está por encima del tope de dicho conglomerado pueden interpretarse como bloques caídos (cadilitos). Otra nueva evidencia de fenómenos de balsaje asociados está dada por la presencia de bloques estriados suspendidos dentro de la pelita marina que suprayace al conglomerado tabular del tope (hasta 30 cm por encima de él) entre las quebradas de Don Braulio y La Pola (Fig. 12).

Figura 12. Bloque estriado suspendido dentro de los centímetros basales de la fangolita marina del Miembro Superior inmediatamente por sobre el conglomerado tabular.
Figure 12. Striated cobble included in the marine shale of the Upper Member of the Don Braulio Formation immediately above the cap conglomerate.

En otras localidades al norte de la Quebrada de la Vinchuca (Fig. 2) la Dmm basal está reducida a 1,4 m de esperor (Fig. 13) y contiene una elevada concentración de bloques estriados con disposición suparalela. A menos de 200 metros de distancia antes de la quebrada Angosta sólo se destaca un paquete de 1,6 m de espesor de pelitas limosas laminadas con clastos y bloques dispersos con estructuras de impacto (Fig. 14). Estos se interpretan como clastos caídos a partir de balsaje glacial.

Figura 13. horizonte glacial completo (1,75 m) representado por una Dmm (1,4 m) con importante acumulación de bloques estriados, cubierta por el conglomerado tabular cuspidal (0,3 m). Ubicado en la vertiente norte de la Quebrada de la Vinchuca.
Figure 13. Complete glacial horizon (1.75m) composed by a basal Dmm (1.4 m) with abundant striated boulders capped by a clast supported cobble conglomerate (0.3 m). North side of the Vinchuca Creek (Fig. 2 y 3).

Figura 14. Sección de diamictitas estratificadas matriz soportadas con clastos caídos (1,6 m), equivalente del horizonte glacial entre la quebrada de La Vinchuca y la quebrada Angosta (véase Fig. 2 y 3).
Figure 14. Stratified diamictites with dropstones (1.6 m) equivalent to the glacial horizon between the La Vinchuca and the Angosta Creeks (see Fig. 2 y 3).

Analizado en detalle, el horizonte glacial muestra importantes cambios laterales que no son propios de las plataformas glacimarinas abiertas. Estas últimas se caracterizan por tener homogeneidad litológica y escasa variación lateral de espesores y facies (Drewry, 1986; Brenchley et al., 1991; Miller, 1996). Por el contrario, la lenticuaridad y marcada variedad litofacial en esta unidad implican múltiples procesos de depositación y límites erosivos producidos por una dinámica glacial compleja, más compatible con ambientes glaciterrestres o glacimarinos restringidos, con una topografía de fondo relativamente más importante que la presente en las actuales plataformas glacimarinas abiertas.

DESCRIPCIÓN Y UBICACIÓN DE LOS PAVIMENTOS

En una campaña reciente dos superficies estriadas fueron reconocidas en la margen norte de la sección tipo (Fig. 15). Estas superficies aparecen en el tope del cuerpo arenoso lenticular con disposición intratillítica (asociación de facies 2 y Fig. 2 de Astini y Buggisch, 1993) y afectando el conglomerado laminar del tope (Fig. 9a) cuya génesis fue tratada en un apartado anterior. Si bien la geometría tabular de este último fue notada con anterioridad, destacando el aspecto de "pavimento", no habían sido halladas huellas o marcas diagnósticas de abrasión glacial afectándolo directamente. La separación estratigráfica entre ambas superficies es de aproximadamente 3,5 m.

Figura 15. Sección columnar del intervalo glacial en la sección tipo (quebrada de Don Braulio) y ubicación relativa de las superficies de abrasión glacial descriptas en el texto. a) curva de avance y retroceso glacial (independiente de estadíos glaciales e interglaciales) y b) curva general de fluctuaciones del nivel del mar (pic: punto de inflexión de caída, pia: punto de inflexión de ascenso). SE: superficie erosiva, PE: pavimento estriado, ST: superficies transgresiva.
Figure 15. Columnar section of the glacial interval (Lower Member of the Don Braulio Formation) at its type section (20 m) and location of glacial erosive surfaces described in the text. a) Curve showing inferred advance and retreat of the ice. b) Relative sea-level curve (pic: falling inflexion point, pia: rising inflexion point). SE: erosive surface, PE: striated pavement, ST: transgressive surface.

El pavimento inferior retrabaja y decapita los cuerpos de arena ubicados en la sección media de la diamictita (Fig. 15). Este contiene, al igual que el superior, una serie de estriamientos relativamente profundos y continuos y dispuestos en forma paralela entre sí que recuerdan a ice grooves (Dionne, 1974; Leverdiere et al., 1985; Eyles, 1998). Los surcos poseen un ancho variable entre 1 y 3 cm y no se observan las terminaciones. Su relieve es del orden de 0,1 a 0,5 cm. Por su fisonomía se habrían labrado sobre una superficie relativamente compactada pero no litificada.
En el pavimento del tope se registran surcos continuos de varias decenas de centímetros en los espacios interclastos donde el sedimento estaba consolidado pero no litificado cuando se produjo el estriamiento. Los surcos continuos poseen hasta 5 cm de ancho individual (Fig. 16). Asimismo, se observan estrías simples y marcas de percusión (Fig. 17) sobre los clastos redondeados, facetados y aplanados que forman el conglomerado laminar dispuestos a manera de pavimento (Fig. 18).

Figura 16. Detalle del pavimento del tope. a) Superficie de truncamiento, aplanada y con surcos glaciales erosivos.
Figura 16. Detail of the pavement at the top. Note the flat truncation and the glacial groves.

Figura 17. Bloque estriado incluido en el pavimento. Nótese la disposición de conjuntos de estrías paralelas entre sí, más o menos alineadas con el eje mayor del clasto.
Figure 17. Striated boulder included in the pavement at the top of the unit showing sets of parallel striae aligned with the boulder major axes.

Figura 18. Vista general del pavimento de bloques que cubre la diamictita en la quebrada de la Pola (margen norte), solapada por fangolitas marinas del Miembro Superior de la Formación Don Braulio.
Figure 18. Broad view of the boulder pavement that covers the diamictite exposed in the left margin at La Pola Creek. Note that it is sharply overlain by shales.

Considerando la posición de esta última superficie que sirve de límite con el Miembro Superior de la unidad (Fig. 15), constituiría este un pavimento de tipo intertill (Holmes, 1944) o más propiamente supratill. Exceptuando los decímetros basales del Miembro Superior, donde ocasionalmente existen algunos bloques caídos (Figs. 9b y 12), la facies de fangolitas bioturbadas de este miembro carecen de rasgos glaciales.

Discusión y génesis

Los pavimentos estriados de origen glacial son superficies erosivas planas u onduladas cubiertas con estriamientos que han sido labrados sobre sustratos coherentes, firmes o duros por la actividad y abrasión del hielo (véase Jackson, 1997). Las superficies estriadas se generan naturalmente a partir de diversos agentes, entre ellos, los glaciares y la tectónica. Por esta razón, para definir su génesis es importante contar con conjuntos de evidencias independientes (Iverson, 1991) que provengan, por ejemplo, de la textura, fábrica y geometría de los depósitos (véase Tabla 1).
El sustrato glacial puede estar constituído tanto por rocas duras (hard bedrock) como por sedimentos no litificados (Murray, 1994). Los pavimentos intratillíticos, como por ejemplo el descripto por Rosello et al. (1992) en el Carbonífero de la Formación Leoncito es de este último tipo. A su vez, los pavimentos de bloques son un caso intermedio, donde si bien el sustrato es deformable, los bloques se comportan rígidamente, estriándose por efecto de la abrasión glacial. La matriz, en estos casos, es la que absorbe la compactación. Un ejemplo de ellos puede ser el de la Formación Hoyada Verde (González, 1981; López Gamundí, 1983; López Gamundí y Martinez, 2000). Definiciones de pavimentos de bloques han sido dadas por Eyles (1988) y Visser y Hall (1985). Esta última hace referencia a pavimentos laminares (single-layer conglomerate) compuestos por una concentración tabular de clastos estriados. Eyles (1988) en tanto, remarca la frecuente naturaleza intratillítica de estos pavimentos, aludiendo a que se forman por la actividad de pulsos sucesivos de avance dentro una etapa glacial. Clark (1991), por su parte, relaciona los pavimentos con fenómenos de deformación subglacial.
La naturaleza de la interfase entre la base del glaciar y el sustrato infrayacente condiciona el grado de deslizamiento que tendrá lugar y el alcance de la deformación del sustrato (Shaw, 1985; Alley et al., 1986; Alley, 1989). Las características de la zona de cizalla basal dependen, a su vez, de las pendientes relativas, el espesor del hielo y del régimen térmico (cf. Boulton 1972a; Paterson, 1994; Miller, 1996). La generación de pavimentos estriados requiere de un cierto deslinde (decoupling) en la interfase y una concentración de la cizalla basal en planos discretos (Murray, 1994). Asimismo, los cambios de uniformidad del movimiento de la masa de hielo (topografía del sustrato) también puede jugar un rol importante (Raymond, 1987) en la generación y extensión areal de los pavimentos.
Las superficies estriadas expuestas en la Formación Don Braulio contribuyen a reafirmar la naturaleza glacial de la unidad y su vinculación directa con fenómenos de abrasión glacial. Las paleodirecciones de flujo tienen una orientación SE-NW con estriamientos de dirección 295°-310° el plano inferior y 320° el plano superior. Estas direcciones concuerdan con las interpretadas del análisis de fábrica (Astini y Buggisch, 1993) que localmente muestra elongaciones del eje máximo dispuestas paralelamente a esta dirección. Tanto Lawson (1979) como Dowsdewell et al. (1985) entre otros, han inferido orientaciones de los clastos paralelas a la dirección de flujo glacial en depósitos de till basal y till de fusión. Asimismo, la orientación de la estratificación cruzada en artesas y bases de canales de la asociación de facies arenosa (asociación de facies 2 de Astini y Buggisch, 1993) es subparalela a la de los estriamientos de la superficie. Dos son las interpretaciones posibles para esta asociación descripta por Astini y Buggisch (1993), que puede corresponder alternativamente a un subambiente subglacial o a uno proglacial proximal. De ser subglacial, se asignaría a depósitos de cursos de agua similares a los eskers, asociados con la actividad de drenaje subglacial (Eyles et al., 1982). Depósitos similares han sido descriptos por Eyles y Eyles (1992) quienes remarcan que es frecuente que estén truncados erosivamente por superficies labradas con surcos y estrías subparalelas a la dirección de flujo del hielo (y, por lo tanto, de los paleovalles). No obstante, en este caso, el tope de la asociación arenosa está afectado por retrabajos múltiples de oleaje muy somero y eventual exposición subaérea (Fig. 4e de Astini y Buggisch, 1993). Esto ha sido interpretado a partir de trenes de microondulitas con patrones de interferencia y arrasamiento de crestas (Tabla 1). Por esta razón estos depósitos se ubicaron en la región proglacial (depósitos de outwash) donde igualmente los patrones de drenaje habrían sido subparalelos a la dirección de avance del hielo y el truncamiento de dicha asociación sería el resultado de una posterior etapa de avance.
Si bien el pavimento de bloques del tope del intervalo glacial es, al menos localmente, interpretado como un pavimento glacial, es necesario analizar su posición estratigráfica con cautela, ya que el conglomerado tabular contiene en su matriz la primera aparición de fauna marina autóctona. Por esta razón la interpretación previa de Astini (1993) y Astini y Buggisch (1993) que consideran a éste como un conglomerado transgresivo no sería incorrecta. Es posible que la acumulación laminar de bloques y concentraciones fósiles intersticiales sean de origen fundamentalmente hidrodinámico y estén vinculadas con un fenómeno transgresivo. El repentino ascenso eustático sería capaz de concentrar los clastos gruesos contenidos en la diamictita (tillita), luego de transportar diferencialmente las granulometrías más finas en suspensión. De este modo, la interpretación de este conglomerado tabular como capa de acorazamiento del lecho, relacionada con el episodio transgresivo (más precisamente la superficie de ravinement), es consistente con los rasgos descriptos.
Una alternativa, sería suponer que la acumulación laminar de clastos, posteriormente estriada, resulta de procesos de lavado (winnowing) que afectaron a la Dmm en ambiente subglacial marino a continuación de la línea de desacople o despegue (grounding line). Esto es posible en caso de lenguas de hielo flotante. Este proceso es común en bordes de calotas o plataformas de hielo que durante el período de retroceso y transgresión disminuyen el espesor de la columna de hielo. En consecuencia, una cuña marina se intercala entre la lámina de hielo, que queda flotando, y el fondo (Anderson y Thomas, 1991; Anderson et al., 1991). No obstante, resulta difícil pensar en un proceso que en este subambiente pueda introducir y concentrar los restos esqueletales preservados como verdaderas concentraciones mecánicas. Eyles y Lagoe (1989, 1990) han descripto acumulaciones de coquinas íntimamente relacionadas con pavimentos de bloques que han sido interpretadas como acumulaciones residuales derivadas de actividad de tormentas o de corrientes mareales que retrabajaron sedimentos inicialmente heterogéneos depositados en la plataforma (Hansom, 1983). Posteriormente estas acumulaciones habrían sido estriadas por la actividad erosiva de hielos flotantes durante etapas de avance (Eyles, 1988).
En ambas alternativas, la superficie estriada habría sido labrada en un avance póstumo, previo a la etapa de recesión glacial que habría sido muy rápida, ya que la superficie de erosión glacial ha sido luego cubierta por facies pelíticas (fangolitas del Miembro Superior de la Formación Don Braulio), con muy escasos clastos caídos en sus decímetros basles y lentes de valvifauna de ambiente marino abierto. La naturaleza repentina del fenómeno de recesión glacial hirnantiano ha sido observada con anterioridad en diversas localidades del mundo (Brenchley et al., 1994; Marshall et al., 1997). Resulta importante recalcar que el conglomerado laminar situado en el tope de la Dmm, localmente transformado en un pavimento de bloques, contiene parches de coquinas con Hirnantia en su seno que indican que la etapa de concentración de bloques para formar el conglomerado laminar fue previa al labrado glacial y producto de un retrabajo marino anterior al retiro de los hielos (Fig. 15).

MODELO DE GLACIACIÓN

Mucho se discute sobre la posibilidad de inferir tipos de glaciación basándose en evidencias del registro estratigráfico. Éste es un aspecto clave para poder discutir aspectos paleogeográficos y referidos a la distribución de las masas continentales en el globo. La gran extensión areal y buena continuidad y homogeneidad de espesores es uno de los argumentos que se emplean en favor de glaciares en manto y calotas (Boulton, 1972b) con extensión de hielo sobre las plataformas marinas (marine ice sheets), mientras que en forma opuesta, los glaciares de altura (glaciación adiabática) generalmente producen depósitos heterogéneos desde el punto de vista composicional y geométrico. Las calotas (ice caps) pueden presentar un control topográfico y régimen térmico mixto y se generan en áreas periféricas o polares que favorecen el nucleamiento del hielo. Calotas y mantos de hielo pueden ser parte de una misma configuración glacial o bien distintas expresiones en diferentes etapas de una glaciación, como ha ocurrido en la Antártida durante el Pleistoceno. En este sentido, la configuración orogénica de las masas continentales influye sobre la distribución de calotas y centros periféricos, contribuyendo particularmente, al fenómeno de amalgamación (Eyles, 1993) por el cual crecen calotas y mantos a partir de glaciares de valle y campos de hielo.
El espesor de los depósitos glaciales puede, a su vez, relacionarse con varios factores: a) tasa de aporte sedimentario, b) subsidencia local, c) energía disponible para redistribuir los sedimentos en el ambiente de sedimentación y d) duración de la glaciación. Pero es principalmente el régimen térmico, junto al balance glacial, el que controla la dinámica glacial, las tasas de flujo, el tipo de transporte y las variaciones de descarga. El régimen térmico no sólo regula la tasa de sedimentación y las biofacies asociadas sino también la naturaleza de los depósitos resultantes. Si bien, en la práctica, una región englazada puede contar con base seca y base húmeda en diferentes partes y en diferentes etapas, dependiendo de la estructura térmica y de la distribución de presiones en la columna de hielo, los depósitos resultantes en "continuidad sedimentológica" deberían reflejar un predominio de una estructura sobre otra. De acuerdo con ello, predomina una menor o mayor tasa de descarga y turbidez (respectivamente).
Los depósitos de glaciares de altura tienen una mayor restricción areal y cambios de espesor marcados, vinculados con la descarga heterogénea y localizada. Además, en contacto con el mar (fiordos), se destruyen con relativa facilidad, cerca de la línea de costa, debido al reducido espesor de las lenguas de hielo y el contraste de temperaturas con el agua de mar. Esto produce una marcada turbidez que normalmente inhibe el desarrrollo de comunidades de fondo. Asimismo, en estas regiones suelen reconocerse relieves típicos de artesas glaciales y paleovalles, hasta el momento no descriptos en el hirnantiano de la Precordillera. No obstante, los depósitos de la Precordillera muestran una cierta heterogenidad litofacial y arquitectural, rasgos propios de depósitos derivados de glaciares topográficamente controlados. La variedad y tamaño de clastos que contiene la tillita y la característica matríz fangosa con altos contenidos de arcilla y limo cuarzoso, las texturas superficiales de clastos con buen redondeamiento y estriamiento indicativas de intensa abrasión subglacial y procedencia lejana (extracuencal) y la mezcla con derivados supraglaciales, notablemente angulosos y de procedencia local (que indican existencia de relieves por sobre del hielo), constituyen rasgos característicos de depósitos de glaciares de valle con base húmeda y abundante aporte sedimentario (véase Tabla 1). La homogeneidad de la diamictita (ausencia de estratificación o gradación evidente) junto a la presencia de abundantes bloques estriados, con fábrica elongada localmente preservada, permite inclinarse por depósitos de naturaleza subglacial. La asignación glaciterrestre es un tanto más especulativa. La asociación de tillitas de alojamiento (lodgement) sucedidas por otras facies de posible origen subglacial (till de fusión) que descansan sobre la superficie basal de la unidad es comparable con asociaciones depositadas en zonas marginales al frente de hielo durante su retracción, ya que durante el avance de los hielos domina la erosión. Esto habría tenido lugar por sobre el nivel del mar o, al menos, su influencia no habría sido significativa.
En cuanto a su espesor, el horizonte glacial tiene escasa potencia y muestra en su tope un pasaje repentino a sedimentos no glaciales. Estas dos características son comunes de glaciares desarrollados en regiones frías, con aporte sedimentario limitado. No obstante, el espesor reducido puede deberse a la ausencia de una subsidencia propicia y/o al corto intervalo del período glacial.
Una alternativa, es que la región donde se depósito la Formación Don Braulio haya estado ubicada en una faja costera, próxima a la zona de desacople (grounding line) de hielos flotantes. Esto resultaría en una sedimentación dominantemente subglacial. En este caso, la sedimentación habría tenido lugar por debajo del nivel del mar y su depositación casi ininterrumpida (elevada turbidez) y a través de una columna de agua relativamente delgada, habría producido la masividad del depósito (Gravenor et al., 1984; Barret y Hambrey, 1992). Estas condiciones explicarían la ausencia de fauna asociada en la Dmm (Domack, 1988). De esta forma en etapas con arrastre y aporte activo se habrían depositado en sectores proximales de la plataforma una serie de bancos morénicos (Powell y Elverhoi, 1989; Anderson y Ashley, 1991), cuyos topes pueden ser retrabajados en ambientes de alta energía durante eventuales fluctuaciones relativas del nivel del mar, generando concentraciones de potenciales pavimentos de bloques y acumulaciones bioclásticas.
La definición de faja costera empleada no es la de línea de costa (una figura geomorfológica efímera), sino la de una franja donde interactúan procesos con dominio desde el continente y desde el cuerpo de agua (Reading y Collinson, 1996). El avance y retracción del hielo en esta situación geográfica favorecería la generación de depósitos con características híbridas como las descriptas en la Formación Don Braulio. No obstante, las evidencias erosivas (e.g. contacto basal y superficies estriadas) son indicativas de truncamiento estratigráfico y desarrollo de hielo asentado en la región.
De acuerdo con Anderson et al. (1991) el pasaje rápido de tillitas subglaciales a sedimentitas con ausencia de evidencias glaciales constituye una fuerte evidencia en favor de situaciones climáticas frías (polares o subpolares), donde el régimen térmico condiciona la baja tasa de sedimentación. Esta condición contrasta con aquélla desarrollada en regiones de fiordos donde la sedimentación en las etapas de retroceso es muy abundante.
Cuando la línea de desacople se encuentra ubicada por debajo del nivel del mar, entonces el modelo es de una plataforma glacial flotante. Los depósitos ubicados hacia el continente de la línea de desacople son indiferenciables de los glaciterrestres, mientras que aquéllos ubicados hacia el mar contendrán mayores evidencias marinas cuanto menor sea la tasa de aporte. La mezcla con organismos marinos puede interpretarse como una etapa donde la retracción por rotura de la cubierta de hielo posibilitó el asentamiento de faunas bentónicas en el fondo marino somero y la influencia de tormentas retrabajaron el sustrato. Éstas habrían concentrado los gruesos que quedaron expuestos en el fondo, formando un tapiz o capa de acorazamiento. El escaso aporte detrítico bajo condiciones de alta energía habría facilitado el asentamiento de las comunidades bentónicas (Eyles y Eyles, 1992). Con posterioridad un nuevo pulso de avance habría erosionado y labrado sobre el conglomerado laminar una superficie estriada generando el pavimento de bloques superior, muy posiblemente relacionado con una mecánica como la propuesta por Eyles (1988), en un ambiente marino de plataforma. Este pavimento marcaría el último pulso de avance y de allí en más habría tenido lugar un retroceso rápido e ininterrumpido del frente glacial con depósitos caracterizados por la ausencia de evidencias glaciales. Como se explicó anteriormente, existen sólo muy escasos bloques caídos en los decímetros basales del Miembro Superior Fangoso de la Formación Don Braulio (Figs. 9b y 12), representado por facies marinas extraglaciales que solapan al horizonte glacial. Dicho solapamiento (onlap) se interpreta como la transgresión marina vinculada con la etapa de recesión glacial (waning stage).
En conclusión, las características analizadas permiten deducir que la glaciación hirnantiana en la región de Precordillera habría sido del tipo de las plataformas de hielo, conectadas con una calota periférica, posiblemente nucleada a lo largo de la faja protoandina, donde se habrían amalgamado glaciares de altura. No obstante, la presencia de rodados extracuencales indicaría algún aporte le jano, probablemente vinculado con lenguas glaciales activas (outlet glaciers) procedentes del manto de hielo hirnantiano, ubicado al este. Si en la región occidental del Gondwana ocurrían procesos orogénicos ligados con un margen activo (Ramos, 1995; Pankhurst y Rapela, 1998; Ramos y Keppie, 1999), entonces la provisión sedimentaria y el condicionamiento topográfico habrían jugado un rol importante en la configuración glacial. Un relieve local importante en la región de Precordillera habría sido capaz de proveer el aporte mixto (sub y supraglacial) y generar algunos rasgos más propios de depósitos de valle con dinámica basal húmeda o mixta. La relativa continuidad de los depósitos glacigénicos a lo largo del cinturón andino (Peralta y Baldis, 1992; Buggisch y Astini, 1993) permite suponer una naturaleza común para los depósitos de esta región a partir de una calota de posición subpolar, donde la variación de espesores estaría relacionada con fenómenos de subsidencia local y de topografía glacial.

ETAPAS DE AVANCE Y RETROCESO

Las diferentes etapas o pulsos de avance y retroceso de los hielos en el contexto del ciclo glacial se vinculan con fenómenos estacionales de retracción y crecimiento (cf. Veevers y Powell, 1987; Anderson y Thomas, 1991), determinando el arreglo vertical observado, con intercalación de facies de distinta naturaleza y pavimentos estriados intratill y supratill. Las etapas de retracción o avance en la historia glacial y los cambios en la posición de la línea de desacople dependen del balance de masas, de la posición relativa del nivel del mar, de la temperatura de la masa de agua y de la pendiente del sustrato de la plataforma (Thomas, 1979).
La topografía erosiva de la superficie basal de la Formación Don Braulio puede relacionarse, tentativamente, con la caída eustática inicial que ocurrió al comienzo de la glaciación. Fluctuaciones del orden de la centena de metros han sido calculadas en otras localidades en vinculación con esta glaciación (Brenchley y Newall, 1980, 1984; Brenchley, 1988; Vaslet, 1990). Dichas fluctuaciones son responsables de la exposición subaérea del sustrato (probablemente previamente plegado o basculado) donde, como en la Precordillera, fue labrada una superficie erosiva.
El sustrato glacial afectado localmente por glacitectonismo indica la instalación del ambiente glacial y el avance de los hielos (Fig. 19a). El grueso de la tillita basal (incluyendo retazos de pavimentos estriados pertenecientes a la unidad subyacente) junto a las facies arenosas con retrabajo de oleaje y evidencias de exposición subaérea serían producto de una primer etapa de retracción del frente de hielo (Fig. 19b). La superficie estriada que decapita a esta asociación se interpreta como un pavimento desarrollado sobre sustrato no litificado por roce y asentamiento de masas de hielo e indica una segunda etapa de avance (Fig 20c).
La segunda etapa de retracción queda evidenciada por la depositación de la Dmm superior seguida de la sucesión laminada con clastos caídos y depósitos de ablación derivados de balsaje en las depresiones de un sustrato morrénico ondulado, bien preservado en la quebrada de La Pola (Fig. 19d). La clara influencia marina asociada al conglomerado laminar del tope con presencia de valvifaunas constituye un rasgo definitivo de la retracción glacial. El estriamiento del conglomerado laminar sucedido por pelitas marinas con escasos clastos caídos en los centímetros basales implica un último pulso rápido de avance y retroceso glacial (Fig. 19e). Esta última retracción coincide con la recesión definitiva de los hielos como lo indica el desarrollo estratigráfico posterior.

Figura 19. Diagrama esquemático de las diferentes etapas de avance y retroceso de la glaciación hirnantiana en la Precordillera Argentina considerando el registro sedimentario de la Formación Don Braulio; a) primer avance vinculado al inicio de la etapa glacial y subsidencia por carga (flechas oscuras), b) retroceso y depósito de la Dmm basal, c) nuevo avance y labrado de la superficie estriada sobre Dmm, d) retroceso y depositación de la Dmm superior, generación de la cubierta clastosoportada (capa de acorazamiento) durante la transgresión, e) avance rápido y generación del pavimento estriado sobre el conglomerado residual, f) receso definitivo de la glaciación hirnantiana. La ausencia de una diamictita vinculada con la etapa de retracción final y su reemplazo por un paquete de pelitas con bloques caídos obedecería a un adelgazamiento del hielo y ruptura rápida por flotación (calving). Ascenso eustático indicado por flecha. Explicación más detallada en el texto.
Figure 19. Diagram showing the proposed evolution of the glacial interval recorded in the Precordillera. a) first advance related with the initial growth of the Hirnantian ice cap and related glacio-isostatic loading (dark arrows), b) retreat and deposition of the first Dmm, c) advance and generation of first striated surface, d) fast retreat with deposition of the upper Dmm and generation of the clast supported armor layer at the top of Dmm by marine rework, e) advance stage with striation of the upper surface of the veneer conglomerate, f) final retreat of the hirnantian ice cap leaving minor evidences like dropstones in the transgressive shales deposited during calving and catastrophic retreat of the floating ice. Arrow shows sea-level rise. For detailed explanation see text.

Figura 20. Efectos de subsidencia flexural y rebote glacioisostático y glacioeustático durante el crecimiento y retracción de una calota glacial (modificado de Allen, 1997). Nótense las variaciones relativas del nivel del mar producto de la interacción entre las fluctuaciones eustáticas y los efectos glacioisostáticos producidos por la carga y la descarga del hielo sobre la litósfera (explicación en el texto).
Figure 20. Effects of flexural subsidence and glacioisostatic and glaciouestatic rebounds during growth and decay of an ice cap (modified from Allen, 1997). Note the timing and nature of the relative sea-level variations due to the interaction of eustacy and glacioisostacy related to ice loading and unloading of the lithosphere (further explanation in the text).

Recientemente, en estudios independientes realizados por Astini (1999) y por Schönian et al. (1999) se concluye la existencia de una serie de tres fases de avance y retroceso de la glaciación hirnantiana que habría cubierto la región andina con avances desde el este. Esto último fortalece la hipótesis de continuidad de la glaciación en el margen protoandino del Gondwana y su vinculación con epicentros englazados ubicados al este.

EUSTACIA VS. ISOSTACIA

La respuesta del sustrato glacial al tipo de glaciación es también un elemento a considerar para interpretar el modelo de glaciación. Es importante notar que las fluctuaciones glacieustáticas tienen su mayor expresión en regiones normalmente alejadas del epicentro glacial (regiones extraglaciales), cuando se trata de glaciaciones en manto. Esto es debido a que el efecto de la sobrecarga del hielo en regiones polares (depresión glacioisostática, Watts et al., 1982) deprime notablemente la corteza, contrarrestando el efecto eustático (Boulton, 1990). La sobrecarga y descarga generada por la construcción y fusión de un manto de hielo en regiones polares es tan rápida que obliga a la litósfera a reajustarse dinámicamente a la condición cambiante de la superficie (Allen, 1997, pg. 87). Mientras que en esta posición los cambios glacioisostáticos son más marcados, en las regiones alejadas del epicentro glacial domina el efecto glacioeustático.
Cuando se trata de glaciares de altura la topografía está condicionada por la historia orogénica que, a su vez, impide individualizar independientemente la influencia de eustacia e isostacia. Por el contrario, cuando se trata de una glaciación continental o de una calota, los efectos de eustacia e isostacia son más fácilmente reconocibles (Miller, 1996). Como señala Boulton (1990), los efectos de glacioisostacia dependen del volumen de la masa de hielo y de la proximidad de la región de estudio al frente de la masa de hielo. Debajo del hielo asentado el área se encuentra deprimida y es esperable un rebote isostático importante luego de la recesión glacial. En los alrededores de la calota un domamiento cortical se forma como respuesta flexural de la corteza a la carga criostática. De manera que en situaciones proximales al frente del hielo el comportamiento será diferente al de sectores ubicados fuera del radio de curvatura de la depresión (e.g. Fig 20). Por contrapartida, durante la etapa recesiva las sucesiones depositadas en la proximidad al frente del hielo tienden a elevarse mientras que aquéllas depositadas sobre la plataforma sufren hundimiento. No obstante, incluso en la situación más proximal, el primer registro es transgresivo puesto que el ascenso eustático es más rápido que el rebote isostático (Fig. 20c). La componente neta de ascenso o descenso relativo del nivel del mar en relación con isostacia y eustacia está en función de la distancia al borde glacial asentado y del espesor de la capa de hielo (carga criostática).
La historia registrada en el Hirnantiano de la Precordillera indica que primero ocurrió un descenso eustático marcado por la superficie basal erosiva y truncamiento de la estratigrafía infrayacente. Este constituye el natural desfasaje de la línea de costa entre la caída eustática y la subsidencia glacioisostática (Fig. 20b). La etapa glacial con descenso isostático ligado al crecimiento de la cubierta de hielo llevó a la región a ubicarse próxima al nivel de base (luego de un ascenso relativo). Así los glaciares habrían avanzado para desembocar en medio marino, con una región de transición de posición subglacial (Fig. 19a). La delimitación precisa de las causas de fluctuaciones relativas de menor orden en función de los períodos de avance y retracción de la masa de hielo no es posible. Finalmente, el evento de recesión glacial habría ocasionado en primera instancia una transgresión rápida (Fig. 20c, cf. Boulton et al., 1982) y luego, el lento proceso de rebote isostático habría conducido a la somerización paulatina (Fig. 20d) evidenciada en el tope de la formación por los bancos de oolítas ferruginosas (Astini, 1992, 1993). Técnicamente, el pavimento glacial del tope coincide con la superficie transgresiva (superficie coplanar) dado que la rápida transgresión de la plataforma habría imposibilitado la preservación de un cortejo transgresivo propiamente dicho. El Miembro Superior de la Formación Don Braulio (sensu Astini y Buggisch, 1993) posee características típicas de una plataforma fangosa depositada en un paleorelieve de bajo gradiente. El marco de la sedimentación no habría cambiado sustancialmente, pero la fluctuación del nivel del mar y el hundimiento gacioisostático habrían condicionado la profundidad durante y con posterioridad a la glaciación.
La respuesta glacial observada en la Precordillera con algunas diferencias puntuales puede corroborarse en el resto del cinturón andino, hecho que posibilita establecer una génesis común para estos depósitos, ligada a la historia de una calota de hielo extendida como apófisis desde el manto de hielo Gondwánico, que se desarrollara en el Hirnantiano con epicentro en el oeste africano (Fig. 21). Según Brenchley et al. (1994) el casquete glacial hirnantiano habría tenido una inusual extensión areal superando muy posiblemente la latitud de los 60°. Woodcook y Smallwood (1987) mencionan que las evidencias de hielo asentado llegan hasta los 50ºS. Esto implica que la región protoandina habría estado bajo su acción directa y, por ende, aún cuando existiera relieve local generado por el diasrofismo oclóyico, los efectos eustáticos e isostáticos ligados con la glaciación habrían sido importantes. A diferencia de otras glaciaciones en las que se sostiene la existencia de un mayor número de fluctuaciones menores relacionadas con interestadíos, en la glaciación hirnantiana no han sido reconocidos con anterioridad importantes pulsos de avance y retroceso. Brenchley et al. (1994) especulan que la duración del evento glacial completo no habría superado 1 m.a. Por esta razón, las fluctuaciones eustáticas y las modificaciones paleoambientales y paleoecológicas asociadas serían tan notables.

Figura 21. Paleogeografía del Ordovícico Superior y posición relativa sugerida para la Precordillera y la región protoandina, donde se habría desarrollado una gran calota periférica al polo sur situado en el centro-oeste africano. Posición del paleopolo y ubicación relativa de continentes modificada de Rong y Harper (1988), Brenchley et al. (1991), Buggisch y Astini (1993), Astini et al. (1996) y Torsvik et al. (1996). G=Gondwana, P=Terreno de Precordillera, 440 M.a.=Hirnantiano.
Figure 21. Late Ordovician paleogeography and relative position suggested for the Precordillera terrane and the rest of the proto-Andean region, inferred to have been covered by a peripheral ice cap. Paleopole position and relative location of continents modified from Rong y Harper (1988), Brenchley et al. (1991), Buggisch y Astini (1993), Astini et al. (1996), Torsvik et al. (1996). G=Gondwana, P= Precordillera terrane, 440 M.a.=Hirnantian.

EDAD Y POSICIONAMIENTO PALEOGEOGRÁFICO DE LA PRECORDILLERA EN EL ORDOVÍCICO SUPERIOR

Los parches de coquinas con Hirnantia involucrados en el pavimento superior constituyen una evidencia concreta de la edad hirnantiana de la glaciación. Con anterioridad, ésta se infería de la posición relativa con respecto a niveles con valvifauna provenientes del intervalo transgresivo y de la primer aparición de Normalograptus persculptus, unos metros por encima de la diamictita (Sánchez et al., 1991).
Basados en la génesis glacial de la Formación Don Braulio, Peralta y Carter (1990) y Astini (1993) relacionaron a esta unidad con el episodio glacial Hirnantiano que afectó al Gondwana. Buggisch y Astini (1993) y Astini (1999) enmarcan al episodio claramente dentro del contexto Gondwánico estableciendo una directa vinculación de éste con el que afectó a toda la región andino central (Benedetto et al., 1992; Peralta y Baldis, 1992; Fig. 6 y 7 de Buggisch y Astini, 1993). El significado paleogeográfico de tillitas glaciales propiamente dichas requiere de un correcto marco depositacional y por ello la importancia de la caracterización paleoambiental de la Formación Don Braulio. Recientes trabajos (Buggisch, 1996; Keller et al., 1998) señalan que la evidencia glacial no constituye una prueba de que la Precordillera haya estado posicionada en altas latitudes e incluso sostienen que el desarrollo de carbonatos extra tropicales, ya presentes en el Caradociano tardío- Ashgiliano temprano (Astini 1995; Astini y Cañas, 1995), se vincularía a un progresivo enfriamiento global registrado hacia fines del Ordovícico (Keller y Lehnert, 1988). Otros autores (Rapela et al., 1998) incluso obvian la importancia paleoclimática de estos depósitos al considerar otras alternativas paleogeograficas.
La superficie basal erosiva y las caracterísitcas de la Dmm basal permiten inferir una naturaleza glaciterrestre de estos depósitos o una génesis subglacial proximal, en relación con plataformas de hielo desarrolladas en regiones subpolares. Estructuras mecánicas asociadas en el intervalo medio de la sección indican que la región englazada estuvo, en parte, libre de hielos. Los pavimentos aquí descriptos indican la existencia de hielos al menos periódicamente asentados sobre depósitos tillíticos subglaciales o alternativamente proglaciales.
Si bien es cierto que los efectos diastróficos ligados a la evolución del margen pueden haber tenido una clara influencia como condicionante local (véase Astini y Buggisch, 1993), la continuidad y similitud de estos depósitos a lo largo del cinturón andino, hace difícil su asignación a regiones ajenas al contexto protoandino del Gondwana. En este sentido, la hipótesis de una calota periférica con importante desarrollo de plataformas de hielo, vinculadas con la glaciación hirnantiana constituye la explicación más simple. Esta es compatible con reconstrucciones donde la Precordillera en el Ordovícico tardío se ubica en regiones de aguas frías dentro del contexto de Gondwana (Fig. 21), claramente contrapuesta con la ubicación ecuatorial de Laurentia. Cualquiera fuera la génesis de los pavimentos de la Formación Don Braulio su presencia indica proximidad de plataformas o masas de hielo asentadas o parcialmente flotantes, comunes en altas latitudes. En este sentido, tanto la evidencia litofacial como la faunística implican que la Precordillera ya formaba parte en el Ordovícico Superior del supercontinente de Gondwana como fue propuesto por Astini et al. (1995, 1996).

CONCLUSIONES

Texturas, estructuras y geoformas asociadas demuestran una clara impronta glacial de las sedimentitas involucradas en el Miembro Inferior de la Formación Don Braulio, con un neto predominio de depósitos subglaciales. Tres etapas de avance y retroceso pueden inferirse sobre la base del registro litofacial, arreglo vertical y disposición de los pavimentos descriptos. Sólo en el tope de la sucesión se registran depósitos de comprobada génesis marina donde un pavimento de posición suprartill afecta a conglomerados laminares que contienen coquinas con fauna de hirnantia autóctona en su matriz. Un pavimento intratill decapita en la sección media de la diamictita a facies canalizadas interpretadas como subglaciales o proglaciales terrestres. Dicha superficie habría afectado a sedimentos consolidados pero no litificados labrando un primer pavimento estriado. Los lineamientos de las estrías de ambos pavimentos coinciden con el rumbo general estimado por los análisis de fábrica en el till basal (till de alojamiento y de fusión) y con el de los paleocanales indicando direcciones de flujo SENW. Las etapas de retroceso y avance habrían sido rápidas, manifiestándose mediante una retrogradación de facies o directamente por superficies erosivas dejadas por la actividad de hielo asentado. La transgresión marina finiglacial habría inundado la región previamente al rebote isostático ligado con la retracción de la masa de hielo.
Evidencias litológicas junto a la de los pavimentos descriptos permiten sostener que la Precordillera Argentina en el Ordovícico Superior estaba definidamente incluida en la órbita de la glaciación hirnantiana que afectó al Gondwana y se registra con similares facies y arreglos a lo largo del cinturón protoandino. Ello implica un posicionamiento en altas latitudes, subpolares a templadas frías (~60°), donde las condiciones fueron propicias para la generación de una calota parcialmente flotante (plataforma de hielo) con prolongadas etapas constructivas y cortas etapas destuctivas intermedias.

Agradecimientos. Agradezco a las instituciones CONICOR, CONICET y especialmente a la ANCYT que subsidian mis investigaciones en el Paleozoico inferior. Una versión preliminar del manuscrito fue criticada por el Dr. Mauricio Martinez. Agradezco asimismo, los atinados comentarios del Dr. Oscar R. López Gamundí sobre varios puntos tratados en el manuscrito original y de los árbitros Dr. Luis A. Spalletti y Juan P. Milana cuyas observaciones permitieron mejorar el texto.

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