INTRODUCCIÓN

El sistema de Sierras Pampeanas se extiende en un amplio sector del centro-oeste de la Argentina conformando el antepaís andino central, ubicándose entre 63°-68° O y 24°-31° S. Su historia de alzamiento cenozoico y exhumación habría sido lenta y de escasa magnitud (^{Carignano et al., 2014}). Se encuentra conformada por una serie de sierras formadas por un basamento plutónico-metamórfico compuesto en su mayor parte por metamorfitas de grano grueso (gneises y migmatitas) de edad precámbrica y posteriormente intruidas por batolitos graníticos (^{Gordillo y Lencinas, 1979}). La estructura de las Sierras Pampeanas ha sido caracterizada como un sistema de montañas en bloque, limitadas por fallas inversas (^{González Bonorino, 1950}).

Las Sierras Pampeanas es una provincia geológica que se divide en dos sectores: el Occidental, ubicado en las provincias de Tucumán, Catamarca, La Rioja, San Juan y parte occidental de San Luis; y el sector Oriental, que abarca las provincias de Córdoba y la parte más oriental de la sierra de San Luis (^{Ramos, 1988}).

La región serrana del territorio de Córdoba comprende cuatro cordones meridianos principales: Sierra Norte, Sierra Chica-Las Peñas, Sierras Grande-Comechingones y Sierras de Pocho-Guasapampa. Se encuentran constituidas por rocas metamórficas de edad precámbrica a paleozoica inferior y granitoides paleozoicos, de dimensiones batolíticas (^{Gordillo y Lencinas, 1979}). Estos cordones se hallan a su vez separados entre sí por valles rellenos por sedimentos Mesozoicos y Cenozoicos (^{Beltramone, 2007}; ^{Guereschi y Martino, 2014}). La región serrana se extiende entre los paralelos 29°00' y 33°30' latitud sur y constituye una unidad larga y estrecha de 430 km de largo en sentido norte-sur y 110 km en su parte más ancha, abarcando una superficie aproximada de 35,000 km² (^{Mercado y Moore, 1997}). Los extremos altitudinales varían de los 550 m s.n.m. a los 2,790 m s.n.m. Su geomorfología es bastante homogénea (^{Capitanelli, 1979}), caracterizada por la alternancia de cumbres dentadas y formas planas o restos de antiguas superficies de erosión.

Una de las principales características morfológicas de las Sierras Pampeanas de Córdoba, es la ocurrencia de superficies de aplanamiento de origen erosivo, ubicadas en forma escalonada a diferentes alturas (^{Carignano et al., 1999}; ^{Carignano et al., 2014}), mayormente ubicadas sobre los 1,000 m s.n.m. Estas áreas, denominadas "pampas de altura", semiplanicies o simplemente "pampas", están emplazadas en las laderas orientales de los bloques basculados de las sierras (^{Capitanelli, 1979}). Estas "pampas de altura" se definen como relictos de superficies de erosión, donde la morfología suavemente ondulada ha permitido la acumulación de sedimentos post-pliocénicos (^{Montes, 1956}; ^{Manzur, 1995}; ^{Tauber y Goya, 2006}; ^{Carignano et al., 2014}), aunque no se cuenta con dataciones numéricas ni estudios bioestratigráficos que permitan acotar el periodo temporal de la cubierta sedimentaria de estas geoformas.

El origen de estas semiplanicies es controversial. Fueron consideradas por unanimidad como superficies de erosión, aunque sin especificar claramente su génesis. El insuficiente estudio sobre registro sedimentario asociado con estas superficies y la gran dificultad para establecer su cronología, debido a la escasez o ausencia de fósiles, la dispersión de los afloramientos y la interferencia tectónica, favorecieron aquella situación (^{Carignano et al., 1999}, ²⁰¹⁴).

El modelo más aceptado durante la mayor parte del siglo XX, es que todas las superficies semiplanas que se observan en las cumbres o los flancos de las montañas de las Sierras Pampeanas corresponden a una peneplanicie Paleozoica superior-Terciaria, dislocada y, en gran medida, exhumada a partir de la elevación de las Sierras Pampeanas, causada por la deformación andina del Mioceno-Plioceno (^{Carignano et al., 1999}, ²⁰¹⁴).

Sin embargo, con el estudio de las áreas cratónicas argentinas, el nuevo modelo plantea que las áreas cumbrales de las Sierras Pampeanas de Córdoba se encuentran truncadas por superficies regionales de aplanamiento que tienen diferentes orígenes y edades pre-Mioceno. Son antiguas superficies de aplanación mayormente de origen erosivo que se habrían formado desde el Mesozoico. Estas superficies poseen una notoria uniformidad morfológica y se sitúan en las áreas cumbrales de las sierras, distinguiéndose por su morfología característica de cuasi planicies muy condicionadas por el sustrato rocoso. Están integradas por un mosaico de relieves que varían desde planicies onduladas (pampas) a colinas y lomadas con laderas convexas suaves, de cimas redondeadas o algo achatadas, separadas por amplios valles de fondo plano (^{Carignano et al., 1999}, ²⁰¹²).

Las paleosuperficies de mayor altura corresponderían a un etchplain, originado principalmente por meteorización química bajo condiciones ambientales posiblemente cálidas e híper-húmedas durante el intervalo Triásico Tardío-Jurásico Medio (^{Carignano et al., 1999}; ^{Rabassa et al., 2010}); mientras que las paleosuperficies que se escalonan en torno al núcleo de cada uno de los bloques mayores de las Sierras serían el resultado de la acción de agentes de erosión relacionados con climas semiáridos, fundamentalmente pedimentación, y corresponderían a un prolongado ciclo de denudación durante el Jurásico Tardío-Cretácico (^{Carignano et al., 1999}.; ^{Cioccale, 1999}; ^{Rabassa et al., 2010}).

En este contexto, los estudios estratigráficos referidos a las áreas cumbrales de las sierras de Córdoba son puntuales, producto quizás de la poca continuidad de la estratigrafía y el difícil acceso a las áreas de estudio, siendo relegadas a investigaciones tradicionales dentro de la llanura pampeana argentina.

Los primeros estudios que describen la estratigrafía de las pampas de altura de las Sierras Pampeanas de Córdoba fueron realizados por el ingeniero civil Aníbal ^{Montes (1954}, ¹⁹⁵⁶⁾, dando a conocer las primeras asociaciones paleofaunísticas de Pampa de Olaen (e.g., Glyptodon sp., Mastodon sp., Toxodon sp., Scelidotherio, Lestodon sp., Megatherio). Este autor posó su atención en un estrato negro, aflorante en esta pampa, que llamó Humus fósil I, el cuál correlacionó con uno encontrado en el cerro Inti-Huasi, en San Luis, datado en 8,000 años AP e identificado como el registro sedimentario del Óptimo Climático Holoceno (^{González, 1960}). ^{Leonardi (1961)} amplió el conocimiento estratigráfico de esta área, determinando 6 unidades sedimentarias, siempre forzando la correlación con las unidades descriptas en los estudios realizados en la llanura pampeana de Córdoba, en especial a los trabajos pioneros de ^{Doering (1907)}.

Algunas décadas más tarde, ^{Manzur (1995}, ¹⁹⁹⁷⁾ estudió dos pampas de altura ubicadas en las Sierras de Los Comechingones, Atos y Atum Pampa, donde describe la génesis de sus suelos y describe 4 facies principales. Luego correlaciona estas facies con diferentes niveles sedimentarios descritos en la provincia, principalmente con la Fm. Pampeana (^{Cantú, 1992}; Pleistoceno Medio), y la Fm. La Invernada (^{Cantú, 1992}; Pleistoceno Tardío).

^{Goya (2003)}, ^{Tauber y Goya (2006)} y ^{Tauber et al. (2008)} dieron a conocer el contenido estratigráfico y paleontológico de otra pampa de altura, denominada Vaca Corral, siendo la localidad paleontológica de mayor altitud de las Sierras Pampeanas de Córdoba. La asociación paleofaunística hallada les permitió correlacionar la base del perfil estratigráfico descrito con el Piso/Edad mamífero Lujanense (~130 -7 k.a., ^{Cione y Tonni, 2005}; ^{Cione et al., 2009}) o incluso Bonaerense, por la presencia de Megatherium americanum (Mammalia, Xenarthra) (0.78 M.a., probablemente ca. 0.5 M.a., ^{Cione et al., 2009}).

Paralelamente, ^{Córdoba (2005)} y ^{Córdoba et al. (2005)} realizaron una redescripción de la estratigrafía de Pampa de Olaen, realizando un análisis de facies, para la interpretación de los paleoambientes cuaternarios de las pampas de altura. Al comparar la estratigrafía de Pampa de Olaen con la de Pampa Vaca Corral, propusieron que debido a "la proximidad geográfica en la que se encuentran, tendrían una vinculación genética espacial y temporal" (sic.), teniendo edades de depósito similares y un paleoambiente dominado por ambientes abiertos de pastizales y estepas con árboles aislados, con condiciones climáticas de templado a templado frías, áridas a semiáridas.

Por último, ^{Kröhling y Carignano (2014)} sintetizan toda la información estratigráfica disponible de las pampas de altura en 4 unidades depositacionales: conglomerados basales, limos arenosos basales, limos de las partes centrales y limos eólicos superiores

Este trabajo pretende realizar un análisis comprensivo del registro estratigráfico de estas "pampas de altura", con una visión integradora, que permita interpretar su significado paleoclimático, paleoambiental y geocronológico y aportar un marco para futuros estudios en la región.

ÁREA DE ESTUDIO

Las áreas estudiadas en este trabajo se encuentran distribuidas en la Sierra Grande (o de Achala) y de Los Comechingones de las Sierras Pampeanas de Córdoba (Figura 1a, 1b).

Figura 1 a) Mapa de América del Sur, mostrando la ubicación de la provincia de Córdoba dentro de la República Argentina; b) mapa geológico de las Sierras Pampeanas de Córdoba y la posición de las distintas localidades estudiadas; c) mapa de ubicación de Pampa Vaca Corral; d) mapa de ubicación de Pampa de Olaen. 

De la Sierra Grande se estudiaron las pampas de altura de Pampa Vaca Corral (ubicada entre los 31°9' a 31°11' S y 64°51' a 64°52' O, a una altitud de 1,600 m s.n.m. y un área aproximada de 2,328 m²⁾ (Figura 1b, 1c), Pampa de Olaen (situada entre 31°00' - 31°15' S y los 64°30' - 64°40' O, a una altura promedio de 1,100 m s.n.m., abarcando un área aproximada de 32,463 m2) (Figura 1b, 1d) y Pampa de Achala (entre las coordenadas 31° 24' 08'' S y 64° 45' 23'' O y a 1,740 m s.n.m.; esta pampa de altura tiene una superficie aproximada de 150,000 km²⁾ (Figura 1b; ^2a).

Figura 2 Mapas de las localidades estudiadas en las Sierras Pampeanas de Córdoba: a) mapa de ubicación de Pampa de Achala ("Pampilla El Matadero"); b) localidad de Atos Pampa; c) localidad de Atum Pampa. 

Hacia el Sur, en la Sierra de Los Comechingones, se prospectaron las áreas de Atos Pampa (31°56'4.1'' S - 64°34'35.56'' O, en una altitud de 1,100 m s.n.m. y un área aproximada de 35,215 m²⁾ (Figura 2b) y Atum Pampa (32°7'26.4'' S - 64°44'32.3'' O, a 1,152 m s.n.m. y un área aproximada de 13,816 m²⁾ (Figura 2c).

MATERIALES Y MÉTODOS

En cada una de las pampas de altura estudiadas se realizaron numerosos perfiles siguiendo las consideraciones de ^{Etchevehere (1976)} y ^{Vera Torres (1994)} para las descripciones estratigráficas; y para los caracteres de los suelos y paleosuelos se utilizaron los términos y criterios de ^{Catt et al. (1990)} y ^{Retallack (2001)}.

Los estudios micromorfológicos de muestras de paleosuelos fueron realizados en la cátedra de Métodos de Investigación Mineral de la Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales de la Universidad Nacional de Córdoba.

Por último, se tomaron muestras de materiales susceptibles de datar mediante ¹⁴C en el Laboratorio de Tritio y Radiocarbono (LATYR) del Museo de La Plata (Argentina) y por luminiscencia ópticamente estimulada (OSL) en el Laboratorio de Investigación de Datación Lumínica de la Universidad de Illinois, Chicago (Estados Unidos de América).

ANÁLISIS DE FACIES SEDIMENTARIAS

Los estudios realizados en el área serrana de Córdoba mostraron que una de las características principales de las coberturas sedimentarias aquí presentes es la gran variabilidad espacial que presenta la estratigrafía.

El basamento de la Sierra Grande, donde se ubican la Pampa de Olaen y Vaca Corral, está formado principalmente por gneises (paragneises), esquistos, anfibolitas (paranfibolitas) y mármoles. En la Sierra de Comechingones, donde se encuentran las localidades de Atos y Atum Pampa, la roca madre está formada principalmente por gneis tonalítico biotítico y migmatitas cordieríticas interdigitadas con cuerpos de kinzigitas y mármoles (^{Gordillo y Lencinas, 1979}; ^{Martino, et al., 1994}).

La presencia de perfiles de meteorización fue verificada en las localidades de Atos y Atum Pampa, aunque ^{Rabassa et al. (2010)} analizaron otros perfiles de meteorización asociados a diferentes superficies de aplanamiento en las Sierras Pampeanas de Córdoba. Se trata de un saprolito, probablemente con alto contenido en caolinita, que se encuentra apoyado sobre el basamento cristalino inalterado, en contacto neto e irregular, con porciones de cuarzo rodeados por el producto de meteorización de feldespatos y micas. Se trata de una arcilla limosa, blanquecina (10YR 8/3), maciza, con un espesor de hasta 63 cm y un límite superior abrupto y ondulado. Se observan numerosos nidos de escarabajos (Coprinisphaera sp.) (^{Krapovickas, 2014}).

^{Rabassa et al. (2010)} sugieren que la formación de regolito en esas pampas de altura se habría producido bajo un régimen climático mucho más húmedo y cálido que el presente. La presencia de numerosas trazas fósiles, constituidas por nidos de escarabajos (Coprinisphaera sp.), puede explicarse de manera que, cuando se produjeron estas estructuras, la capa de material meteorizado se encontraba desnuda y/o con una escasa profundidad de sedimentos cenozoicos cubriéndola, de manera que al enterrar los bolos de materia fecal que utilizan los escarabajos para sus nidos, estas estructuras de nidificación quedaban hospedadas dentro del regolito de estas paleosuperficies. En este sentido, se encuentra bien documentada la presencia de estructuras de bioerosión y bioacumulación de invertebrados (principalmente insectos) dentro de perfiles de meteorización alrededor del mundo, ya que la roca saprolitizada actúa mecánicamente como un sedimento (^{Scott y Pain, 2009}).

A partir de las descripciones estratigráficas realizadas en las áreas de estudio, se pudieron definir las siguientes facies sedimentarias:

2-Arena limosa pardo rojiza con clastos

Está representada en las unidades de depósito basales de Vaca Corral, Pampa de Olaen, Atos y Atum Pampa (Figura 3a).

Figura 3 Aspecto general de la facies 2, en la localidad tipo definida para el Geosuelo Majada de Santiago. a) Secuencia de horizontes que componen el perfil de suelo hallado en la localidad de Pampa Vaca Corral (perfil tipo), donde se observa el material aluvial basal inalterado (horizonte C) y los horizontes ricos en carbonatos (B_k) y arcillas (B_t). Puntualmente, se registró un lente de material friable (probablemente diatomita) sobre el cual se depositaron sedimentos de la misma facies y sufrieron los mismos procesos post-depositacionales. b) Contacto entre los horizontes pedogenéticos del perfil del paleosuelo (B_k y B_t) (escala= 22 cm). c) Perfil propuesto como sitio de interés geológico en Atos Pampa (^{Krapovickas y Tauber, 2014}) donde se observa las litologías de la facies 2 y 4 (loessoide) suprayaciendo (escala= 1 m); d) peds prismáticos de la capa B_t del Geosuelo Majada de Santiago, donde se observan pátinas de arcillas en sus paredes (escala= 9 cm). 

Tiene una potencia variable, con un máximo de 3.8 m y un mínimo de 0.5 m Se compone de un limo arenoso pardo rojizo, con clastos de hasta 10 cm diseminados en la matriz, que hacia el techo grada a arena limosa bastante cohesiva. La base es erosiva y se apoya en discordancia sobre las rocas del basamento metamórfico, de donde proceden clastos irregulares y angulosos de hasta 30 cm. Se observa laminación horizontal difusa y geometría tabular. La base del perfil tipo en Pampa Vaca Corral se dató por OSL en 37,095 ± 2,020 años AP (^{Krapovickas, 2014}).

La variación de color es importante; en Vaca Corral es pardo rojizo (5YR 4/6 en húmedo y 7.5YR 7/6 en seco), en Pampa de Olaen ésta facies tiene un color amarillento rojizo (10YR 7/6) en seco a rojo amarillento (5YR 5/6) en húmedo, mientras que en Atos y Atum Pampa los colores corresponden a un limo arenoso amarillento rojizo (7.5YR 7/6 en seco; 7.5YR 5/8 en húmedo).

Hacia la mitad inferior de esta facies, la matriz presenta gran acumulación de muñecas, nódulos, tabiques y láminas de carbonato de calcio (Figura 3a, 3b). Los tabiques forman una red tridimensional de estructuras que se entrecruzan horizontal y verticalmente, que marcan la transición al sector superior, cuyo límite es neto e irregular (Figura 3b). En el interior de la sección se aprecian abundantes rizolitos de 1 mm de diámetro promedio, rizoconcreciones de hasta 0.1 m de diámetro transverso, nódulos carbonáticos de hasta 0.13 m de diámetro máximo y tabiques calcáreos de 0.015 m de ancho. Ocasionalmente se observan intraclastos subangulares a subredondeados de hasta 0.4 m, como así también lentes microconglomerádicas clasto soportadas, cuya base neta es erosiva. Estas lentes son macizas, formadas por arenas finas a medias, con presencia de clastos dispersos de hasta 0.03 m de diámetro máximo. Dispersos en el banco se observan ocasionales gravas y clastos subangulosos de rocas cristalinas.

Hacia el techo, esta facies se encuentra muy bioturbada (Figura 3c), observándose de acuerdo a la localidad estudiada la alternancia de diferentes morfología de peds: pequeñas estructuras irregulares y redondeadas (e.g., Pampa Vaca Corral; Figura 3b) de hasta 0.045 m de diámetro máximo que le confiere un aspecto "migajoso" o, estructura en bloques de forma cúbica de hasta 0.06 m de diámetro máximo (e.g., Atos Pampa; Figura 3d). En todos los casos, se observa la presencia de finas láminas verticales de carbonato de calcio y cutanes en los bordes de los pequeños prismas.

Los estudios de microestructura realizados sobre esta facies arrojaron la presencia de nódulos de Fe y Mn (Figura 4a, 4b, respectivamente). Entre los componentes inorgánicos, se destacan cuarzo (fenocristales con inclusiones), calcita, feldespato, horblenda, biotita, muscovita, granate, apatita, sillimanita (Figura 5). También se observan fitolitos y fecas como los principales componentes orgánicos (Figura 6a, 6b respectivamente). Los espacios vacíos identificados son de dos tipos:1) pequeños y no conectados (Figura 7a) y, 2) grandes, donde algunas cámaras se hallan conectadas (Figura 7b). Los huecos de empaquetamientos son de tipo complejos y los espacios vacíos, conformados por cámaras conectadas por canales. Son característicos los revestimientos porales de carbonato tipo micrítico (Figura 7c). La micromasa se define como moteada en general, con zonas cristalinas.

Figura 4 Principales caracteres hallados en los estudios de microestructura realizados en diferentes muestras de la facies 2 que permiten inferir hidromorfísmo incipiente. a) Nódulo de hierro; b) Nódulo de Manganeso (× 10-100 μm a nicoles paralelos). 

Figura 5 Principales componentes inorgánicos hallados en los estudios de microestructura realizados en diferentes muestras de la facies 2 (× 10-100 μm a nicoles cruzados). 

Figura 6 Componentes orgánicos en diferentes muestras de la facies 2. a) Fitolito elongito (× 10-100 μm a nicoles paralelos); b) fecas (× 10-100 μm a nicoles cruzados). 

Figura 7 Tipos de poros encontrados en los estudios de microestructura realizados en diferentes muestras de la facies 2. a) Poros individuales sin conexión; b) poros interconectados por canales; c) poros micríticos (× 10-100 μm a nicoles cruzados). 

Toda esta facies, con sus variaciones laterales antes descriptas, es fosilífera, registrándose hasta el momento mamíferos de gran porte como: Macrauchenia cf. M. patachonica (Litopterna; Macraucheniidae), Smilodon cf. S. populator (Carnivora, Felidae), Lycalopex cf. L. culpaeus (Carnivora, Canidae), cf. Notiomastodon platensis (Proboscidea, Gomphotheriidae), mylodóntidos indeterminados, Scelidotheriinae gen. et sp. indet., cf. Eutatus seguini (Xenarthra, Dasypodidae), Panochthus sp. (Xenarthra, Glyptodontidae), Glyptodon reticulatus (Xenarthra, Glyptodontidae), Glossotherium sp. (Xenarthra, Mylodontidae), Scelidotherium leptocephalum (Xenarthra, Mylodontidae), "Catonix" tarijensis (Xenarthra, Mylodontidae), Megatherium americanum (Xenarthra, Megatheriidae), Hippidion principale (Perissodactyla, Equidae), Ctenomys sp. (Rodentia, Octodontidae) y Lagostomus cf. L. maximus (Rodentia, Chinchillidae), como así también estructuras sedimentarias biogenéticas, identificadas como madrigueras de grandes mamíferos (crotovinas) y numerosos nidos fosilizados de Scaroboideos (Coprinisphaera sp., Coprinisphaeridae) (^{Tauber et al., 2011}; ^{Krapovickas y Tauber, 2012a}; ^{Krapovickas y Tauber, 2012b}; ^{Krapovickas, 2014}).

Interpretación

La pobre selección, la gradación normal de la granulometría, la presencia de laminación horizontal incipiente y la presencia de bloques angulosos de roca madre en la base del perfil indicarían un depósito por flujos hiperconcentrados (^{Miall, 2006}), con una carga de alto régimen al comienzo de la sedimentación de esta facies, con escaso transporte desde las áreas de aporte de los materiales. También se interpreta la presencia de pequeños cursos de agua, que dejaron el registro de pequeñas lentes de conglomerados matriz soportados. Después de su depósito, esta facies sufrió un intenso proceso de pedogénesis en los tres cuartos superiores de su potencia.

Se infiere que esta facies está compuesta principalmente por tres horizontes pedogenéticos: uno rico en arcillas formando estructuras prismáticas o migajosa, cutanes y barnices; otro horizonte rico en carbonato de calcio, con muñecas, tabiques carbonáticos y laminación y una capa inferior conformada principalmente sedimento fluvial limo arenoso. Entre los caracteres pedogenéticos más notables, se pueden citar los nódulos de Fe y Mn (e.g., Atos Pampa, Pampa de Olaen y Pampa Vaca Corral), revestimientos porales de carbonato tipo micrítico (e.g., Atos Pampa) o de arcillas (e.g., Pampa de Olaen), espacios vacíos grandes conformados por cámaras conectadas por canales (e.g., Pampa de Olaen y Pampa Vaca Corral) o espacios vacíos pequeños y no conectados y la existencia de fecas (e.g., Vaca Corral).

Además se registraron en esta facies diversos tipos de icnitas como celdillas de abejas, crotovinas, rizolitos y Coprinisphaera sp., que permite reconocer la icnofacies del mismo nombre (^{Genise et al., 2000}).

3-Arena limosa laminada y cementada

Se encuentra coronando a la facies anteriormente descripta, principalmente en las localidades de Pampa Vaca Corral, Pampa de Olaen y Atos Pampa.

Esta facies tiene buena extensión lateral, en especial en la localidad de Atos Pampa (Figura 8a), aunque solo se encuentra en algunos sectores laterales de las cuencas principales de cada pampa de altura donde se la observa, teniendo una potencia de hasta 0.92 m, que se apoya sobre la sección superior de la facies 4 con límite neto y ondulado. Se trata de arena y limo compactos con carbonato y clastos de tamaño gravilla diseminados, de coloración clara, que incluyen tabiques calcáreos y estructuras similares a grietas de desecación de algunos decímetros de lado en el techo de la capa.

Figura 8 Arena limosa laminada y cementada (facies 3). a) Afloramiento donde se observa el gran espesor y la extensión lateral de esta facies (escala= 50 cm); b) Detalle de esta facies (escala= 33 cm). 

El arreglo laminar (Figura 8b) tiende a ser decreciente en espesor. Las láminas individuales tienen espesor variable pero nunca mayor a 0.15 m. El color es gris rojizo claro (2.5YR 7/1) en seco, tornándose blanco rosado (2.5YR 8/2) en húmedo. La estructura interna observada en secciones pulidas muestra una fina laminación de aspecto botroidal de 5 a 10 mm, cerca del techo de cada lámina individual. Los límites superiores e inferiores de esta facies son netos no erosivos suavemente ondulados a planares.

Interpretación

El arreglo de las láminas decrecientes en espesor, la acumulación en la base de rizolitos y tabiques carbonáticos, las características micromorfológicas antes descriptas y la posición estratigráfica, siempre asociados a facies fuertemente pedogenizadas, permiten inferir que los materiales parentales se encontraron sujetos a los procesos de calcretización pedogenéticos, lo que permitiría identificar como un calcrete laminado ("platy caliche") (^{Esteban y Klappa, 1983}).

4-Limo arenoso amarillento macizo con clastos

Se encuentra distribuida en la mayoría de las pampas de altura estudiadas, teniendo su mayor exposición en la Pampa de Olaen (Figura 9). Está compuesta por limo arenoso de color amarillento pálido (10YR 8/3), friable y macizo, con un espesor de 2.65 m y límite inferior gradual difuso. Se han observado clastos angulosos a subangulosos de rocas cristalinas con un tamaño máximo de 0.15 m dispersos caóticamente en la matriz. El contenido de carbonato de calcio es alto. En esta unidad se identificaron y recolectaron restos determinados como Panochthus sp. (Xenarthra, Glyptodontidae), Equus (Amerhippus) sp. (Perissodactyla, Equidae) y Lagostomus cf. L. maximus (Rodentia, Chinchillidae). Habría sido depositado durante el Pleistoceno Tardío Holoceno temprano y el rango temporal estimado mediante las dataciones de OSL y AMS realizadas sería entre los 14,040 ± 785 - 9,181 cal. años AP, respectivamente (^{Krapovickas, 2014}; ^{Sanabria et al., 2014}).

Figura 9 Limo arenosos macizos (facies 4). a) Contacto entre la facies 2 (en la figura, el horizonte B_t del Geosuelo Majada de Santiago en Pampa Vaca Corral y la facies 4 (escala= 26 cm); b) aspecto de esta facies en Pampa de Olaen, donde se observa la mayor exposición (escala= 17 cm). 

Interpretación

La predominancia de granulometría de la fracción limo, la ausencia de estratificación, su friabilidad y falta de consolidación, permiten interpretar a esta facies como depósitos del tipo loessoide (loess retransportado; "sediment like-loess"; ^{Frenguelli, 1955}; ^{González Bonorino, 1965}) por poseer en su matriz fragmentos líticos de diferentes tamaños.

5-Arena limosa gris oscura maciza

Presente en todas las pampillas estudiadas, tiene su máximo desarrollo en las Pampas de Olaen y Achala.

El espesor máximo es de 2.30 m y se compone de una unidad depositacional formada por entre una (e.g., Pampa de Olaen, Pampa Vaca Corral, Atos y Atum Pampa ) o seis capas (e.g., Pampa de Achala) de geometría tabular y características litológicas similares. La capa aluvional en la base de este perfil tiene hasta 0.3 m de espesor, color 7.5YR 7/3 en seco (gris rosáceo) y 7.5YR 4/3 en húmedo (pardo oscuro), con presencia de moteados gruesos, sobresalientes, con abundante materia orgánica y bioturbación.

La segunda capa yace mediante contacto difuso y se encuentra compuesta por arena-limosa con importe presencia de arcilla, de hasta 0.45 m de potencia, con estructura de prismas irregulares gruesos, color negro pardusco (10YR 2/2) en húmedo, Las estructuras están recubiertas por abundantes cutanes gruesos. Se observan rasgos de hidromorfísmo y evidencias de actividad biológica. Las dataciones por AMS realizadas dieron para esta capa una edad promediada de 9,184 años AP y a los 0.7 m, 7,210 años AP (Figura 10, ¹¹) (^{Sanabria et al., 2014}). Esta capa se encuentra en toda el área de estudio y en ella se identificaron restos óseos de Lagostomus cf. L. maximus (Rodentia, Chinchillidae) y cf. Oncifelis geoffroyi (Carnivora, Felidae), icnitas de Coprinisphaera sp. y crotovinas (^{Krapovickas, 2014}).

Figura 10 Arena limosa oscura maciza (facies 5). a) Contacto inferior (facies 4) y superior de esta facies en la localidad de Vaca Corral (escala= 22 cm); b) aspecto de esta facies en Pampa de Olaen, donde el desarrollo de prismas es mayor. 

Figura 11 Perfiles estratigráficos generales de las localidades estudiadas, con la correlación geocronológica, lito y pedoestratigráfica. F: facies; P: horizontes pedogenéticos inferidos. 

La tercera capa tiene una potencia de hasta 0.6 m, ligeramente más claro que el subyacente, con un color de negro pardusco (10YR 3/2), areno-arcilloso y menos cobertura de patinas de arcilla. La edad radiocarbónica obtenida es de 6,865.5 años AP y 3,340.5 años AP (Figura 11) (^{Sanabria et al., 2014}).

La cuarta capa, de hasta 0.2 m de espesor, areno-limoso, con un color negro pardusco (10YR 3/1) y estructura de prismas medios a moderados, cubiertos por abundantes cutanes gruesos, dio la edad de 3,271 años AP (^{Sanabria et al., 2014}).

Suprayaciendo, mediante contacto claro, se observa la quinta capa, más clara que las subyacentes, color gris pardusco (10YR 4/1), de hasta 0.18 m de potencia, masivo, compacto, areno-limosa. La edad por AMS es de 1,971 años AP (^{Sanabria et al., 2014}).

Por último, se observa una capa de color negro pardusco (10YR 3/1), macizo, de hasta 0.17 m, con abundantes arenas gruesas a muy gruesas y gravas finas, que presenta abundantes moteados de hierro y manganeso.

Interpretación

La geometría tabular, la ausencia de estructuras sedimentarias laminares y la falta de gradación dentro de la unidad depositacional, permite interpretar su origen como flujos hiperconcentrados (^{Miall, 2006}). En el caso de Pampa de Achala, estos flujos de detritos fueron pulsatorios, reconociéndose hasta seis de estos eventos de depósito, separados por tiempos de biostasia y pedogénesis.

La presencia de cutanes y prismas, junto con el registro de Coprinisphaera, permiten interpretar la presencia de paleosuelos intercalados con sus respectivos materiales parentales de origen aluvial. Estos niveles de paleosuelos indican variabilidad climática, con alternancia de períodos semiáridos y húmedos, siendo la Pampa de Achala la que muestra mayor sensibilidad a dichos cambios. En el período semiárido se depositaron sedimentos aluviales en relieves deprimidos. En clima húmedo con estación seca, se produce el desarrollo de los suelos, con formación de horizontes B_t con cutanes. De acuerdo con los resultados obtenidos, durante el Holoceno, se habrían producido al menos tres eventos climáticos húmedos significativos en las altas cumbres cordobesas.

ASOCIACIONES DE FACIES

De acuerdo al orden en el cual se hallaron las facies litológicas descriptas con anterioridad y de la relación existente entre ellas, se pudo distinguir una asociación de facies:

PALEOSUELOS

Luego del depósito de los materiales aluviales, se produjeron al menos 3 ciclos de pedogénesis, dos de los cuales están separados por facies carbonáticas y el último, separado por un manto de origen mixto eólico-fluvial (i.e., facies 4). Los espesores y la geometría tabular de la facies (i.e., facies 3), sumado a la presencia de laminación (probablemente producto de actividad biológica de la rizosfera) concuerdan con las características de los calcretes pedogenéticos (^{Etcheverría y Folguera, 2014}). Este tipo de calcretes se genera en sedimentos bien drenados y por encima de la freática.

La presencia de prismas, cutanes, barnices (facies 1, 2 y 5) nos permite inferir la presencia de una capa B_t de un suelo bien desarrollado (^{Zárate et al., 2002}). La formación de horizontes B_t son posibles bajo condiciones de suficiente humedad para permitir la generación de arcilla y su posterior iluviación para la formación de cutanes (^{Soil Survey Staff, 1999}). El proceso de eluviación/iluviación es característico de climas con alternancia de estaciones húmedas y secas, que permita la contracción de los sedimentos para formar los peds prismáticos o granulares.

Los estudios de microestructura realizados a la facies 2 mostraron una alta porosidad, con gran porcentaje de espacios vacíos y cámaras interconectadas, producto de la actividad biológica. La iluviación de arcillas ha sido de poca magnitud, evidenciado por la micromasa moteada (y cristalina en algunos casos). Los nódulos de hierro y manganeso observados son característicos en suelos sometidos a intensos cambios estacionales y, en particular, los revestimientos de carbonato micrítico, permiten inferir un clima árido. Durante las fases húmedas se reduce el Mn y el Fe y se movilizan. Durante las fases de aireación el Mn y el Fe se oxidan, y se inmovilizan. En general, los nódulos de Mn y Fe, por si mismos, son indicadores de una hidromorfía incipiente.

Las rizoconcreciones y rizolitos en sedimentos pleistocenos (Facies 2 y 3), permitiría inferir que la flora que poblaba las sierras cordobesas era de mayor porte que las holocenas, ya que las raíces fósiles halladas de mayor tamaño siempre se encontraron en estratos correlacionables con esta edad. ^{Gregory (2006)} postula una relación directa entre el tamaño de las raíces con su correspondiente porción aérea de una planta; Sin embargo, hay que tener en cuenta que la disponibilidad de carbonato en la matriz sedimentaria, estaría directamente relacionado al crecimiento diagenético de estas estructuras biogénicas.

Esta alternancia con respecto a los porcentajes de humedad dentro del suelo y en particular en la rizosfera, permitió la gran acumulación de carbonato dentro y fuera de las raíces (^{Retallack, 2001}). La gran acumulación de pequeñas raíces en la localidad de Vaca Corral puede estar correlacionada quizás por una importante cantidad de plantas de pequeño porte, sin eje principal en las raíces, como las gramíneas en general (^{Gregory, 2006}). La presencia de fitolitos elongitos, típicos de las gramíneas (^{Nuñez, 2014}), en los estudios de microestructura de la facies 2, revela que las pasturas fueron un componente importante en el paleoambiente durante parte del Pleistoceno Tardío.

Con respecto a los rizoconcreciones encontradas en sedimentos holocenos (i.e., facies 5), todas ellas presentan evidencia de haber sufrido falta de nutrientes, por presencia de óxido de hierro (^{Retallack, 2001}), debido quizás a una fuerte iluviación que lavara de nutrientes el suelo. También se puede inferir cierta estacionalidad climática, menos marcada que durante el Pleistoceno, por la presencia de capas concéntricas de pequeño espesor de carbonato en algunas localidades holocenas y el pequeño tamaño de los rizolitos hallados. Sin embargo, se puede explicar esta disminución de carbonatos en la fase diagenética de la conservación de estas estructuras, con una matriz sedimentaria que haya poseído poco carbonato que puede ser precipitado y cementado en las raíces.

La gran cantidad de materia orgánica que posee la facies 5, junto a las pátinas de óxidos de hierro discutidos con anterioridad, nos permite interpretar que estos sedimentos sufrieron un mayor hidromorfismo que los de la facies 2. Esto significa que, si bien existió una estación seca que permitió la inmovilización y acumulación de estos rasgos hidromórficos, también existió, durante el Holoceno, una estación más húmeda que la evidenciada por el desarrollo del paleosuelo de edad pleistocena o, al menos, con mayor humedad relativa en el suelo, ya sea por disponibilidad pluvial o por mal de drenaje en los suelos.

En la facies 5 también se han realizado algunos estudios que arrojaron importantes datos preliminares sobre micropaleontología. Los estudios palinológicos realizados por ^{Di Martino (2014)} revelaron una asociación polínica dominada por tipos polínicos herbáceos: de las Asteráceas Asteroideas (Baccharis sp., Bidens sp. y Gamocheta sp.), de la Asterácea Cichiroidea Taraxacum officinalis, de tres taxones de Umbelíferas, de dos de Poaceas (Gomphrena sp., Satureja sp.), de una Chenopodiaceae, de un taxón de Malvaceae y de un taxón de Brasicacea; los arbóreos y arbustivos de Celtis ehrembergiana, Ephedra sp., Schinopsis sp., Alnus sp., Pinus sp., Melia sp. y de un taxón de Rhammaceae; los taxones indicadores de humedad local: Typha, Juncaceae y Cyperaceae. El paleoambiente para el Holoceno temprano inferido son pastizales de altura o estepas compuestas por herbáceas, con presencia de árboles y arbustos aislados. Además, se infieren condiciones locales de saturación de agua y humedad, llegándose a desarrollar condiciones palustres.

El icnogénero Coprinisphaera, muy abundante en estos sedimentos, se relaciona con ambientes de sabanas, pastizales, praderas, estepas y la mayoría de las comunidades herbáceas terrestres. La presencia de estas icnitas (junto a otras, como las celdillas de abejas, madrigueras de vertebrados y rizolitos) indican la presencia de paleosuelos desarrollados en comunidades herbáceas, desde climas secos y fríos (i.e., estepas) a cálidos y húmedos (i.e., sabanas tropicales). La presencia de nidos de himenópteros en la localidad de Atos Pampa, puede sugerir condiciones más xerófitas. Estas estructuras biogénicas se encuentran asociadas a procesos edáficos y paleosuelos desarrollados en una amplia gama de ambientes de depósito, tales como llanuras aluviales, barras fluviales abandonadas, albardones y depósitos eólicos vegetados (^{Genise et al., 2000}; ^{Buatois et al., 2002}). Entonces, la aparición de los nidos de escarabajos es un indicio de condiciones de estabilidad ambiental para el tiempo en el que se formaron estas estructuras de nidificación, ya que las mismas se asocian al desarrollo de suelos (^{Goya, 2003}).

Por último, la presencia y conservación de coprolitos de carnívoros ha sido utilizado como una evidencia de un clima árido o semiárido durante la deposición y posterior fosilización (^{Chimento y Rey, 2008}). Para que estas estructuras se puedan conservar y perdurar en el registro estratigráfico, requieren de una rápida deshidratación con una alta tasa sedimentaria posterior, junto con una textura fina de los niveles portadores (^{Tauber, 2005}).

MODELO ESTRATIGRÁFICO REGIONAL

Gracias a los estudios estratigráficos realizados en el área serrana cordobesa, se observó un patrón estratigráfico común que puede ser de valor predictivo para la geocronológia de nuevas localidades que se puedan estudiar a futuro.

Así se delimitaron tres tramos estratigráficos o secciones de la columna estratigráfica general; los dos primeros areno limosos o limo arenosos, con altos contenidos de carbonato en la matriz, de colores rojizos a amarillentos y de posiciones más basales en las relaciones estratigráficas contuvieron representantes de faunas de mamíferos fósiles pleistocenos, mientras que aquellas de coloraciones oscuras, solo portan representantes de faunas con especies vivientes.

El primer tramo antes mencionado es un conjunto de sedimentos formados principalmente por arenas finas a gruesas, amarillentas a rojizas, con restos de fauna extinguida y evidencia de bioerosión (e.g., crotovinas, como las registradas en las localidades de Vaca Corral y Atos Pampa; ver ^{Goya 2003}; ^{Bárcena Esquivel, 2013}; ^{Krapovickas, 2014}), bioacumulación (e.g., coprolitos y Coprinisphaera sp., como los encontrados en las Pampas de Vaca Corral y Olaen; ^{Krapovickas 2014}), bioturbación (e.g., rizolitos principalmente, de hasta 10 cm de diámetro transversal, como el encontrado en Panaholma; ^{Krapovickas 2014}) y evidencia de pedogénesis manifestados macroscópicamente por peds prismáticos o granulares, cutanes, nódulos y tabiques calcáreos; entre los caracteres pedogenéticos más notables se pueden citar los nódulos de Fe y Mn (e.g., Atos Pampa, Pampa de Olaen y Pampa Vaca Corral), revestimientos porales de carbonato tipo micrítico (e.g., Atos Pampa) o de arcillas (e.g., Pampa de Olaen), espacios vacíos grandes conformados por cámaras conectadas por canales (e.g., Pampa de Olaen y Pampa Vaca Corral) o espacios vacíos pequeños y no conectados y la existencia de fecas (e.g., Vaca Corral). Este conjunto habría sido depositado durante el Pleistoceno Tardío y el rango temporal estimado mediante las dataciones por OSL realizadas sería entre los 37,095 ± 2,020 y 14,040 ± 785 años AP. Su depósito y formación es sincrónico con el depósito de las Formaciones Tezanos Pinto (^{Iriondo y Kröhling, 1995}; ^{Kröhling, 1999}), General Paz (^{Santa Cruz, 1972}) y La Invernada (^{Cantú, 1992}) (Figura 11).

El segundo tramo abarca sedimento limo arenoso amarillento, friable y macizo, que interpretamos como un loessoide (loess retransportado; "sediment like-loess") por poseer en su matriz fragmentos líticos de diferentes tamaños (Pampa de Olaen). Hospeda vestigios de fauna extinta y habría sido depositado durante el finiplestocenoHoloceno temprano y el rango temporal estimado mediante las dataciones de OSL y AMS realizadas sería entre los 14,040 ± 785 y 9,181 cal. Años AP, respectivamente (Figura 11).

El tercer y último tramo se caracteriza por arenas gruesas de coloraciones más oscuras a las descriptas anteriormente, con mayor cantidad de materia orgánica en la matriz, presencia de prismas y cutanes, forma un paleosuelo (e.g., Pampa Vaca Corral, Pampa de Olaen; Atos Pampa, Atum Pampa), aunque en variaciones laterales pueden ser hasta tres (e.g., Pampa de Achala; ^{Krapovickas, 2014}). No presenta registro de restos de fauna extinta pero si de fauna actual. Posee una marcada evidencia de bioturbación vegetal. Este paleosuelo de extensión regional se formó durante el Holoceno temprano y tiene un rango de edad comprendida entre 9,181 y 7,206 cal. años AP (AMS; ^{Sanabria et al., 2014}). Este paleosuelo puede ser correlacionable con el suelo fósil I de ^{Montes (1955}, ¹⁹⁵⁶⁾ y el Geosuelo El Ranchito (^{Carignano, 1997}) y se lo encuentra en San Luis, Santa Fe y Buenos Aires (Krapovickas, 2014; ^{Kröhling y Carignano, 2014}) (Figura 11).

El primer tramo estratigráfico contiene un paleosuelo de interés para correlacionar las diferentes áreas serranas. Lo encontramos muy desarrollada en diferentes pampas de altura (e.g., Pampa Vaca Corral, Pampa de Olaen, Pampa de Pocho, Atos Pampa y Atum Pampa; ver ^{Krapovickas y Tauber, 2014}) y localidades ubicadas en los valles interserranos (e.g., San Clemente, en Bosque Alegre; ver ^{Krapovickas 2014}). Además, en él se encuentra la mayoría de los mamíferos extintos encontrados en esta región. También posee abundante registro icnológico (e.g., Coprinisphaera, crotovinas de grandes mamíferos y rizolitos) correspondiendo a la icnofacies de Coprinisphaera (sensu ^{Genise et al., 2000}) y estrato guía para la sierra de Córdoba.

Por este motivo, proponemos a este paleosuelo como una unidad pedoestratigráfica, según las recomendaciones del Comité Argentino de Estratigrafía (^{CAE, 1992}). Esta unidad pedoestratigráfica está compuesta principalmente por tres horizontes: uno rico en arcillas formando estructuras prismáticas o migajosas (horizonte B_t), otro rico en carbonato, con muñecas y tabiques carbonáticas (horizonte B_k), y el sedimento aluvial donde los procesos pedológicos actuaron (horizonte C).

El estratotipo y localidad tipo propuestos para esta unidad se encuentran en la Pampa Vaca Corral, donde están mejor caracterizados, tanto por su contenido fosilífero, pedogenético, litológico, icnológico y temporal. Un paraestratotipo adecuado es el que se encuentra a la vera de la ruta provincial 271 en Atos Pampa (coordenadas 31°56'4'' S - 64°34'37'' O) (^{Krapovickas y Tauber, 2012b}; ^{Krapovickas y Tauber, 2014}), donde se observan cutanes y crotovinas de grandes mamíferos. Su límite inferior es el contacto abrupto entre el horizonte C y los sedimentos de la facies 1 aquí descritos, cuando esta última se halla presente (i.e., Atos Pampa) o directamente discordante sobre el basamento cristalino. Su límite superior de esta unidad pedoestratigráfica es el horizonte B_t del paleosuelo, en contacto pleno con los sedimentos definidos para la facies 4. La denominación formal propuesta es Geosuelo Majada de Santiago.

Por igual razón, también proponemos el nombre formal para el paleosuelo del tercer tramo estratigráfico, denominado Geosuelo Olaen (Figura 11). Éste se habría depositado y formado entre los 9,181 y 7,206 cal. años AP, encontrándose su perfil tipo en la Pampa de Olaen. Sulímite inferior es el horizonte C en contacto con sedimentos de la facies 4 (e.g., Pampa Vaca Corral, Pampa de Olaen, Atos Pampa y Atum Pampa), con sedimentos de la facies 3 (e.g., sectores de pampa VacaCorral y Atos Pampa) o con sedimentos de la facies 5 (e.g., Pampa de Achala) y su límite superior es el horizonte B_t del paleo suelo en contacto con sedimentos de la facies 5 (i.e., Pampa de Achala) o, en la mayoría de los casos, con el suelo actualmente productivo.

Además, los perfiles descritos con los tres tramos estratigráficos en las principales pampas de altura no coinciden litológicamente pero serían correlacionables con aquellas agrupadas en las diferentes for maciones propuestas para el lapso comprendido entre el Pleistoceno Tardío-Holoceno temprano de la cuenca de la Salinas Grandes (Fm. Chuña; ^{Carignano, 1997}), piedemonte y planicie fluvioeólica central (Fm. General Paz; ^{Santa Cruz, 1972}) o la cuenca de la Laguna Mar Chiquita (Fm. Tezanos Pinto; ^{Iriondo y Kröhling, 1995}; ^{Kröhling, 1999}) de la provincia de Córdoba (Figura 13).

Figura 12 Columna Generalizada de la Fm. Vaca Corral (Krapovickas y Tauber, nueva Formación). F: facies; P: horizontes pedogenéticos inferidos. 

Figura 13 Estratigrafía regional para el Pleistoceno Tardío de la provincia de Córdoba (Argentina), con las diferentes regiones geomorfológicas reconocidas para la región (modificado de ^{Carignano, 1999}), incluyendo la nueva formación estratigráfica propuesta en este trabajo para la región serrana. 

Es por este motivo que también proponemos una nueva Formación, compuesta por tres tramos estratigráficos. El lapso temporal que comprendería sería la datación OLS de la base de la facies 2 y la edad AMS superior del Geosuelo Olaen. Proponemos además la misma localidad tipo que la del Geosuelo Majada de Santiago y el perfil tipo propuesto es el de Pampa Vaca Corral (^{Krapovickas, 2014}). El nombre formal propuesto para esta unidad litoestratigráfica es Formación VacaCorral (Comité Argentino de Estratigrafía, 1992) (Figura 11, ¹², ¹³).

PALEOCLIMA Y PALEOAMBIENTE

El estudio de los cambios climáticos globales ha sido, generalmente, llevado a cabo en regiones glaciares y periglaciares (^{Clapperton, 1993}), o bien a partir del registro estratigráfico y paleontológico de los sedimentos marinos y lagunares. El hecho de tener en cuenta regiones montañosas en investigaciones de tipo paleoambiental y paleoclimática ofrece un marco diferente para la resolución de esta problemática.

^{Goya (2003)} y ^{Córdoba (2005)} propusieron correlacionar el registro estratigráfico de Pampas de Vaca Corral y Olaen, respectivamente, con los estadios isotópicos del oxígeno (EIO), basándose en la bioestratigrafía. Estos autores, calibraron las bases de los perfiles estratigráficos con los 130 k.a. AP, edad de la base del Piso/Edad Lujanense sensu stricto (^{Cione et al., 2009}). Así, pudieron identificar 6 eventos alternantes, evidenciados por procesos pedogenéticos observables en el campo.

Estos autores propusieron que la facies 5, compuesta por arena limosa de color oscuro habría sido depositada durante el EIO 1. Por debajo de este último, se observa un paquete de limos arenosos, finos a medios, macizos (del tipo "Loessoide"), que habrían sido depositadas en un período más seco que el actual, que parece corresponder con el EIO 2 o Último Máximo Glacial. Luego, sincronizaron el depósito de la facies 2 y posterior formación del Geosuelo Majada de Santiago, con los EIO 3, 4 y 5 (^{Goya, 2003}; ^{Córdoba, 2005}).

Las edades obtenidas por OSL en este trabajo para la base del perfil tipo de la Fm. Vaca Corral, son mucho más jóvenes que las edades obtenidas para la base del Lujanense, lo que permite ajustar el lapso temporal de los episodios alternantes de sedimentación fluvio-loéssica y posterior formación de paleosuelos con los estadios isotópicos del oxígeno marino.

Las dataciones realizadas permiten correlacionar el depósito de la facies 2 con el EIO 3 en su tramo final (interstadial). Por otra parte, la base de la facies 4 (i.e., loessoide; tradicionalmente evidenciaría un período más seco que aquel que permitió el depósito de la facies 2 y posterior desarrollo del Geosuelo Majada de Santiago), se correlaciona con el final del OIS 2 (Glacial). De ser correcta la hipótesis temporal planteada a partir de las dataciones realizadas, los procesos climáticos que permitieron la pedogenesis sufrida por la facies 2 se habrían desarrollado en dos escenarios distintos: durante el EIO 2 en plena expansión glacial o durante el final del EIO 3, lo que implicaría un hiato de aproximadamente 21 k.a. (es decir, casi todo el EIO 2; ver ^{Carignano et al., 1999}).

^{Kröhling y Carignano (2014)} se refieren a un período Seco del Pleistoceno Superior, desde ca. 30/25 a 16 ka A.P. (EIO 2), que podría haber permitido el depósito de los sedimentos de la facies 2. La pedogénesis presente en este sector podría corresponder a la corta fase subhúmeda intercalada en el Período Seco del Pleistoceno Superior (EIO 2, ca. 16.5-15 ka A.P.), referida por dichos autores.

Existe una explicación alternativa poco común en la bibliografía que puede ser útil para interpretar esta aparente falta de correspondencia entre los eventos Glacial-interestadial y la alternancia de ciclos de depósito-pedogénesis observados en las sierras de Córdoba. Normalmente se utiliza el registro sedimentario de paleosuelos para indicar un aumento en el porcentaje de la humedad relativa con respecto a las unidades depositacionales infra y supra-adyacente (^{Retallack, 2001}; ^{Kemp et al., 2006}; ^{Frechen et al., 2009}). Así, un clima más húmedo permitiría la formación y acumulación de arcillas por iluviación y sustentaría la biota.

Sin embargo, el papel de la tectónica pocas veces ha sido tenido en cuenta en los procesos pedogenéticos o es tratado como un asunto de segundo orden. Un período de biostasia prolongada, por escasa o nula actividad tectónica que active los procesos erosivos, podría dejar un registro pedogenético poco alterado, aún en períodos en que la humedad relativa disminuya.

Esto puede haber ocurrido en las serranías de Córdoba, donde el paleosuelo basal parece haberse desarrollado en pleno período glacial. Así, durante un prolongado lapso, las escasas precipitaciones anuales ocurridas durante este período glacial pueden haber tenido un efecto acumulativo parecido a un estadio húmedo, relativo a la acumulación de arcillas en la capa B_t. La presencia de abundante carbonato de calcio, tanto en macroestructuras (i.e., nódulos y tabiques) como en microestructuras (e.g., revestimientos porales de carbonato micrítico), tradicionalmente es prueba suficiente para interpretar un paleoclima semi-árido a árido (^{Catt et al., 1990}). Sin embargo, en algunas regiones donde existen horizontes pedogenéticos ricos en carbonatos, se ha interpretado su origen en ambientes y climas más húmedos (e.g., ^{Twidale y Bourne, 1998}).

Además, un clima frío, propio del período glacial en regiones o áreas altas de montañas, no condice con el color pardo rojizo amarillento del Geosuelo Majada de Santiago. ^{Retallack (2001)} sostiene que los colores rojizos en paleosuelos son el resultado de la oxidación de los minerales de hierro en climas cálidos o en suelos con cientos de miles a millones de años de antigüedad. En la actualidad, en suelos donde las coloraciones rojizas dominan, las temperaturas superan los 17 °C y las precipitaciones exceden los 900 mm, con una fuerte estacionalidad y veranos calurosos y secos (^{Catt et al., 1990}).

Las estructuras icnológicas nos permitió identificar que este paleosuelo pleistoceno como icnofacies Coprinisphaera. Esta icnofacies se asocia con ambientes de sabanas, pastizales, praderas, estepas y la mayoría de las comunidades herbáceas terrestres, desarrolladas en llanuras aluviales y planicies de inundación (^{Genise et al., 2000}; ^{Buatois et al., 2002}; ^{Vizcaíno et al., 2001}).

Además, el conjunto faunístico encontrado en esta área permitió inferir un ambiente abierto con pastizales, parecido al paleoambiente de la llanura Pampeana para el Lujanense, con bosques en galería como forma secundaria del paisaje (^{Tonni y Cione, 1995}).

El registro estratigráfico no arrojó pruebas de la presencia de grandes canales durante el Lujanense serrano. La laminación horizontal que se encuentra abundantemente en el registro, es evidencia de un flujo laminar de bajo régimen, donde predomina la escorrentía superficial y no encausada. Probablemente era común la formación de pequeñas lagunas, que se desecaban en tiempo desfavorable, permitiendo la formación de grandes tabiques carbonáticos y un nivel freático alto, que entoscó los materiales fósiles.

El depósito de los sedimentos de la facies 4, se pueden correlacionar al Período Seco del Pleistoceno Final (ca. 14-11 ka A.P.), referido por ^{Kröhling y Carignano (2014)}.

Por otra parte, los paleosuelos holocenos estudiados en el área serrana, demuestran que existe mayor resolución temporal y respuesta a los ciclos de mejoramiento climático, que los estudiados en la llanura Pampeana cordobesa (^{Kemp et al., 2006}; ^{Sanabria et al., 2014}). En Pampa de Achala se describieron y dataron tres paleosuelos (e.g., Facies 5)

Estos hallazgos permiten afirmar que durante el comienzo del Holoceno, el clima habría sido húmedo, permitiendo la concentración de agua en los pantanos y lagos poco profundos. Dentro de estos depósitos de agua, se habría acumulado el material parental de estos suelos, tanto loéssico como el meteorizado de las rocas graníticas. Más tarde, ese material habría sido expuesto en una posición subaérea, con un clima más seco y las condiciones de humedad con contraste estacional, evidenciado por la presencia de abundantes prismas dentro de los perfiles pedogenéticos. Los colores oscuros evidencian un desarrollo bajo un clima frío (^{Retallack, 2001}), aunque ^{González (1960)} y ^{Moretti et al. (2012)} consideraron un clima cálido para los suelos holocenos de las Sierras de Córdoba y San Luis, respectivamente. Se observa además, una correspondencia relacionada con la edad del "Suelo Fósil I" (^{Montes, 1955}, ¹⁹⁵⁶, ^1958-1959), el nivel negro de la gruta de Inti Huasi figurado por González (1960), y uno equivalente mencionado por ^{Roldán et al. (2004}) y ^{Sanabria et al. (2014)}, que fue datado entre 9,181 y 7,206 cal. años AP. Este puede ser el registro del "Óptimo Climático" (^{Nores, 1996}) para el área serrana de Córdoba y San Luis. ^{Kröhling y Carignano (2014)} realizan una compilación de diferentes proxys recolectados por otros autores sobre el Óptimo Climático en la provincia, y concluyen que éste se habría desarrollado durante un clima subtropical húmedo, con temperaturas mayores a las presentes.

En las Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luis, este Óptimo Climático Holoceno se manifestó en la elevación de los pisos de vegetación serrana hacia altitudes mayores, a la vez que las amplias regiones con vegetación adaptada a climas más rigurosos, que se extendían por las llanuras argentinas y conectaban las sierras de Buenos Aires (e.g., Sierra de la Ventana) con las de Córdoba, se redujeron, restringiéndose a las áreas montañosas. De este modo se encuentran relictos de flora y fauna similar en zonas tan alejadas y desconectadas como las Sierras de la Ventana, Sierras Pampeanas de Córdoba y la Cordillera de los Andes, representando una clara distribución insular (^{Cei, 1972}; ^{Kristensen y Frangi, 1995}; ^{Tauber, 1999}; ^{Acosta, 2002}).

Además, este aislamiento climático puede haber propiciado las condiciones para que en las áreas elevadas de las sierras hayan actuado procesos evolutivos, como la disminución del flujo génico y el aumento de la deriva génica entre poblaciones, aumentando las tasas de especiación. Esta conjetura puede ser la explicación al llamativo número de especies endémicas que existe en la actualidad en esta región (^{Acosta y Rosso de Ferradas, 1996}; ^{Di Tada et al., 1996}; ^{Nores, 1995}, ¹⁹⁹⁶; ^{Acosta, 1997}; ^{Acosta, 2002}; ^{Lescano et al., 2015}).

En la Pampa de Achala se describió una capa aluvial posteriormente pedogenizada datada entre los 3,340 y 1,971 cal. años AP. Este mejoramiento climático coincide con el observado por ^{Silva et al. (2011)}, quienes determinaron que aproximadamente a los 3,870 (± 210) años AP en adelante, las plantas C4 (gramíneas) fueron reemplazadas por las de tipo C3 (arbustos y árboles) dentro del área de estudio, lo que indica un cambio en las condiciones climáticas más frías y húmedas, según estos autores.

Por último, se halló un nivel palustre con abundante vegetación fósil de Typha cf. T. dominguensis, datada en 1,500±50 años AP (^{Krapovickas, 2014}). Este hallazgo es de utilidad para inferir su paleoambiente, ya que esta especie actualmente se encuentra en regiones de altitudes bajas y de alto contenido de humedad ambiente, como ser la pampa húmeda de la región centro este de Argentina (^{Crespo y Perez-Moreau, 1967}). Este registro, nos permite afirmar un mantenimiento climático en cuanto a la mayor humedad disponible en la región, correspondiéndose parcialmente al Período Cálido Medieval (ca. 1.4/1-800 a. AP) referido por Kröhling y ^{Carignano (2014)} para el área serrana. Durante este periodo en la llanura Pampeana se registra un desmejoramiento climático entre los 3,500 y 1,000 años AP (^{Iriondo y Kröhling, 1995}; ^{Carignano ,1997}; y referencias sobre El Período Seco del Holoceno Superior -ca. 4/3.5 -1.4/1 ka APen la provincia de Córdoba tratadas en ^{Kröhling y Carignano, 2014}).

CONCLUSIONES

El análisis estratigráfico y sedimentario permitió identificar cinco facies en las pampas de altura de las Sierras Pampeanas de Córdoba: 1Limo arenoso con megatabiques de carbonato de calcio; 2Arena limosa pardo rojiza con clastos; 3-Arena limosa laminada y cementada; 4-Limo arenoso amarillento; y 5-Arena limosa oscura maciza. Estas facies fueron agrupadas en dos asociaciones de facies fluviales/eólicas. También se describió una nueva formación litoestratigráfica que incluye a las sedimentitas presentes en las pampas de altura de las Sierras Pampeanas de Córdoba. Esta nueva Formación recibe el nombre de Vaca Corral y tiene una edad ca. 37,095 (OSL)-7,206 (AMS) cal. años AP.

Se definieron dos unidades pedoestratigráficas, con sus respectivas variaciones laterales, separadas por un loess retrasportado. La unidad pedoestratigráfica inferior recibe el nombre de Geosuelo Majada de Santiago y tiene una edad entre ca. 37,095-14,040 años AP (probablemente 16.5-14 ka; ^{Kröhling y Carignano, 2014}). La unidad pedoestratigráfica superior se denomina Geosuelo Olaen y tiene una edad entre los ca. 9,181-7,206 cal. años AP (AMS).

La evidencia permitió hipotetizar un paleoambiente análogo a las sabanas y/o praderas actuales para las pampas de altura tratadas en este trabajo durante el Lujanense tardío (entre 37,095 ± 2,020 y 14,040 ± 785 años AP) y gran parte del Holoceno. Las comunidades vegetales habrían estado dominadas por pasturas y arbustos de pequeño porte y bosques en galería de árboles. El tipo de flora desarrollada en estos climas templados secos pudo sustentar una comunidad de megafauna pleistocena. No se registraron grandes cauces de ríos y probablemente fueron frecuentes las anegaciones estacionales poco profundas. A partir del Holoceno medio se registra un cambio climático a condiciones más húmedas y frías, con una remplazo en la dominancia de las gramíneas por árboles y arbustos. Estas condiciones se habrían mantenido hasta 1,500 años AP.

Las evidencias discutidas aquí, litológica, pedogenética y temporal, con respecto al Geosuelo Majada de Santiago, depositado en el Pleistoceno Tardío, y los suelos de edad holocena, permiten hipotetizar una posible resiliencia del sistema serrano, que lo hizo menos propenso a cambios climáticos muy drásticos.