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Latin American Journal of Sedimentology

and Basin Analysis

E-ISSN: 1851-4979

[email protected]

Asociación Argentina de Sedimentología

Argentina

ASTINI, Ricardo A.

Pavimentos estriados en la Formación Don Braulio y naturaleza de la glaciación

hirnantiana (Ordovícico Tardío) en la región andina

Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis, vol. 8, núm. 1, julio, 2001,

pp. 1-25

Asociación Argentina de Sedimentología

Buenos Aires, Argentina

Disponible en: http://www.redalyc.org/articulo.oa?id=381747740001

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1

AAS Revista (2001), vol. 8 nº 1: 1-25.Asociación Argentina de Sedimentología

ISSN 0328 1159

Pavimentos estriados en la Formación Don

Braulio y naturaleza de la glaciación

hirnantiana (Ordovícico Tardío) en la región

andina

Ricardo A. ASTINI

Resumen. Nuevas evidencias sedimentológicas y estratigráficas provenientes del Ordovícico tardío de laPrecordillera indican una vinculación con plataformas de hielo asentadas, directamente correlativas conel máximo glacial hirnantiano que afectó al Gondwana. Durante esta glaciación se generó un manto dehielo con epicentro en la región centro-oeste africana, pero sus efectos a lo largo del cinturón protoandinose acentuaron, dada la existencia de relieves locales que habrían favorecido el desarrollo de una calotaperiférica (latitudes subpolares y templadas frías), parcialmente flotante sobre una cuña marina. La pre-sencia de depósitos glaciterrestres y superficies estriadas junto a un marcado control glacioisostático delarreglo 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 andinacentral. El horizonte glacial estudiado (Miembro Inferior de La Formación Don Braulio) cuenta con eldesarrollo de superficies de discontinuidad y pavimentos glaciales que permiten inferir una posición próxi-ma a la costa y tres episodios de avance y retracción de los hielos. El último, marca la recesión definitivade la glaciación y es acompañado de una rápida transgresión posglacial que incluye fauna de Hirnantia enconvivencia con la sedimentación proglacial.

El posicionamiento paleogeográfico de esta región, que tiene continuidad litofacial a lo largo del cintu-rón andino, indica una neta vinculación gondwánica, permitiendo inferir que la Precordillera era parte delsupercontinente a fines del Ordovícico.

Palabras clave: sedimentación glacial, pavimentos estriados, glaciación hirnantiana, estadíos de avance yretroceso, dinámica glacial, Ordovícico Tardío, Gondwana, región andina, Precordillera.

Key words: glacial sedimentation, striated pavements, Hirnantian glaciation, advance and retreat stages,glacial dynamics, Late Ordovician, Gondwana, Andean region, Precordillera.

Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica, Universidad Nacional de Córdoba, Av. V.Sarsfield 299, 5000 Córdoba. CONICET. E-mail: [email protected]

EXTENDED ABSTRACT

Striated pavements in the don braulio formation and thenature of the hirnantian glaciation (Late Ordovician) in

the andean region.

Stratigraphic evidence indicates that the LateOrdovician glacial record of the Argentine Precordilleracorrelates with the glacial maximum that affectedGondwana during the Hirnantian Stage. This glaciation,anchored in west-central Africa, had a strong effect alongthe proto-Andean region due to the existence of localprominent relieves related to its active geodynamic setting.A peripheral position for the Precordillera as well as forthe rest of the proto-Andean basins, and a slightly warmer

thermal regime allowed complex ice-contact dynamics anddevelopment of an ice cap with partially floating outletglaciers that recorded several stages of advance and retreat.

Erosive unconformities, striated pavements, and thevarious additional sedimentologic features previouslyrecorded in the Don Braulio Formation indicate theexistence of at least three stages of advance and retreat ofthe ice. A strongly erosive base and regional angularstratigraphic boundary with the underlying units allowsuggesting initial subaerial exposure related to the rapidlyexpanding ice phase and consequent glacioeustatic fallingstage. Glaciotectonic folding and meter-scale boulders ofthe underlying formation with continuous glacial striaerecord the first glacial advance. Inferred relief may be related

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to active tectonics along the Western Gondwana margin.Intratill and intertill type pavements record two additionalstages of advance, where as two massive matrix-supporteddiamictites are interpreted as subglacial tills depositedduring retreat stages. The final retreat, representing thewaning stage, is recorded by few dropstones embedded inthe lowermost part of the open-marine shales (UpperMember of the Don Braulio Formation) that onlap onto theglacial horizon along the entire Andean region. However,a first transgressive interval is required to explain theveneer conglomerate that caps the glacial Dmm, which inturn, was striated during a last ice advance. The first typicalHirnantia fauna has its appearance in the veneerconglomerate (interpreted a the ravinement surface), fewmeters under the first finding of Normalograptus

persculptus. Previous to this, there is no authochthonousfauna in the glacial Dmm as to suggest open glaciomarineenvironments.

The complex facies associations and lateral facies andthickness variations allow considering the glacial horizonpreserved along the proto-Andean margin as representativeof proximal subglacial and restricted proglacialenvironments. This is a major difference with openglaciomarine settings where less variable facies andthickness are preserved. The glacial influence mainlybracketed to the Hirnantian stage is compatible with thepreviously inferred paleogeographic position of thePrecordillera terrane as being part of Gondwana by the LateOrdovician.

INTRODUCCIÓN

El Miembro Inferior de la Formación DonBraulio, aflorante en la Precordillera Oriental (Fig.1), posee numerosos rasgos derivados de actividadglacial 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 aspec-tos relacionados con los depósitos glacigénicos dela Formación Don Braulio. El propósito de esta con-tribución es: a) describir y dar a conocer una seriede evidencias adicionales que indican que laglaciación del Ordovícico tardío que afectó a laPrecordillera se relaciona con el episodio glacialque afectó en el Hirnantiano al Gondwana y b)proponer un modelo sedimentario acorde con lasevidencias descriptas. Asimismo, se discuten as-pectos paleogeográficos vinculados con la posiciónde la Precordillera en el contexto del cinturón dedepósitos glaciales hirnantianos de la regiónprotoandina del Gondwana. Dado que no existe in-compatibilidad entre fenómenos de resedi-mentación y los ambientes glaciales, se descartala argumentación que niega el carácter glacial delos depósitos de la región subandina y de la Cordi-llera Oriental que tienen su continuidad en Boli-via y Perú con diferente nombres formacionales(Crowell et al., 1980, 1981; Astini, 1993; Martinezy Astini, 1999; Schönian et al., 1999).

RASGOS GLACIGÉNICOS

Los rasgos glacigénicos más destacables de losdepósitos del Miembro Inferior de la FormaciónDon Braulio (Tabla 1) son: a) litológicos, b)texturales, b) de fábrica y d) geométricos y de

estratofábrica. A ellos deben agregarse algunas es-tructuras de valor diagnóstico como indicadoreshidrodinámicos.

Como lo demuestran las evidencias sinteti-zadas en la tabla 1, si bien es clara la filiación gla-cial de estos depósitos, el aspecto controvertido loconstituye su naturaleza marina o terrestre o, entodo caso, ¿dónde se encuentra la transición entreestos dos subambientes? Diferenciarlos no resultasencillo en el registro fósil dada la ausencia demodelos inequívocos en relación con depósitosglaciales (e.g. Dreimanis 1989, Crowell 1983,Deynoux 1985). En este sentido, puede decirseparafraseando a Ashley (1985) que “si hay algo quepuede generalizarse en ambientes glaciales es queno pueden realizarse generalizaciones”.

De las evidencias que figuran en la tabla 1 cabeampliar algunas de ellas que permiten sugerir unanaturaleza predominantemente subglacial de losdepósitos y posiblemente glaciterrestre de, al me-nos, parte de ellos:

a) Naturaleza de la diamictita basal

La naturaleza subglacial de la diamictita basal(Dmm) de Don Braulio está sustentada por la au-sencia de estratificación, porcentaje relativamen-te bajo de arena en la matríz (<30%), distribuciónhomogénea de clastos con amplio predominio deformas redondeadas y texturas superficiales(estriamiento y pulido) y formas heredadas deabrasión glacial, ausencia de carbonato primario,muy baja concentración de carbono orgánico yausencia de fósiles autóctonos o trazas. Todas es-tas características son comúnmente referidas aambientes subglaciales (Shaw, 1982, 1985; Menziesy Shilts, 1996; Miller, 1996; Licht et al., 1999). Lamatriz arcillo-limosa, la fábica fangosoportada y

Pavimentos estriados en la Formación Don Braulio y naturaleza de la glaciación hirnantiana....

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la participación de derivados extra e intracuencalesson características muy comunes de depósitossubglaciales. El predominio de clastos con buenredondeamiento y frecuentes superficies pulidasy estriadas indica, a su vez, un intenso proceso deabrasión subglacial, propio de glaciares de basehúmeda (Boulton, 1978).

Astini y Buggisch (1993) describieron y defi-nieron a la Dmm como un depósito tillítico. Todaslas características internas, tanto referidas a estruc-tura como texturales, de la Dmm basal apuntan aconsiderarla 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 alo-jamiento o como un till removilizado (véaseEdwards, 1986). Puede también sin embargo, co-rresponder a una variedad subglacial de till de fu-sión (melt-out, véase Boulton, 1970, Shaw, 1985)denominada till de ablación subglacial (Gravenoret al., 1984) y corresponder a depósitos de fusión(undermelt till) ubicados en la base de glaciares flo-tantes en cuerpos de agua someros.

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.

Ricardo A. ASTINI


b) Características y significado de la superficiebasal erosiva

A una escala local, los efectos erosivos liga-dos 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 clastosresedimentados derivados de la Formación La Can-tera, basándose en el contenido faunístico. El ca-rácter erosivo es claro cuando se observa en deta-

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.



lle el contacto, no siempre bien expuesto. En laquebrada de la Vinchuca, ubicado al norte delestratotipo (Figs. 1 y 2), se observa el caráctererosivo de la superficie labrada en niveles mediosde la Formación La Cantera (Fig. 3). Estos nivelesson predominantemente finos con estratificacióndelgada y en el filo entre ésta y la quebrada de DonBraulio (Fig. 1) están intensamente plegados y frac-turados. Esta deformación afecta los 3-5 metrossuperiores de la unidad y son atribuidos aglacitectonismo. Esto último es difícil de demos-trar en depósitos antiguos pero la posiciónestratigráfica por debajo de la tillita basal y la au-sencia de evidencias tectónicas directas permitensugerirlo. En este caso el glacitectonismo habríagenerado deformación y cizalla localizada (Clarke,1987) en el paquete cuspidal de la Formación LaCantera, que sólo localmente está preservado.

El biselamiento erosivo a escala regional re-sulta más evidente al comparar varios perfiles le-vantados en sentido norte-sur (Fig. 2), ya que enese sentido se registra un progresivo truncamien-

to de las unidades infrayacentes. El caso más cons-picuo lo representa el acuñamiento lateral entrelas quebradas de La Pola y Don Braulio (Fig. 2) deun intervalo de arenitas cuarzosas amarillentas in-tercaladas con abundantes flujos de detritos por-tadores de bioclastos calcáreos (particularmenterestos de colonias de briozoarios, braquiópodos yrestos de algas rojas), no diferenciado con anterio-ridad y ubicado entre la Formación La Cantera yLa Formación Don Braulio. Para este paquete Astini(2001) propone el nombre de Formación La Pola.La Dmm basal se apoya directamente sobre estaunidad (Fig. 4), que posee un espesor máximo decasi 47,5 metros en el estratotipo (quebrada de LaPola) y se acuña abruptamente antes de llegar alfilo norte de la quebrada de Don Braulio.

En el extremo norte de los afloramientos de ladiamictita (Fig. 1), la unidad glacial se apoya so-bre la Formación Gualcamayo, estándo la Forma-ción La Cantera virtualmente ausente en su totali-dad (Fig. 5). La diferencia de espesores preserva-dos de la Formación La Cantera es de alrededor de

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.

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50 metros entre perfiles adyacentes a menos de 1km de distancia (Fig. 2). En ausencia de evidentespaleotopografías erosivas en “U”, el progresivoacuñamiento de las unidades inferiores contra lasuperficie basal del paquete diamictítico puedeexplicarse por la existencia de una suaveangularidad (Fig. 5). Una angularidad muy baja(<5°) fue calculada considerando el espesorestratigráfico eliminado a lo largo de la distanciade afloramientos en el pie oriental de la Sierra deVillicum (Fig. 1). No obstante, localmente en laquebrada Angosta una angularidad de 5° puedemedirse en el afloramiento.

La superficie basal erosiva, limitante de launidad glacial, ha sido vinculada con una impor-tante caída del nivel de base correlacionada con lacaída eustática registrada globalmente en respuestaal crecimiento del casquete glacial hirnantiano(waxing stage, Astini y Buggisch, 1993). Laangularidad registrada a nivel regional, y visible aescala de afloramiento en los perfiles más septen-trionales, implica no obstante, el desarrollo de unevento de deformación o basculamiento regionalprevio a la actividad glacial, que, a su vez, explicael sesgado regional de las unidades infrayacentes.Esta angularidad no ha sido reconocida con ante-rioridad y tiene importancia a nivel del análisisevolutivo de la Precordillera.

c) Superficies con geometrías en domo (a lamesoescala) y depresiones intermedias ocupadascon posibles depósitos lacustres

Astini y Buggisch (1993) describieron una aso-ciación de facies 3 que carece de elementos diag-nósticos de ambiente marino y se caracteriza porla existencia de paraconglomerados caóticos (Fig.6) y conglomerados estratificados clastosoportadosintercalados en una sucesión rítmica con abundan-tes clastos caídos (Astini y Buggisch 1993, Fig. 4 f-g). Los depósitos son interpretados como deriva-dos de flujos de gravedad subácueos combinadoscon depósitos derivados de balsaje y fusión perió-dica (rain-out tills). Asimismo, los autores señalanque a pesar de constituir éstas evidencias conclu-yentes de sedimentación glacial subácuea, podrían

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.

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 bioclastic-

rich 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).



haber tenido lugar en un cuerpo de agua muy pro-bablemente lacustre dado que existe una ausen-cia de macro y microfósiles, que contrasta con losintervalos supra e infrayacentes. A esto se sumala geometría lenticular (concavo-plana) de estosdepósitos a mesoescala (relación ancho/profun-didad=20) que están incluídos dentro de una de-presión cóncava situada entre domos tillíticos. Elradio de curvatura indica una escala superior alcentenar de metros de ancho para la artesa, quecuenta sólo con uno de sus bordes bien preserva-do. Este tipo de morfologías es común de ambien-tes glaciterrestres proglaciales donde el drift adop-ta geometrías monticulares, producto del mode-lado glacial directo en el ambiente subglacial ode procesos de fusión y retrabajo en los ambien-tes proglaciales que son ocupados por cuerposlacustres.

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

La fauna marina autóctona (valvifauna deHirnantia) aparece por encima del nivelconglomerádico tabular y clastosoportado del topedel horizonte glacial (Fig. 7) y, localmente, formaparte de su matriz (Fig. 8). El conglomerado lami-nar (veneer conglomerate) puede observarse en elfilo entre la quebrada de la Vinchuca y la de Don

Braulio y puede seguirse, hacia el sur, hasta la que-brada de La Pola (Figs. 1 y 3). Éste tiene un espesorpromedio de 10-20 cm y localmente, su espesor nosupera el diámetro del tamaño máximo de sus com-ponentes individuales (Figs. 7 y 9).

Ha sido interpretado por Astini (1993) y Astiniy Buggisch (1993) como acumulado durante una

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.

Figura 6. Detalle de los paraconglomerados caóticos interpreta-

dos como rainout till, incluidos dentro de la asociación de fa-

cies 3 de limolitas laminadas de Astini y Buggisch (1993). Nóte-

se 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.

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transgresión marina repentina, que produjoretrabajo y concentración mecánica de clastos apartir de la Dmm, depositándolos junto con restosde valvifauna netamente marina (Fig. 8), por enci-ma de la superficie transgresiva. Dicha transgre-sión fue vinculada con el fenómeno de fusióntardíoglacial (waning stage).

Por encima del conglomerado laminar se de-sarrolla un horizonte pelítico oscuro (~0,5 m) in-terpretado por Astini y Buggisch (1993) como unasección condensada, que hacia su parte superior,contiene Normalograptus persculptus. Estagraptofauna tiene su primer aparición a 1,5 m porencima de los niveles lenticulares con Hirnantia.

Cabe destacar que en ninguna sección se hacomprobado la existencia de faunas marinas en elseno de la diamictita que no sean alóctonas (e.g.Benedetto, 1998). Este hecho ha sido resaltado an-teriormente por Astini y Buggisch (1993) que se-ñalan que los niveles lenticulares con fauna deHirnantia, aparentemente intercalados en las que-bradas de Don Braulio y de La Pola, correspondena repeticiones tectónicas que localmente duplicantramos de la sección.

e) La arquitectura lateral del horizonte glacial

La geometría y continuidad lateral del inter-valo glacial no ha sido previamente estudiada condetenimiento. Si bien a la escala del afloramiento

parece un depósito relativamente tabular, en unrelevamiento detallado pudo determinarse una no-table variación lateral tanto de facies como de es-pesores. El espesor del horizonte glacial varía en-tre 20 metros, espesor registrado en la quebradade Don Braulio y 25 centímetros, registrados en laquebrada Angosta (Fig. 2). En situaciones interme-dias, no solo se registran diferentes espesores, sinotambién, distintas facies con mayor o menor pro-porción de evidencias directas de actividad glacial.En la quebrada Honda (Fig. 2) sólo se observa unpaquete único de conglomerados arenosos mal se-leccionados pero con clastos muy redondeados ydispuestos en un cuerpo lenticular de 5,4 m deespesor máximo (Figs. 10 y 11). Internamente se

Figura 7. Conglomerado tabular que cubre la Dmm en el tope

de la unidad. Nótese los bloques sobredimensionados que con-

tiene, la Dmm sobre la que apoya y la pelita laminada (mari-

na) 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 conglome-

rado 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.



diferencian varios cuerpos menores limitados porintervalos de diamictitas arenosas, con trenes deondulitas asimétricas y capas gradadas con calcosde carga y calcos de flujo en la base, describiendoarreglos estratodecrecientes. Entre los bloques re-dondeados del conglomerado se reconocen algu-nos con estriamientos bien desarrollados, con jue-gos de estrías multidireccionales. En conjunto, es-tos depósitos pueden interpretarse comoresedimentados en ambiente subácueo.

En la quebrada Angosta el espesor completodel horizonte glacial se reduce a una capa delgada(25 cm) y bastante tabular caracterizada por con-tener bloques de tamaño máximo superior al espe-sor de la capa y sobresaliendo de ella (protrusión)hasta más de la mitad de su diámetro (Fig. 2). Estacapa se correlaciona con el conglomerado tabulardel tope que, en esta localidad, separa directamentea la Formación La Cantera del Miembro Superiorfangoso de la Formación Don Braulio (Fig. 2). Eltamaño máximo de los bloques incluídos en la capasupera al espesor de la capa que los contiene, cons-tituyendo paradojas hidrodinámicas que no pue-den ser explicados por retrabajo o por fenómenosde gravedad (e.g. Fig. 9c). Dado que el centro degravedad está por encima del tope de dicho con-glomerado pueden interpretarse como bloques caí-

dos (cadilitos). Otra nueva evidencia de fenóme-nos de balsaje asociados está dada por la presen-cia de bloques estriados suspendidos dentro de lapelita marina que suprayace al conglomerado ta-bular del tope (hasta 30 cm por encima de él) en-tre las quebradas de Don Braulio y La Pola (Fig.12).

En otras localidades al norte de la Quebradade la Vinchuca (Fig. 2) la Dmm basal está reducidaa 1,4 m de esperor (Fig. 13) y contiene una elevadaconcentración de bloques estriados con disposi-ción suparalela. A menos de 200 metros de distan-cia antes de la quebrada Angosta sólo se destacaun paquete de 1,6 m de espesor de pelitas limosaslaminadas con clastos y bloques dispersos con es-tructuras de impacto (Fig. 14). Estos se interpretancomo clastos caídos a partir de balsaje glacial.

Analizado en detalle, el horizonte glacialmuestra importantes cambios laterales que no sonpropios de las plataformas glacimarinas abiertas.Estas últimas se caracterizan por tener homoge-neidad litológica y escasa variación lateral de es-pesores y facies (Drewry, 1986; Brenchley et al.,1991; Miller, 1996). Por el contrario, la len-ticuaridad y marcada variedad litofacial en estaunidad implican múltiples procesos de de-positación y límites erosivos producidos por una

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 dis-

puesto 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.

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dinámica glacial compleja, más compatible conambientes glaciterrestres o glacimarinos restringi-dos, con una topografía de fondo relativamente másimportante que la presente en las actuales plata-formas glacimarinas abiertas.

DESCRIPCIÓN Y UBICACIÓN DE LOS

PAVIMENTOS

En una campaña reciente dos superficiesestriadas fueron reconocidas en la margen nortede la sección tipo (Fig. 15). Estas superficies apa-recen en el tope del cuerpo arenoso lenticular condisposición intratillítica (asociación de facies 2 yFig. 2 de Astini y Buggisch, 1993) y afectando elconglomerado laminar del tope (Fig. 9a) cuya gé-nesis fue tratada en un apartado anterior. Si bienla geometría tabular de este último fue notada conanterioridad, destacando el aspecto de “pavimen-to”, no habían sido halladas huellas o marcasdiagnósticas de abrasión glacial afectándolo direc-tamente. La separación estratigráfica entre ambassuperficies es de aproximadamente 3,5 m.

El pavimento inferior retrabaja y decapita loscuerpos de arena ubicados en la sección media dela diamictita (Fig. 15). Este contiene, al igual queel superior, una serie de estriamientos relativamen-te profundos y continuos y dispuestos en formaparalela 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 relievees del orden de 0,1 a 0,5 cm. Por su fisonomía sehabrían labrado sobre una superficie relativamen-te compactada pero no litificada.

En el pavimento del tope se registran surcoscontinuos de varias decenas de centímetros en losespacios interclastos donde el sedimento estabaconsolidado pero no litificado cuando se produjoel estriamiento. Los surcos continuos poseen has-ta 5 cm de ancho individual (Fig. 16). Asimismo,se observan estrías simples y marcas de percusión(Fig. 17) sobre los clastos redondeados, facetadosy aplanados que forman el conglomerado laminardispuestos a manera de pavimento (Fig. 18).

Considerando la posición de esta última su-perficie que sirve de límite con el Miembro Supe-rior de la unidad (Fig. 15), constituiría este un pa-vimento de tipo intertill (Holmes, 1944) o más pro-piamente supratill. Exceptuando los decímetrosbasales del Miembro Superior, donde ocasional-mente existen algunos bloques caídos (Figs. 9b y12), la facies de fangolitas bioturbadas de estemiembro carecen de rasgos glaciales.

Discusión y génesis

Los pavimentos estriados de origen glacial sonsuperficies erosivas planas u onduladas cubiertascon estriamientos que han sido labrados sobresustratos coherentes, firmes o duros por la activi-dad y abrasión del hielo (véase Jackson, 1997). Lassuperficies estriadas se generan naturalmente a

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).



partir de diversos agentes, entre ellos, los glaciaresy la tectónica. Por esta razón, para definir su géne-sis es importante contar con conjuntos de eviden-cias independientes (Iverson, 1991) que proven-gan, por ejemplo, de la textura, fábrica y geome-tría de los depósitos (véase Tabla 1).

El sustrato glacial puede estar constituídotanto por rocas duras (hard bedrock) como por se-dimentos no litificados (Murray, 1994). Los pavi-mentos intratillíticos, como por ejemplo eldescripto por Rosello et al. (1992) en el Carboníferode la Formación Leoncito es de este último tipo. Asu vez, los pavimentos de bloques son un caso in-termedio, donde si bien el sustrato es deformable,los bloques se comportan rígidamente, estriándosepor efecto de la abrasión glacial. La matriz, en es-tos casos, es la que absorbe la compactación. Un

ejemplo de ellos puede ser el de la Formación Ho-yada Verde (González, 1981; López Gamundí, 1983;López Gamundí y Martinez, 2000). Definicionesde pavimentos de bloques han sido dadas por Eyles(1988) y Visser y Hall (1985). Esta última hace re-ferencia a pavimentos laminares (single-layerconglomerate) compuestos por una concentracióntabular de clastos estriados. Eyles (1988) en tanto,remarca la frecuente naturaleza intratillítica deestos pavimentos, aludiendo a que se forman porla actividad de pulsos sucesivos de avance dentrouna etapa glacial. Clark (1991), por su parte, rela-ciona los pavimentos con fenómenos de deforma-ción subglacial.

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 quebra-

da Honda. Note its strongly erosive base.

Figura 12. Bloque estriado suspendido dentro de los centíme-

tros basales de la fangolita marina del Miembro Superior in-

mediatamente 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.

Ricardo A. ASTINI

12 AAS Revista 8 (1), 2001

La naturaleza de la interfase entre la basedel glaciar y el sustrato infrayacente condiciona elgrado de deslizamiento que tendrá lugar y el al-cance de la deformación del sustrato (Shaw, 1985;Alley et al., 1986; Alley, 1989). Las característicasde la zona de cizalla basal dependen, a su vez, delas pendientes relativas, el espesor del hielo y delrégimen térmico (cf. Boulton 1972a; Paterson, 1994;Miller, 1996). La generación de pavimentosestriados requiere de un cierto deslinde(decoupling) en la interfase y una concentraciónde la cizalla basal en planos discretos (Murray,1994). Asimismo, los cambios de uniformidad del

movimiento de la masa de hielo (topografía delsustrato) también puede jugar un rol importante(Raymond, 1987) en la generación y extensión arealde los pavimentos.

Las superficies estriadas expuestas en la For-mación Don Braulio contribuyen a reafirmar la na-turaleza glacial de la unidad y su vinculación di-recta con fenómenos de abrasión glacial. Laspaleodirecciones de flujo tienen una orientaciónSE-NW con estriamientos de dirección 295°-310°el plano inferior y 320° el plano superior. Estas di-recciones concuerdan con las interpretadas delanálisis de fábrica (Astini y Buggisch, 1993) quelocalmente muestra elongaciones del eje máximodispuestas paralelamente a esta dirección. TantoLawson (1979) como Dowsdewell et al. (1985) en-tre otros, han inferido orientaciones de los clastosparalelas a la dirección de flujo glacial en depósi-tos de till basal y till de fusión. Asimismo, la orien-tación de la estratificación cruzada en artesas ybases 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 su-perficie. Dos son las interpretaciones posibles paraesta asociación descripta por Astini y Buggisch(1993), que puede corresponder alternativamentea un subambiente subglacial o a uno proglacialproximal. De ser subglacial, se asignaría a depósi-tos de cursos de agua similares a los eskers, aso-ciados con la actividad de drenaje subglacial (Eyleset al., 1982). Depósitos similares han sido descriptospor Eyles y Eyles (1992) quienes remarcan que esfrecuente que estén truncados erosivamente porsuperficies labradas con surcos y estríassubparalelas a la dirección de flujo del hielo (y,por lo tanto, de los paleovalles). No obstante, eneste caso, el tope de la asociación arenosa está afec-tado por retrabajos múltiples de oleaje muy some-ro y eventual exposición subaérea (Fig. 4e de Astiniy Buggisch, 1993). Esto ha sido interpretado a par-tir de trenes de microondulitas con patrones deinterferencia y arrasamiento de crestas (Tabla 1).Por esta razón estos depósitos se ubicaron en laregión proglacial (depósitos de outwash) dondeigualmente los patrones de drenaje habrían sidosubparalelos a la dirección de avance del hielo yel truncamiento de dicha asociación sería el resul-tado de una posterior etapa de avance.

Si bien el pavimento de bloques del tope delintervalo glacial es, al menos localmente, interpre-tado como un pavimento glacial, es necesario ana-lizar su posición estratigráfica con cautela, ya queel conglomerado tabular contiene en su matriz la

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).



primera aparición de fauna marina autóctona. Poresta razón la interpretación previa de Astini (1993)y Astini y Buggisch (1993) que consideran a éstecomo un conglomerado transgresivo no sería in-correcta. Es posible que la acumulación laminarde bloques y concentraciones fósiles intersticialessean de origen fundamentalmente hidrodinámicoy estén vinculadas con un fenómeno transgresivo.El repentino ascenso eustático sería capaz de con-centrar los clastos gruesos contenidos en ladiamictita (tillita), luego de transportardiferencialmente las granulometrías más finas ensuspensión. De este modo, la interpretación de esteconglomerado tabular como capa de acorazamientodel lecho, relacionada con el episodio transgresivo(más precisamente la superficie de ravinement), esconsistente con los rasgos descriptos.

Una alternativa, sería suponer que la acumu-lación laminar de clastos, posteriormente estriada,resulta de procesos de lavado (winnowing) que afec-taron a la Dmm en ambiente subglacial marino acontinuación de la línea de desacople o despegue(grounding line). Esto es posible en caso de len-guas de hielo flotante. Este proceso es común enbordes de calotas o plataformas de hielo que du-rante el período de retroceso y transgresión dismi-nuyen el espesor de la columna de hielo. En con-secuencia, una cuña marina se intercala entre lalámina de hielo, que queda flotando, y el fondo(Anderson y Thomas, 1991; Anderson et al., 1991).No obstante, resulta difícil pensar en un procesoque en este subambiente pueda introducir y con-centrar los restos esqueletales preservados comoverdaderas concentraciones mecánicas. Eyles yLagoe (1989, 1990) han descripto acumulacionesde coquinas íntimamente relacionadas con pavi-mentos de bloques que han sido interpretadascomo acumulaciones residuales derivadas de acti-vidad de tormentas o de corrientes mareales queretrabajaron sedimentos inicialmente heterogéneosdepositados en la plataforma (Hansom, 1983).Posteriormente estas acumulaciones habrían sidoestriadas por la actividad erosiva de hielos flotan-tes durante etapas de avance (Eyles, 1988).

En ambas alternativas, la superficie estriadahabría sido labrada en un avance póstumo, previoa la etapa de recesión glacial que habría sido muyrápida, ya que la superficie de erosión glacial hasido luego cubierta por facies pelíticas (fangolitasdel Miembro Superior de la Formación DonBraulio), con muy escasos clastos caídos en susdecímetros basles y lentes de valvifauna de am-biente marino abierto. La naturaleza repentina del

fenómeno de recesión glacial hirnantiano ha sidoobservada con anterioridad en diversas localida-des del mundo (Brenchley et al., 1994; Marshall etal., 1997). Resulta importante recalcar que el con-glomerado laminar situado en el tope de la Dmm,localmente transformado en un pavimento de blo-ques, contiene parches de coquinas con Hirnantiaen su seno que indican que la etapa de concentra-ción de bloques para formar el conglomerado la-minar fue previa al labrado glacial y producto deun retrabajo marino anterior al retiro de los hielos(Fig. 15).

Figura 14. Sección de diamictitas estratificadas matriz sopor-

tadas con clastos caídos (1,6 m), equivalente del horizonte gla-

cial 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).

Ricardo A. ASTINI

14 AAS Revista 8 (1), 2001

MODELO DE GLACIACIÓN

Mucho se discute sobre la posibilidad de infe-rir tipos de glaciación basándose en evidencias delregistro estratigráfico. Éste es un aspecto clave parapoder discutir aspectos paleogeográficos y referi-dos a la distribución de las masas continentalesen el globo. La gran extensión areal y buena conti-nuidad y homogeneidad de espesores es uno delos argumentos que se emplean en favor deglaciares en manto y calotas (Boulton, 1972b) conextensión de hielo sobre las plataformas marinas(marine ice sheets), mientras que en forma opues-ta, los glaciares de altura (glaciación adiabática)generalmente producen depósitos heterogéneosdesde el punto de vista composicional y geométri-co. Las calotas (ice caps) pueden presentar un con-trol topográfico y régimen térmico mixto y se ge-neran en áreas periféricas o polares que favorecenel nucleamiento del hielo. Calotas y mantos de hie-

lo pueden ser parte de una misma configuraciónglacial o bien distintas expresiones en diferentesetapas de una glaciación, como ha ocurrido en laAntártida durante el Pleistoceno. En este sentido,la configuración orogénica de las masas continen-tales influye sobre la distribución de calotas y cen-tros periféricos, contribuyendo particularmente, alfenómeno de amalgamación (Eyles, 1993) por elcual crecen calotas y mantos a partir de glaciaresde valle y campos de hielo.

El espesor de los depósitos glaciales puede, asu vez, relacionarse con varios factores: a) tasa deaporte sedimentario, b) subsidencia local, c) ener-gía disponible para redistribuir los sedimentos enel ambiente de sedimentación y d) duración de laglaciación. Pero es principalmente el régimen tér-mico, junto al balance glacial, el que controla ladinámica glacial, las tasas de flujo, el tipo de trans-porte y las variaciones de descarga. El régimen tér-mico no sólo regula la tasa de sedimentación y las

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.



biofacies asociadas sino también la naturaleza delos depósitos resultantes. Si bien, en la práctica,una región englazada puede contar con base secay base húmeda en diferentes partes y en diferen-tes etapas, dependiendo de la estructura térmica yde la distribución de presiones en la columna dehielo, los depósitos resultantes en “continuidadsedimentológica” deberían reflejar un predominiode una estructura sobre otra. De acuerdo con ello,predomina una menor o mayor tasa de descarga yturbidez (respectivamente).

Los depósitos de glaciares de altura tienenuna mayor restricción areal y cambios de espesormarcados, vinculados con la descarga heterogéneay localizada. Además, en contacto con el mar(fiordos), se destruyen con relativa facilidad, cer-ca de la línea de costa, debido al reducido espesorde las lenguas de hielo y el contraste de tempera-turas con el agua de mar. Esto produce una marca-da turbidez que normalmente inhibe el desarrrollode comunidades de fondo. Asimismo, en estas re-giones suelen reconocerse relieves típicos de arte-sas glaciales y paleovalles, hasta el momento nodescriptos en el hirnantiano de la Precordillera.No obstante, los depósitos de la Precordillera mues-tran una cierta heterogenidad litofacial yarquitectural, rasgos propios de depósitos deriva-dos de glaciares topográficamente controlados. Lavariedad y tamaño de clastos que contiene la tillitay la característica matríz fangosa con altos conte-nidos de arcilla y limo cuarzoso, las texturas su-perficiales de clastos con buen redondeamiento yestriamiento indicativas de intensa abrasiónsubglacial y procedencia lejana (extracuencal) yla mezcla con derivados supraglaciales, notable-mente angulosos y de procedencia local (que indi-can existencia de relieves por sobre del hielo), cons-tituyen rasgos característicos de depósitos deglaciares de valle con base húmeda y abundanteaporte sedimentario (véase Tabla 1). La homoge-neidad de la diamictita (ausencia de estratificacióno gradación evidente) junto a la presencia de abun-dantes bloques estriados, con fábrica elongada lo-calmente preservada, permite inclinarse por de-pósitos de naturaleza subglacial. La asignaciónglaciterrestre es un tanto más especulativa. La aso-ciación de tillitas de alojamiento (lodgement)sucedidas por otras facies de posible origensubglacial (till de fusión) que descansan sobre lasuperficie basal de la unidad es comparable conasociaciones depositadas en zonas marginales alfrente de hielo durante su retracción, ya que du-rante el avance de los hielos domina la erosión.

Esto habría tenido lugar por sobre el nivel del maro, al menos, su influencia no habría sido significa-tiva.

En cuanto a su espesor, el horizonte glacialtiene escasa potencia y muestra en su tope un pa-saje repentino a sedimentos no glaciales. Estas doscaracterísticas son comunes de glaciares desarro-llados en regiones frías, con aporte sedimentariolimitado. No obstante, el espesor reducido puededeberse a la ausencia de una subsidencia propiciay/o al corto intervalo del período glacial.

Una alternativa, es que la región donde se de-pósito la Formación Don Braulio haya estado ubi-cada en una faja costera, próxima a la zona de des-acople (grounding line) de hielos flotantes. Estoresultaría en una sedimentación dominantementesubglacial. En este caso, la sedimentación habría

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.

Ricardo A. ASTINI

16 AAS Revista 8 (1), 2001

tenido lugar por debajo del nivel del mar y sudepositación casi ininterrumpida (elevada turbi-dez) y a través de una columna de agua relativa-mente delgada, habría producido la masividad deldepósito (Gravenor et al., 1984; Barret y Hambrey,1992). Estas condiciones explicarían la ausenciade fauna asociada en la Dmm (Domack, 1988). Deesta forma en etapas con arrastre y aporte activose habrían depositado en sectores proximales dela plataforma una serie de bancos morénicos(Powell y Elverhoi, 1989; Anderson y Ashley, 1991),cuyos topes pueden ser retrabajados en ambientesde alta energía durante eventuales fluctuacionesrelativas del nivel del mar, generando concentra-ciones de potenciales pavimentos de bloques yacumulaciones bioclásticas.

La definición de faja costera empleada no esla de línea de costa (una figura geomorfológica efí-mera), sino la de una franja donde interactúan pro-cesos con dominio desde el continente y desde elcuerpo de agua (Reading y Collinson, 1996). Elavance y retracción del hielo en esta situación geo-gráfica favorecería la generación de depósitos concaracterísticas híbridas como las descriptas en laFormación Don Braulio. No obstante, las eviden-cias erosivas (e.g. contacto basal y superficiesestriadas) son indicativas de truncamientoestratigráfico y desarrollo de hielo asentado en laregión.

De acuerdo con Anderson et al. (1991) elpasaje rápido de tillitas subglaciales a sedimentitas

con ausencia de evidencias glaciales constituyeuna fuerte evidencia en favor de situacionesclimáticas frías (polares o subpolares), donde elrégimen térmico condiciona la baja tasa de sedi-mentación. Esta condición contrasta con aquélladesarrollada en regiones de fiordos donde la sedi-mentación en las etapas de retroceso es muy abun-dante.

Cuando la línea de desacople se encuentraubicada por debajo del nivel del mar, entonces elmodelo es de una plataforma glacial flotante. Losdepósitos ubicados hacia el continente de la líneade desacople son indiferenciables de losglaciterrestres, mientras que aquéllos ubicadoshacia el mar contendrán mayores evidencias ma-rinas cuanto menor sea la tasa de aporte. La mez-cla con organismos marinos puede interpretarsecomo una etapa donde la retracción por rotura dela cubierta de hielo posibilitó el asentamiento defaunas bentónicas en el fondo marino somero y lainfluencia de tormentas retrabajaron el sustrato.Éstas habrían concentrado los gruesos que queda-ron expuestos en el fondo, formando un tapiz ocapa de acorazamiento. El escaso aporte detríticobajo condiciones de alta energía habría facilitadoel asentamiento de las comunidades bentónicas(Eyles y Eyles, 1992). Con posterioridad un nuevopulso de avance habría erosionado y labrado so-bre el conglomerado laminar una superficieestriada generando el pavimento de bloques supe-rior, muy posiblemente relacionado con una me-cánica como la propuesta por Eyles (1988), en unambiente marino de plataforma. Este pavimentomarcaría el último pulso de avance y de allí enmás habría tenido lugar un retroceso rápido e inin-terrumpido del frente glacial con depósitos carac-terizados por la ausencia de evidencias glaciales.Como se explicó anteriormente, existen sólo muyescasos bloques caídos en los decímetros basalesdel Miembro Superior Fangoso de la Formación DonBraulio (Figs. 9b y 12), representado por facies ma-rinas extraglaciales que solapan al horizonte gla-cial. Dicho solapamiento (onlap) se interpreta comola transgresión marina vinculada con la etapa derecesión glacial (waning stage).

En conclusión, las características analizadaspermiten deducir que la glaciación hirnantiana enla región de Precordillera habría sido del tipo delas plataformas de hielo, conectadas con una calotaperiférica, posiblemente nucleada a lo largo de lafaja protoandina, donde se habrían amalgamadoglaciares de altura. No obstante, la presencia derodados extracuencales indicaría algún aporte le-

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.



jano, probablemente vinculado con lenguas gla-ciales activas (outlet glaciers) procedentes del man-to de hielo hirnantiano, ubicado al este. Si en laregión occidental del Gondwana ocurrían proce-sos orogénicos ligados con un margen activo (Ra-mos, 1995; Pankhurst y Rapela, 1998; Ramos yKeppie, 1999), entonces la provisión sedimentariay el condicionamiento topográfico habrían jugadoun rol importante en la configuración glacial. Unrelieve local importante en la región dePrecordillera habría sido capaz de proveer el apor-te mixto (sub y supraglacial) y generar algunos ras-gos más propios de depósitos de valle con dinámi-ca basal húmeda o mixta. La relativa continuidadde los depósitos glacigénicos a lo largo del cintu-rón andino (Peralta y Baldis, 1992; Buggisch yAstini, 1993) permite suponer una naturaleza co-mún para los depósitos de esta región a partir deuna calota de posición subpolar, donde la varia-ción de espesores estaría relacionada con fenóme-nos de subsidencia local y de topografía glacial.

ETAPAS DE AVANCE Y RETROCESO

Las diferentes etapas o pulsos de avance y re-troceso de los hielos en el contexto del ciclo gla-cial se vinculan con fenómenos estacionales de re-tracción y crecimiento (cf. Veevers y Powell, 1987;Anderson y Thomas, 1991), determinando el arre-glo vertical observado, con intercalación de faciesde distinta naturaleza y pavimentos estriadosintratill y supratill. Las etapas de retracción o avan-ce en la historia glacial y los cambios en la posi-ción de la línea de desacople dependen del balan-ce de masas, de la posición relativa del nivel delmar, de la temperatura de la masa de agua y de lapendiente del sustrato de la plataforma (Thomas,1979).

La topografía erosiva de la superficie basal dela Formación Don Braulio puede relacionarse,tentativamente, con la caída eustática inicial queocurrió al comienzo de la glaciación. Fluctuacio-nes del orden de la centena de metros han sidocalculadas en otras localidades en vinculación conesta glaciación (Brenchley y Newall, 1980, 1984;Brenchley, 1988; Vaslet, 1990). Dichas fluctuacio-nes son responsables de la exposición subaérea delsustrato (probablemente previamente plegado obasculado) donde, como en la Precordillera, fuelabrada una superficie erosiva.

El sustrato glacial afectado localmente porglacitectonismo indica la instalación del ambien-

te glacial y el avance de los hielos (Fig. 19a). Elgrueso de la tillita basal (incluyendo retazos de pa-vimentos estriados pertenecientes a la unidad sub-yacente) junto a las facies arenosas con retrabajode oleaje y evidencias de exposición subaérea se-rían producto de una primer etapa de retraccióndel frente de hielo (Fig. 19b). La superficie estriadaque decapita a esta asociación se interpreta comoun pavimento desarrollado sobre sustrato nolitificado por roce y asentamiento de masas de hieloe indica una segunda etapa de avance (Fig 20c).

La segunda etapa de retracción queda eviden-ciada por la depositación de la Dmm superior se-guida de la sucesión laminada con clastos caídos

Figura 18. Vista general del pavimento de bloques que cubre

la diamictita en la quebrada de la Pola (margen norte), sola-

pada por fangolitas marinas del Miembro Superior de la For-

mación 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.

Ricardo A. ASTINI

18 AAS Revista 8 (1), 2001

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 resi-

dual, 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.



y depósitos de ablación derivados de balsaje en lasdepresiones de un sustrato morrénico ondulado,bien preservado en la quebrada de La Pola (Fig.19d). La clara influencia marina asociada al con-glomerado laminar del tope con presencia devalvifaunas constituye un rasgo definitivo de laretracción glacial. El estriamiento del conglome-rado laminar sucedido por pelitas marinas con es-casos clastos caídos en los centímetros basalesimplica un último pulso rápido de avance y retro-ceso glacial (Fig. 19e). Esta última retracción coin-cide con la recesión definitiva de los hielos comolo indica el desarrollo estratigráfico posterior.

Recientemente, en estudios independientesrealizados por Astini (1999) y por Schönian et al.

(1999) se concluye la existencia de una serie detres fases de avance y retroceso de la glaciaciónhirnantiana que habría cubierto la región andinacon avances desde el este. Esto último fortalece lahipótesis de continuidad de la glaciación en elmargen protoandino del Gondwana y su vincula-ción con epicentros englazados ubicados al este.

EUSTACIA VS. ISOSTACIA

La respuesta del sustrato glacial al tipo deglaciación es también un elemento a considerarpara interpretar el modelo de glaciación. Es im-portante notar que las fluctuaciones glacieustáticas

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).

Ricardo A. ASTINI

20 AAS Revista 8 (1), 2001

tienen su mayor expresión en regiones normalmen-te alejadas del epicentro glacial (regionesextraglaciales), cuando se trata de glaciaciones enmanto. Esto es debido a que el efecto de la sobre-carga del hielo en regiones polares (depresiónglacioisostática, Watts et al., 1982) deprime nota-blemente la corteza, contrarrestando el efectoeustático (Boulton, 1990). La sobrecarga y descar-ga generada por la construcción y fusión de unmanto de hielo en regiones polares es tan rápidaque obliga a la litósfera a reajustarsedinámicamente a la condición cambiante de lasuperficie (Allen, 1997, pg. 87). Mientras que enesta posición los cambios glacioisostáticos son másmarcados, en las regiones alejadas del epicentroglacial domina el efecto glacioeustático.

Cuando se trata de glaciares de altura la topo-grafía está condicionada por la historia orogénicaque, a su vez, impide individualizar independien-temente la influencia de eustacia e isostacia. Porel contrario, cuando se trata de una glaciación con-tinental o de una calota, los efectos de eustacia eisostacia son más fácilmente reconocibles (Miller,1996). Como señala Boulton (1990), los efectos deglacioisostacia dependen del volumen de la masade hielo y de la proximidad de la región de estudioal frente de la masa de hielo. Debajo del hielo asen-tado el área se encuentra deprimida y es esperableun rebote isostático importante luego de la rece-sión glacial. En los alrededores de la calota undomamiento cortical se forma como respuestaflexural de la corteza a la carga criostática. De ma-nera que en situaciones proximales al frente delhielo el comportamiento será diferente al de sec-tores ubicados fuera del radio de curvatura de ladepresión (e.g. Fig 20). Por contrapartida, durantela etapa recesiva las sucesiones depositadas en laproximidad al frente del hielo tienden a elevarsemientras que aquéllas depositadas sobre la plata-forma sufren hundimiento. No obstante, inclusoen la situación más proximal, el primer registro estransgresivo puesto que el ascenso eustático es másrápido que el rebote isostático (Fig. 20c). La com-ponente neta de ascenso o descenso relativo delnivel del mar en relación con isostacia y eustaciaestá en función de la distancia al borde glacial asen-tado y del espesor de la capa de hielo (cargacriostática).

La historia registrada en el Hirnantiano de laPrecordillera indica que primero ocurrió un des-censo eustático marcado por la superficie basalerosiva y truncamiento de la estratigrafíainfrayacente. Este constituye el natural desfasaje

de la línea de costa entre la caída eustática y lasubsidencia glacioisostática (Fig. 20b). La etapaglacial con descenso isostático ligado al crecimien-to de la cubierta de hielo llevó a la región a ubicar-se próxima al nivel de base (luego de un ascensorelativo). Así los glaciares habrían avanzado paradesembocar en medio marino, con una región detransición de posición subglacial (Fig. 19a). La de-limitación precisa de las causas de fluctuacionesrelativas de menor orden en función de los perío-dos de avance y retracción de la masa de hielo noes posible. Finalmente, el evento de recesión gla-cial habría ocasionado en primera instancia unatransgresión rápida (Fig. 20c, cf. Boulton et al.,1982) y luego, el lento proceso de rebote isostáticohabría conducido a la somerización paulatina (Fig.20d) evidenciada en el tope de la formación porlos bancos de oolítas ferruginosas (Astini, 1992,1993). Técnicamente, el pavimento glacial del topecoincide con la superficie transgresiva (superficiecoplanar) dado que la rápida transgresión de laplataforma habría imposibilitado la preservaciónde un cortejo transgresivo propiamente dicho. ElMiembro Superior de la Formación Don Braulio(sensu Astini y Buggisch, 1993) posee característi-cas típicas de una plataforma fangosa depositadaen un paleorelieve de bajo gradiente. El marco dela sedimentación no habría cambiadosustancialmente, pero la fluctuación del nivel delmar y el hundimiento gacioisostático habrían con-dicionado la profundidad durante y con posterio-ridad a la glaciación.

La respuesta glacial observada en laPrecordillera con algunas diferencias puntualespuede corroborarse en el resto del cinturón andino,hecho que posibilita establecer una génesis comúnpara estos depósitos, ligada a la historia de unacalota de hielo extendida como apófisis desde elmanto de hielo Gondwánico, que se desarrollaraen el Hirnantiano con epicentro en el oeste africa-no (Fig. 21). Según Brenchley et al. (1994) el cas-quete glacial hirnantiano habría tenido una inusualextensión areal superando muy posiblemente lalatitud de los 60°. Woodcook y Smallwood (1987)mencionan que las evidencias de hielo asentadollegan hasta los 50ºS. Esto implica que la regiónprotoandina habría estado bajo su acción directay, por ende, aún cuando existiera relieve local ge-nerado por el diasrofismo oclóyico, los efectoseustáticos e isostáticos ligados con la glaciaciónhabrían sido importantes. A diferencia de otrasglaciaciones en las que se sostiene la existencia deun mayor número de fluctuaciones menores rela-



cionadas con interestadíos, en la glaciaciónhirnantiana no han sido reconocidos con anterio-ridad importantes pulsos de avance y retroceso.Brenchley et al. (1994) especulan que la duracióndel evento glacial completo no habría superado 1m.a. Por esta razón, las fluctuaciones eustáticas ylas modificaciones paleoambientales y paleo-ecológicas asociadas serían tan notables.

EDAD Y POSICIONAMIENTO

PALEOGEOGRÁFICO DE LA

PRECORDILLERA EN EL ORDOVÍCICO

SUPERIOR

Los parches de coquinas con Hirnantiainvolucrados en el pavimento superior constitu-yen una evidencia concreta de la edad hirnantianade la glaciación. Con anterioridad, ésta se inferíade la posición relativa con respecto a niveles convalvifauna provenientes del intervalo transgresivoy de la primer aparición de Normalograptuspersculptus, unos metros por encima de ladiamictita (Sánchez et al., 1991).

Basados en la génesis glacial de la FormaciónDon Braulio, Peralta y Carter (1990) y Astini (1993)relacionaron a esta unidad con el episodio glacialHirnantiano que afectó al Gondwana. Buggisch yAstini (1993) y Astini (1999) enmarcan al episodioclaramente dentro del contexto Gondwánico esta-bleciendo una directa vinculación de éste con elque 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 significadopaleogeográfico de tillitas glaciales propiamentedichas requiere de un correcto marcodepositacional y por ello la importancia de la ca-racterización paleoambiental de la Formación DonBraulio. Recientes trabajos (Buggisch, 1996; Kelleret al., 1998) señalan que la evidencia glacial noconstituye una prueba de que la Precordillera hayaestado posicionada en altas latitudes e incluso sos-tienen que el desarrollo de carbonatos extra tropi-cales, ya presentes en el Caradociano tardío-Ashgiliano temprano (Astini 1995; Astini y Cañas,1995), se vincularía a un progresivo enfriamientoglobal registrado hacia fines del Ordovícico (Kellery Lehnert, 1988). Otros autores (Rapela et al., 1998)incluso obvian la importancia paleoclimática deestos depósitos al considerar otras alternativaspaleogeograficas.

La superficie basal erosiva y las caracterísitcasde la Dmm basal permiten inferir una naturaleza

glaciterrestre de estos depósitos o una génesissubglacial proximal, en relación con plataformasde hielo desarrolladas en regiones subpolares. Es-tructuras mecánicas asociadas en el intervalo me-dio de la sección indican que la región englazadaestuvo, en parte, libre de hielos. Los pavimentosaquí descriptos indican la existencia de hielos almenos periódicamente asentados sobre depósitos

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.

Ricardo A. ASTINI

22 AAS Revista 8 (1), 2001

tillíticos subglaciales o alternativamenteproglaciales.

Si bien es cierto que los efectos diastróficosligados a la evolución del margen pueden habertenido una clara influencia como condicionantelocal (véase Astini y Buggisch, 1993), la continui-dad y similitud de estos depósitos a lo largo delcinturón andino, hace difícil su asignación a re-giones ajenas al contexto protoandino delGondwana. En este sentido, la hipótesis de unacalota periférica con importante desarrollo de pla-taformas de hielo, vinculadas con la glaciaciónhirnantiana constituye la explicación más simple.Esta es compatible con reconstrucciones donde laPrecordillera en el Ordovícico tardío se ubica enregiones de aguas frías dentro del contexto deGondwana (Fig. 21), claramente contrapuesta conla ubicación ecuatorial de Laurentia. Cualquierafuera la génesis de los pavimentos de la Forma-ción Don Braulio su presencia indica proximidadde plataformas o masas de hielo asentadas o par-cialmente flotantes, comunes en altas latitudes. Eneste sentido, tanto la evidencia litofacial como lafaunística implican que la Precordillera ya forma-ba parte en el Ordovícico Superior delsupercontinente de Gondwana como fue propues-to por Astini et al. (1995, 1996).

CONCLUSIONES

Texturas, estructuras y geoformas asociadasdemuestran una clara impronta glacial de lassedimentitas involucradas en el Miembro Inferiorde la Formación Don Braulio, con un neto predo-minio de depósitos subglaciales. Tres etapas deavance y retroceso pueden inferirse sobre la basedel registro litofacial, arreglo vertical y disposiciónde los pavimentos descriptos. Sólo en el tope de lasucesión se registran depósitos de comprobadagénesis marina donde un pavimento de posiciónsuprartill afecta a conglomerados laminares quecontienen coquinas con fauna de hirnantiaautóctona en su matriz. Un pavimento intratilldecapita en la sección media de la diamictita a fa-cies canalizadas interpretadas como subglacialeso proglaciales terrestres. Dicha superficie habríaafectado a sedimentos consolidados pero nolitificados labrando un primer pavimento estria-do. Los lineamientos de las estrías de ambos pavi-mentos coinciden con el rumbo general estimadopor los análisis de fábrica en el till basal (till dealojamiento y de fusión) y con el de los

paleocanales indicando direcciones de flujo SE-NW. Las etapas de retroceso y avance habrían sidorápidas, manifiestándose mediante una re-trogradación de facies o directamente por superfi-cies erosivas dejadas por la actividad de hielo asen-tado. La transgresión marina finiglacial habríainundado la región previamente al rebote isostáticoligado con la retracción de la masa de hielo.

Evidencias litológicas junto a la de los pavi-mentos descriptos permiten sostener que laPrecordillera Argentina en el Ordovícico Superiorestaba definidamente incluida en la órbita de laglaciación hirnantiana que afectó al Gondwana yse registra con similares facies y arreglos a lo largodel cinturón protoandino. Ello implica un posicio-namiento en altas latitudes, subpolares a templa-das frías (~60°), donde las condiciones fueron pro-picias para la generación de una calota parcialmen-te flotante (plataforma de hielo) con prolongadasetapas constructivas y cortas etapas destuctivasintermedias.

Agradecimientos. Agradezco a las institucionesCONICOR, CONICET y especialmente a la ANCYTque subsidian mis investigaciones en el Paleozoicoinferior. Una versión preliminar del manuscrito fuecriticada por el Dr. Mauricio Martinez. Agradezcoasimismo, los atinados comentarios del Dr. Oscar R.López Gamundí sobre varios puntos tratados en elmanuscrito original y de los árbitros Dr. Luis A.Spallett i y Juan P. Milana cuyas observacionespermitieron mejorar el texto.

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Ricardo A. ASTINICátedra de Estratigrafía y Geología HistóricaUniversidad Nacional de CórdobaAv. Velez Sarsfield 2995000 CórdobaRepública Argentina

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

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