1. Introducción

El análisis del registro sedimentario de cuencas hidrológicamente abiertas o cerradas mediante el uso de indicadores o proxies ambientales permite obtener información sobre los cambios climáticos y tectónicos del pasado (^{Jones y Deocampo, 2003}). Dentro del amplio grupo de indicadores ambientales, las relaciones entre los isótopos estables de C y O (δ¹³C y δ¹⁸O) en sedimentos lacustres, son una herramienta fundamental en los estudios paleohidrológicos ya que poseen un gran potencial como amplificadores de la información hidroclimática almacenada (^{Talbot, 1990}; ^{Chivas et al., 1993}; ^{Valero-Garcés et al., 2003}; ^{Leng et al., 2005}; ^{Liu et al., 2009}; ^{Steinman y Abbott, 2013}; ^{Costa et al., 2014}). Las reconstrucciones paleolimnológicas basadas en la geoquímica de los isótopos estables comúnmente utilizan los carbonatos autigénicos ya que precipitan en equilibrio isotópico con el cuerpo de agua (^{Cohen, 2003}). Según ^{McKenzie y Hollander (1993)}, en sistemas lacustres abiertos, la precipitación carbonática está influenciada preferentemente por incrementos en el pH y por la concentración del ión carbonato asociado a la extracción del CO² por organismos fotosintéticos. En cambio, en sistemas lacustres cerrados y especialmente en climas áridos, los carbonatos precipitan principalmente bajo la influencia de un balance hídrico negativo [Evaporación (E) > Precipitación (P)], donde los aumentos en las composiciones de δ¹³C y δ¹⁸O se relacionan con el incremento en la tasa de evaporación (^{Leng et al., 2005}). Con base en lo propuesto por Leng y Marshall (2004), la relación isotópica del O en los minerales carbonáticos en sistemas lacustres (δ¹⁸O_carb) brinda información clave acerca de las paleotemperaturas y de la composición isotópica del O del cuerpo de agua. Por su parte, los cambios en el δ¹³C de la fase mineral carbonática (δ¹³C_carb) reflejan las variaciones en el reservorio del Carbono Inorgánico Disuelto Total (CIDT; ^{Talbot y Kelts, 1990}) en el cuerpo de agua. En este caso, la respuesta isotópica del C está controlada por tres procesos fundamentales: la composición isotópica de los aportes acuosos, el intercambio de CO² entre agua-atmósfera y los procesos de fotosíntesis/respiración de la biota dentro del lago.

^{Li y Ku (1997)} utilizaron la correlación entre δ¹³C_carb y δ¹⁸O_carb como un indicador para reconocer si las cuencas lacustres se comportaron como hidrológicamente cerradas o abiertas a lo largo de su historia evolutiva. Los sistemas cerrados generalmente son los que presentan una covarianza alta entre δ¹³C y δ¹⁸O ya que estos ambientes experimentan un crecimiento rápido de volumen seguido por una decrecimiento al estar sometidos a una alta evaporación, dando lugar a relaciones más positivas de δ₁₃C y δ₁₈O (por ej., ^{Piovano et al., 2004}). Por el contrario, en las cuencas lacustres abiertas donde el volumen permanece estable o sufre cambios mínimos, la tendencia es mantener sin variaciones abruptas los valores de los isótopos, dando como resultado una covarianza débil o nula entre δ¹⁸O y δ¹³C.

La Salina de Ambargasta se localiza en la región central de Argentina (29° LS y 64° LO; Figura 1), bajo la influencia del Sistema Monzónico Sudamericano (SMS; ^{Zhou y Lau, 1998}; Figura 2a). Un estudio paleoambiental previo realizado en Ambargasta por ^{Zanor et al. (2013)} usando indicadores sedimentológicos evidenció una gran fluctuación de ambientes desde el Pleistoceno tardío al presente, abarcando desde lagunas con precipitación carbonatada y yesífera, planicies fangosas salinas hasta planicies fangosas capilares. Recientemente, diferentes investigaciones limnogeológicas mediante el uso de multi-indicadores ambientales y cronologías de alta frecuencia han revelado datos cruciales acerca de la dinámica pasada del SMS al este de la Diagonal Árida (DA; ^{Bruniard, 1982}; Figura 2a) en Sudamérica (^{Piovano et al., 2004}; Piovano et al., 2009; ^{Stutz et al., 2010}; ^{Córdoba et al., 2015}; ^{Guerra et al., 2015}). Sin embargo, hasta el momento existen escasos estudios en la región que abarquen ventanas de tiempo más extensas (i.e. Pleistoceno tardío), a través del análisis de proxies sedimentológicas, geoquímicas o biológicas (^{Kröhling et al., 1999}; ^{Prado y Alberdi, 1999}; ^{Tonni et al., 1999}; ^{Zárate, 2003}; ^{Quattrocchio et al., 2008}; ^{Blasi et al., 2010}, ^{Tonello y Prieto, 2010}). Recientemente, ^{Gasparini et al. (2016)} presentaron un trabajo donde se recopiló la información existente sobre el estado del conocimiento del Estadio Isotópico Marino 3: MIS 3 (por sus siglas en inglés), en el sur de Sudamérica. Particularmente, ^{Rabassa y Ponce (2013)} estudiaron sobre la ocupación poblacional en el continente americano encontrando evidencia de un periodo cálido durante el MIS 3, definido entre los 60000 - 50000 y 28000 años cal. AP. Otros estudios en los sectores más australes de Sudamérica (Patagonia argentina) han establecido la cronología del Último Máximo Glacial (UMG; 25000 - 18000 años AP: dentro del MIS 2; ^{Kull et al., 2003}, ^{Kaplan et al., 2008}, ^{Rutter et al., 2012}) con base en las extensiones máximas de los glaciares. Sin embargo, existe aún mucha incertidumbre sobre la edad de inicio y los cambios ambientales en estos estados del clima durante el Pleistoceno tardío en el área del centro de Argentina, y especialmente a partir de registros paleolimnológicos. Es por ello que esta investigación presenta el análisis de isótopos de C y O en carbonatos a lo largo del registro sedimentario de Ambargasta con el objetivo de incorporar nuevos indicadores para reconstruir la variabilidad paleohidrológica de baja frecuencia (hasta ca. 45000 años AP) en las latitudes medias de Argentina. Además, este trabajo explora la relación entre el registro isotópico (δ¹⁸O_carb y δ¹³C_carb) y los contenidos de materia orgánica y carbonatos (Pérdida por Ignición; PPI₅₅₀ y PPI₁₀₀₀) con respecto a las distintas asociaciones de facies, con el fin de fortalecer y refinar las interpretaciones paleoambientales basadas exclusivamente en indicadores sedimentarios (Zanor et al., 2013). El presente estudio contribuye al entendimiento de la dinámica pasada del SMS reconstruyendo fases climáticas e hidrológicas a escalas de tiempo poco exploradas en la región subtropical de Sudamérica.

Figura 1 Modelo de Elevación Digital (MED) mostrando los núcleos muestreados (AB-1 y AB-2). Las sierras que rodean al sistema salina de Ambargasta se indican en el MED (todas pertenecientes al sistema montañoso de Sierras Pampeanas) junto con los cuerpos salinos que conforman la Cuenca Saliniana. 

2. Geología y clima

El bolsón salino de Ambargasta, junto con las Salinas Grandes, San Bernardo y La Antigua, forman en conjunto la Cuenca Saliniana (^{Álvarez et al., 1990}; Figura 1). Esta cuenca está situada en la región del antepaís fragmentado de las Sierras Pampeanas (^{Jordan y Allmendinger et al., 1986}), donde los ascensos del basamento están producidos por una deformación tectónica de zócalo. Según ^{Ramos et al. (2002)}, el ascenso de los bloques de basamento se habría producido alrededor de los últimos 4.5 m.a, dando lugar al desarrollo de encerramientos topográficos y la consecuente formación de cuencas intermontanas (^{Dávila y Astini, 2003}). Los altos de basamento se componen principalmente de metamorfitas de bajo a alto grado intrusionadas por granitos de edades Proterozoicas superiores a Paleozoicas inferiores-medias (^{Lira et al., 1997}). Los depósitos intermontanos de la cuenca incluyen mayormente rocas sedimentarias continentales representadas por conglomerados y areniscas rojizas de edad Terciaria y sedimentos de orígenes aluvial, fluvial, lacustre y eólico del Cuaternario (^{Lucero, 1979}).

La salina de Ambargasta se encuentra ubicada en un sector del continente Sudamericano influenciado por una circulación de tipo monzónica (^{Vera et al., 2006}; Figura 2a). El balance hídrico de Sudamérica está controlado por la superposición de diversos factores tropicales, subtropicales y extratropicales a escala regional (^{Garreaud et al., 2009}; Figura 2a). La Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT; ^{Grodsky y Carton, 2003}) es un cinturón de bajas presiones caracterizada por el ascenso convectivo de los vientos alisios produciendo nubosidad y precipitación intensa. Durante el invierno austral, las precipitaciones son máximas hacia el norte del Ecuador mientras que en el verano austral la convección se desplaza rápidamente hacia el sur ocasionando precipitaciones fuertes desde la Cuenca del Amazonas hasta el norte de Argentina. Durante el verano austral, los vientos del este son forzados a migrar al sur por la depresión del Chaco (^{Seluchi y Marengo, 2000}), canalizando el flujo de aire entre Los Andes y la Meseta Brasilera a modo de corriente en chorro. La corriente en chorro en capas bajas de Sudamérica (Saulo et al., 2000) transporta grandes cantidades de humedad al sector sureste de América del Sur (^{Nogués-Paegle y Mo, 1997}). Por su parte, la Zona de Convergencia del Atlántico Sur (ZCAS; ^{Liebmann et al., 1999}) se conecta preferentemente en la estación de verano con la convección de la ITCZ, produciendo lluvias intensas en la región central del continente. La DA Sudamericana es una banda de precipitación mínima (< 250 mm/año) que cruza el continente de manera oblicua desde el noreste de Perú hasta la costa Atlántica Patagónica (Figura 2a). Existe una antifase hidrológica desarrollada al O y al E de la DA, representada por condiciones frías-secas y cálidas-húmedas en las Pampas versus frías-húmedas y cálidas-secas en la Patagonia. En el subtrópico (región Pampeana) las condiciones secas-frías o húmedas-cálidas se corresponden con una disminución o intensificación del régimen monzónico Sudamericano, respectivamente (^{Piovano et al., 2009}). En cambio, en la Patagonia las condiciones húmedas-frías se relacionan con un aumento en la actividad de los vientos del oeste australes (^{Gilli et al., 2005}; ^{Mayr et al., 2005}). Particularmente, en la región de Ambargasta la precipitación media anual es de aproximadamente 550 mm/año, la temperatura media anual es de 19 °C y la evapotranspiración total anual alcanza los 1300 mm/año (Figuras 2b y 2c). Las máximas temperaturas y precipitaciones ocurren durante el verano (diciembre a marzo) mientras que la estación seca ocurre durante el invierno (junio a septiembre).

Figura 2 a) Factores del clima que influencian el balance hídrico en Sudamérica. La línea punteada muestra la Diagonal Árida (DA) en Sudamérica. b) Precipitación media mensual histórica en la Salina de Ambargasta (periodo 1986 - 2005). c) Temperatura media mensual histórica en la Salina de Ambargasta (periodo 1986 - 2005). 

3. Materiales y métodos

3.1. ANÁLISIS DE ISÓTOPOS ESTABLES

Dos núcleos de sedimento (AB-1 y AB-2; Figura 1) fueron obtenidos en septiembre del año 2004 en la Salina de Ambargasta mediante un equipo de sondeo por percusión. AB-1 (longitud: 894 cm, 117 m s.n.m, 29° 14’S y 64° 13’O) fue extraído en el borde oriental de la salina mientras que AB-2 (longitud: 678 cm, 116 m s.n.m. y 29° 09’S y 64° 19’O) fue obtenido en el sector central. En este trabajo se presentan los valores de PPI₅₅₀ y PPI₁₀₀₀ determinados mediante la técnica Pérdida por Ignición (PPI; ^{Heiri et al., 2001}), previamente publicados en ^{Zanor et al. (2013)}. Asimismo, la Tabla 1 y la Figura 3 muestran las edades para el registro sedimentario de la Salina de Ambargasta y el modelo cronológico obtenido (Zanor et al., 2013). Las dataciones se realizaron en el Arizona AMS Laboratory, University of Arizona (Tucson, USA), mediante espectrometría de masas con acelerador (AMS).

Tabla 1 Edades ₁₄C AMS obtenidas para los sedimentos de los núcleos AB-1 y AB-2. Las edades fueron calibradas por la curva polinómica de Bard (1998). Material: sedimento orgánico. 

Muestra	Profundidad (cm)	Edades radiocarbono	Error	Edad años cal. AP
Testigo AB-1
AB-1-724	724	25,790	± 230	32,506
Testigo AB-2
AB-2-514	514	21,740	± 270	25,607
AB-2-612	612	26,080	± 830	30,579
AB-2-638	638	28,690	± 660	33,514

Figura 3 Modelo cronológico con base en las edades radiocarbónicas obtenidas para el núcleo AB-2 (^{Zanor et al., 2013}). Asumiendo una tasa de sedimentación constante, se realizó una interpolación para inferir las edades de las fases evolutivas de la salina. 

La determinación de las composiciones de los isótopos de C y O en los carbonatos fue realizada en el Institut de Minéralogie et Géochimie, Université de Lausanne (Suiza). Para estos análisis se tomaron muestras cada 10 cm y en cada cambio litológico. Previo a la medición, se lavaron las muestras con agua destilada para la remoción de sales solubles, realizando cinco lavados por muestra. La composición isotópica fue medida a partir del CO² obtenido de la reacción de las muestras con ácido fosfórico a 70 oC mediante un dispositivo GasBench II conectado a un Espectrómetro de Masas Finnigan tipo MAT DeltaXL Plus. El He se utilizó como gas inerte en el sistema siguiendo una metodología adaptada por ^{Spötl y Vennemann (2003)}. Los resultados fueron calibrados en relación a NBS 19 y reportados en la notación delta convencional con respecto a VPDB o Vienna Pee Dee Belemnitella. La reproducibilidad analítica del método fue de ± 0.07 ‰ para δ¹³C y ± 0.08 ‰ para δ¹⁸O, a partir de réplicas de muestras del patrón interno del laboratorio (n = 6).

4. Resultados

4.1.1. ASOCIACIÓN DE FACIES AB-1-A (894 - 792 Y 694 - 0 cm)

En términos generales, AB-1-A exhibió composiciones negativas de δ¹³C_carb, con variaciones entre -9.11 y -3.44 ‰ (promedio = -5.10 ‰). Los valores de δ₁₈O^carb fluctuaron desde -16.19 hasta 2.06 ‰ (promedio = -3.93 ‰; Figura 4). El grado de asociación entre las variables analizadas fue nulo al no resultar ningún coeficiente de correlación significativo.

Figura 4 Valores de PPI , PPI (%), δ₁₃C 550 1000 y δ₁₈O (‰) en el núcleo AB-1. En colores blancos y grises se muestran las distintas carb asociaciones de facies. En color amarillo se indica el depósito de limo grueso. 

En la Subfacies 1c (limo masivo con láminas carbonáticas aisladas: 694 - 489 cm) se registró el valor más negativo de δ₁₈O^carb de toda la secuencia AB-1, alcanzando los -16.19 ‰ (490 cm de profundidad). La subfacies 1b (489 - 286 cm: limo masivo rico en materia orgánica) alcanzó un promedio de -4.79 ‰ para δ₁₃C^carb y -3.60 ‰ para δ₁₈O^carb. En los limos masivos de la Subfacies 1a (894 - 792 cm y 286 - 0 cm) se encontró el valor más positivo de δ₁₈O^carb de todo el núcleo AB1 (2.06 ‰: 195 cm). Una correlación positiva significativa se registró entre PPI⁵⁵⁰ y PPI¹⁰⁰⁰ (r = 0.72, p = 0.0016**, n = 16), así como entre PPI¹⁰⁰⁰ y δ₁₃C^carb (r = 0.55, p = 0.0259*, n =16). Finalmente, a los 100.5 cm de profundidad se exhibió la relación isotópica del C más negativa de AB-1 (-9.11‰), representada por un nivel de limo grueso masivo rico en biotita de la Facies 3.

4.2. COMPOSICIONES ISOTÓPICAS Y ANÁLISIS ESTADÍSTICO DEL NÚCLEO AB-2

Las facies sedimentarias en el núcleo AB-2 y las interpretaciones de sus ambientes de depósito (^{Zanor et al., 2013}) son mostradas en la Tabla 2. La Figura 5 muestra las asociaciones de facies, los valores de PPI y PPI (Zanor et al., 2013), y las composiciones isotópicas a lo largo del núcleo AB-2. Las 5 asociaciones de facies reconocidas en la columna sedimentaria de AB-2 fueron las siguientes: 1) AB-2-A (678 - 538 cm): ambiente de laguna efímera somera con precipitación sulfatada dominante que correlaciona con edades de radio-carbono de ca. 33514 y 30579 años cal. AP (638 y 612 cm, respectivamente; Tabla 1); 2) AB-2-B (538 - 476 cm): ambiente de laguna salina relativamente profunda con precipitación sulfatada, dominada por tapices microbianos que corresponde con una edad de radiocarbono de ca. 25607 años cal. AP, a los 514 cm; Tabla 1); 3) AB-2-C (476 - 374 cm): ambiente de laguna efímera que alterna con una planicie fangosa salina; 4) AB-2-D (374 - 176 cm): ambiente de planicie fangosa salina, y 5) AB-2-E (176 - 0 cm): ambiente de planicie fangosa capilar. El núcleo AB-2 presentó relaciones isotópicas contrastantes en cada una de las asociaciones de facies identificadas (Figura 5). A lo largo de toda la secuencia sedimentaria, el δ₁₃C^carb se mantuvo en rangos de valores más estrechos dentro de cada asociación de facies en comparación con el δ₁₈O^carb. En el intervalo comprendido desde la base del testigo (678 cm) hasta los 377 cm (AB-2-A, AB2-B, AB-2-C; Figura 5), los valores de δ₁₃C^carb exhibieron una tendencia decreciente y fueron los más negativos registrados mientras que a partir de esa profundidad hasta los 129 cm (AB-2-D), las composiciones de δ₁₃C^carb se volvieron más positivas, manteniéndose relativamente constantes. La secuencia entre 129 y 75 cm (AB-2-E) se caracterizó por una gran variación en los valores de δ₁₃C^carb, encontrándose entre -8.29 y 0.90 ‰ (promedio = -4.56 ‰).

Figura 5 Valores de PPI , PPI (%), δ₁₃C 550 1000 y δ₁₈O (‰) en el núcleo AB-2. Las distintas tonalidades de grises a blanco muestran las carb diferentes asociaciones de facies. En color amarillo se indica el nivel de limo grueso. 

La curva del δ¹⁸O_carb mostró una gran variabilidad en todo el núcleo AB-2, con una distribución de valores heterogénea, entre -10.69 y 4.86 ‰ (promedio= -2.85 ‰; diferencia de 14 unidades; Figuras 5 y 6). La curva mostró una tendencia decreciente desde los niveles profundos a los superficiales. Con base en los valores de δ¹⁸O_carb se distinguieron 6 poblaciones principales de datos, desde los más negativos a los más positivos (Grupos 1 a 6; Figura 6), característicos de cada asociación de facies de AB-2: Grupo 1 (-11.00 a -10.00 ‰); Grupo 2 (-9.00 a -8.00 ‰); Grupo 3 (-8.00 a -4.00 ‰); Grupo 4 (-4,00 a -1.50 ‰); Grupo 5 (0.00 a 2.50 ‰), y Grupo 6 (3.00 a 5.00 ‰). La mayoría de los valores de δ¹⁸O_carb en AB-2 se encontraron dentro de los Grupos 3 y 4 (-8.00 a -1.50; Figura 6).

A diferencia del patrón isotópico de AB-1, el núcleo AB-2 exhibió una correlación negativa y altamente significativa entre PPI⁵⁵⁰ y PPI¹⁰⁰⁰ (r = -0.60, p = 0.0000**, n = 89).

4.2.1. ASOCIACIÓN DE FACIES AB-2-A (678 - 538 cm)

En general, el depósito de AB-2-A se caracterizó por presentar valores de δ₁₃C^carb que alcanzaron un promedio de -4.32 ‰ (-5.68 a -2.24 ‰) y las composiciones promedios más enriquecidas de δ₁₈O^carb de todo el núcleo AB-2, con un valor de -0.44 ‰ (-5.58 a +4.88‰; Figura 6). El PPI⁵⁵⁰ aumentó mientras que el PPI¹⁰⁰⁰ disminuyó, mostrando una correlación negativa y altamente significativa (r = -0.79, p = 0.0000**, n = 26).

En la Facies 11 (Ritmitas limo-yeso: 678 - 612 cm), los valores de δ₁₃C^carb fluctuaron entre -5.41 a -2.24 ‰ (promedio = -3.87 ‰) mientras que la mayoría de las relaciones ₁₈O/₁₆O en los carbonatos pertenecieron al Grupo 4 (Figura 6). En esta facies, se encontró una correlación positiva significativa entre δ₁₃C^carb y PPI⁵⁵⁰ (r = 0.5446, p = 0.0441*, n = 14), correlaciones negativas y altamente significativas entre δ₁₃C^carb y PPI¹⁰⁰⁰ (r = -0.68, p = 0.0071**, n = 14) y finalmente, entre PPI⁵⁵⁰ y PPI¹⁰⁰⁰ (r = -0.96, p = 0.0000**, n = 14). La Facies 10 o de Limo masivo a bandeado rico en yeso (612 - 576.5 cm) alcanzó un valor promedio de δ₁₈O^carb de -4.84 ‰ para δ₁₃C^carb y en general, valores positivos correspondientes al Grupo 6 (Figura 6). Los valores de δ₁₃C^carb de la Facies 9 (Micro-láminas de limo y yeso: 576.5 - 538 cm) mostraron un promedio de -5.04 ‰ y para las composiciones de δ₁₈O^carb fueron dominantes los valores del Grupo 4 y 6 (Figura 6). En este caso, el grado de asociación entre PPI⁵⁵⁰ y PPI¹⁰⁰⁰ se estableció mediante una correlación negativa significativa (r = -0.92, p = 0.0279*, n = 5).

Figura 6 Grupos (1 - 6) formados por los valores de δ18O de los Grupos 1 (mínimo = -10.59 ‰) y 5 (máximo = 1.94 ‰). 

5. Discusión

A partir del patrón isotópico analizado a lo largo del relleno sedimentario de la Salina de Ambargasta y su correlación con otros indicadores ambientales (PPI⁵⁵⁰ y PPI¹⁰⁰⁰) junto al análisis de facies y el modelo cronológico obtenido (desde el Pleistoceno tardío; ^{Zanor et al., 2013}; Tabla 1 y Figura 3), se plantea la reconstrucción paleohidrológica de un sistema playa ubicado en la zona oriental de la DA del continente sudamericano (Figura 7).

Con base en lo propuesto por ^{Talbot (1990)}, el grado de asociación prácticamente nulo entre δ₁₃C^carb y δ₁₈O^carb en ambas secuencias sedimentarias (AB-1 y AB-2) evidenció que el sistema no se habría comportado como hidrológicamente cerrado durante un lapso continuo de aproximadamente 30000 años aunque si existió un intervalo de tiempo en el que se registró encerramiento hidrológico (39600 - 26700 años cal. AP: Asociación de facies AB-1-B; Figura 7). La ausencia de relación entre δ₁₃C^carb y δ₁₈O^carb en ambos rellenos indicó que el sistema probablemente sufrió variaciones en las entradas/salidas de agua subterránea o que los isótopos no respondieron con la misma intensidad ni de manera sincrónica a los factores forzantes internos y externos del microambiente (principalmente aportes de agua dulce y cambios en la evaporación; ^{Li y Ku, 1997}.

La reconstrucción comienza con un periodo comparativamente más seco ocurrido aproximadamente entre los ca. 44700 y 39600 años cal. AP, representado por una planicie fangosa capilar con sedimentación siliciclástica dominante (Figura 7). ^{Zárate y Tripaldi (2012)} reconocieron depósitos arenosos y loéssicos cubriendo gran parte de las Pampas Argentinas asociados a un evento eólico de importancia ocurrido durante el Pleistoceno tardío (42700 y 30000 años cal. AP). Siguiendo el criterio de Zárate (2003), el nivel de tefra de origen distal intercalado con los limos masivos en AB-1 (Facies 4: 859 - 852 cm) avalaría un incremento en el transporte y sedimentación por el viento bajo condiciones más áridas durante esta etapa. Posteriormente una fase más húmeda y cálida se registró a los ca. 39600 - 26700 años cal. AP (Figura 7). Este aumento en la humedad efectiva sería correlacionable con el MIS 3 (^{Wright, 2000}), definido en la región sur de Sudamérica a los ca. 60000 - 50000 a 28000 años cal. AP (^{Rabassa y Ponce, 2013}). Un episodio cálido y húmedo fue reconocido a los ca. 30000 años AP en la región Pampeana Argentina, representado por una comunidad de mamíferos adaptados a estas condiciones climáticas (^{Prado y Alberdi, 1999}). Un subambiente de laguna efímera somera con precipitación sulfatada (AB-2-A: 678 - 538 cm) se instaló en la zona central de Ambargasta mientras que en el borde este se desarrolló una laguna perenne con precipitación carbonática, rica en tapices microbianos (AB-1-B: 792 - 694 cm; Figura 7). Los valores promedios negativos de δ13Ccarb y δ18Ocarb avalaron la expansión de lagunas alimentadas por agua más dulce (agua subterránea, escorrentías y precipitación) durante una etapa con balance hídrico positivo dominante. En AB-2-A, las composiciones de δ18Ocarb alternantes entre negativas y positivas indicarían una alta sensibilidad de las lagunas a las fluctuaciones en los aportes acuosos y a la tasa de evaporación. Según el patrón isotópico resultante y las correlaciones de Pearson entre los isótopos estables y entre cada isótopo con los contenidos de PPI550 y PPI1000 existieron diferencias amplias entre la dinámica de sedimentación de AB-2-A y AB-1-B. Las variaciones más estrechas en las relaciones de los isótopos de C y O en el registro de AB-1-B (δ13Ccarb: -2 ‰ y δ18Ocarb: ~ -4 ‰) sugirieron una similitud entre la composición isotópica de los aportes acuosos y la laguna. Asimismo, un flujo de agua continuo permitió el mantenimiento del ambiente acuático por un periodo prolongado de tiempo sin alcanzar una fase de desecación total. El aporte de vertientes en las zonas marginales de Ambargasta contribuiría a aumentar la dilución de este ambiente lacustre, ingresando agua rica en 12C y 16O. Como fuera señalado por ^{Zanor et al. (2012)}, en el borde oriental del ambiente evaporítico moderno existen depósitos de vertientes bien desarrollados (duricostras de calcretes-silcretes) que indican la importancia de la contribución subterránea en la alimentación y sedimentación de Ambargasta. ^{Dargám (1995)} efectuó un estudio de la hidroquímica en los ambientes sedimentarios de las Salinas Grandes (ambiente evaporítico aledaño a Ambargasta; Figura 1), donde registraron pH cercanos a 9.0 en las vertientes localizadas en los borde de la salina, argumentando el aumento de alcalinidad por la acrecencia de la actividad fotosintética y por pérdida de CO2 hacia la atmósfera, al emerger los acuíferos subterráneos. En AB-1-B la correlación positiva altamente significativa entre PPI550 y PPI1000 (r = 0.88) reafirmó una mediación biológica en la precipitación carbonática de la laguna perenne a través de la participación de tapices microbianos, reflejando un periodo de mayor productividad orgánica. Según ^{Visscher y Stolz (2005)}, la precipitación neta de los carbonatos en ambientes salinos es inducida por procesos de fotosíntesis a través de la actividad metabólica de microorganismos en conjunto con reacciones geoquímicas (abióticas; por ej., evaporación). Los picos positivos en las composiciones isotópicas del C en los carbonatos podrían explicarse por un aumento en la fotosíntesis acuática, enriqueciendo el reservorio del CIDT en 13C (^{McKenzie y Hollander, 1993}; ^{Valero-Garcés et al., 2000}). Por otra parte, la curva del δ18Ocarb en AB-2-A mostró una distribución muy heterogénea de valores (Grupos 3 a 6: -5.58 a +4.88 ‰; Figura 7) lo que indicaría grandes variaciones en los mecanismos principales de fraccionamiento isotópico. La homogeneidad tipológica y de tamaños de los cristales de yeso precipitados en las lagunas efímeras durante este periodo junto a las laminaciones fangosas-yesíferas de espesores delgados permitió interpretar para AB-2-A fases alternantes de expansión lacustre seguidas de desecación con precipitación evaporítica (Zanor et al., 2013), lo cual está reflejado por la alta variabilidad en las relaciones isotópicas (Figura 5). Con base en ^{Lamb et al. (2002)}, relaciones P/E bajas conducen a un aumento de δ18O debido a un incremento en la evaporación mientras que el δ13Ccarb se incrementa por la pérdida de CO2 desde el agua hacia la atmósfera, el intercambio gaseoso con el CO2 atmosférico o por una intensificación de la actividad fotosintética por parte de microorganismos. Por otro lado, cuando la relación P/E es alta, los ambientes lacustres experimentan dilución por el aporte de aguas isotópicamente más livianas resultando valores de δ13Ccarb y δ18Ocarb empobrecidos. De manera similar, Lamb et al. (²⁰⁰⁰) reportaron un rango de fluctuación amplio entre los valores máximos y mínimos de δ18Ocarb (-8.00 a +4.00 ‰) en el lago Tilo (Etiopía), adjudicando parte de esta señal a grandes cambios en la contribución subterránea. En esta secuencia sedimentaria, la correlación negativa altamente significativa entre PPI550 y PPI1000 (r = -0.79) indicaría una productividad primaria en coincidencia con los niveles donde domina la precipitación de sulfatos. ^{Canfield et al. (2004)} reportaron la colonización de comunidades microbianas en costras yesíferas de ambientes hipersalinos, documentando una amplia adaptación y actividad metabólica de las colonias de bacterias dentro de las evaporitas (“tapices microbianos endoevaporíticos”; ^{Rothschild et al., 1994}). De la misma forma, Zanor et al. (2013) describió en el registro sedimentario de AB-2 asociaciones fangosas-orgánicas-yesíferas desarrolladas en las salmueras efímeras a lo largo de un ciclo depositacional (etapas de inundación, concentración evaporítica y desecación). La correlación negativa altamente significativa entre PPI1000 y δ13Ccarb (r = -0.68: Facies 11; Figura 7) avalaría que la precipitación de carbonatos en las lagunas sulfatadas es dominante en las etapas de expansión lacustre mientras que la cristalización de sulfatos ocurre en las etapas de concentración evaporítica. El fraccionamiento químico y la modificación en la especiación del CIDT se producirían por aumentos en la evaporación y un mayor intercambio gaseoso de CO2 hacia la atmósfera, representado por picos positivos de δ13Ccarb. Adicionalmente, los procesos de degradación de la materia orgánica en el fondo de las lagunas sulfatadas pudieron haber influido limitando la presencia de carbonatos en estos sedimentos. Con base en lo propuesto por Visscher y Stolz (2005), la oxidación de la materia orgánica a través de la respiración de bacterias aerobias heterótrofas produce una disminución del O2 y una consecuente reducción del pH del medio, lo que conllevaría a la disolución de los carbonatos lacustres. Un estudio realizado por Dargám y Depetris (¹⁹⁹⁵) en las Salinas Grandes de Córdoba (Argentina; Figura 1) demostraron que en las lagunas efímeras de composición principalmente sulfatada las concentraciones de carbonatos muy bajas le confieren a las aguas una mínima capacidad reguladora, por lo que cualquier actividad biológica de consumo o producción de CO2 produciría una marcada variación en el pH, alcalinidad, CIDT u oxígeno disuelto, promoviendo la precipitación o disolución de los carbonatos.

Figura 7 Modelo de sedimentación y evolución hidroclimática a lo largo del Pleistoceno tardío y Holoceno en la Salina de Ambargasta. Los valores promedio de δ13C y δ18O (‰) y las correlaciones de Pearson se muestran para cada asociación de facies de los núcleos AB-1 y AB-2, junto a sus interpretaciones paleoambientales. Las flechas indican el aporte de agua subterránea. En la columna “Isótopos estables” las concentraciones se indican en valores promedio, mostrando en la parte superior los valores para AB-2 y en la parte inferior para AB-1. Las barras negras representan la humedad y las barras grises la evaporación. Las asociaciones de facies se muestran en las Figuras 4 y 5. 

Una fase hídrica más positiva que la anterior se evidenció a los ca. 26700 - 23600 años cal. AP (Figura 7). Este estadio evolutivo húmedo representaría la transición entre las fases finales del MIS 3 e inicios del MIS 2 en la región de Ambargasta. En AB-2-B las composiciones negativas de δ13Ccarb responderían a eventos más húmedos que rellenan las lagunas con agua enriquecidas en 13C a partir de la cual ocurre la precipitación de carbonatos autigénicos. Otra actividad microbiana-química que explicaría posiblemente parte de las excursiones negativas de δ13Ccarb en estas secuencias son los procesos de sulfato-reducción vía bacterias anaerobias (^{Visscher et al., 2000}). Según ^{Dupraz y Visscher (2005)}, en las reacciones de sulfato-reducción los microorganismos oxidan la materia orgánica formando H2S y HCO3-, empobreciendo el CIDT remanente en 13C. Sin embargo, como fuera reportado por ^{Valero-Garcés et al. (1999)}, el intervalo constituido por láminas limosas-orgánicas-yesíferas crenuladas con un espesor de 25 cm (AB-2-B; Facies 7; 538 - 476 cm) y buen estado de preservación sugeriría que la degradación de la materia orgánica estuvo fundamentalmente dominada por procesos óxicos. Un estudio sobre la geoquímica de los isótopos estables de O en muestras de agua subterráneas cercanas a la salina (^{Zanor et al., 2012}) evidenció composiciones de δ18Oagua que variaron entre -6.70 a -5.20 ‰ (promedio = -5.83 ‰), valores muy similares a los obtenidos para los valores de δ18O en los carbonatos (-5.55 ‰). Por otra parte, el crecimiento de morfologías prismáticas de los cristales de yeso formados bajo capa de agua reflejaría temperaturas de cristalización muy altas (~ 60 °C: AB-2-B; Facies 7; Figura 5; ^{Cody y Cody, 1988}). Un régimen muy cálido sujeto a altas tasas de evaporación conduciría al aumento de temperatura en el ambiente acuático y a la precipitación de yesos, condición climática representada por excursiones positivas del δ18Ocarb de los Grupos 5 y 6 (máximo 4.53 ‰). Zanor et al. (2012) encontraron que las composiciones de δ18Oagua de las lagunas salinas actuales fluctuaron desde -2.10 hasta 3.45 ‰ (promedio = 0.95 ‰). Todas las muestras de las lagunas actuales mostraron un enriquecimiento isotópico con respecto a las concentraciones del agua de lluvia o del agua subterránea de la zona de recarga, indicando que la evaporación es el mecanismo de fraccionamiento fundamental que controla la señal isotópica en los cuerpos de agua. Asimismo, un aumento en el tiempo de residencia en estos ambientes lacustres evolucionados pudo haber contribuido al enriquecimiento isotópico del CIDT. Sincrónico al ambiente lacustre central, una planicie fangosa marginal con lagunas efímeras (subfacies 1c) se desarrolló en el borde este de la salina, sugiriendo alimentación de agua subterránea de manera intermitente. Con base en el hallazgo de diferente fauna fósil en las Pampas de Argentina, ^{Tonni et al. (1999)} infirieron un cambio a partir de un clima más benigno (30000 años AP) hasta condiciones más áridas (25000 años AP) asociado a una variación en la vegetación, alternando desde ambientes boscosos (herbívoros cursoriales) a pastizales abiertos (grandes pastadores).

Seguidamente, un cambio hacia condiciones más secas interrumpidas por pulsos húmedos se instaló en Ambargasta entre los 23600 y los 18500 años cal. AP (Figura 7). Con el comienzo de esta fase evolutiva, se consideró el inicio del UGM en el área de Ambargasta, concomitante a lo reportado por ^{Kaplan et al. (2008)} para el sur de Sudamérica (25000 − 18000 años AP). ^{Tonni et al. (1999)} y ^{Prieto (2000)} reportaron condiciones más secas para el UGM local (~21000 años AP) mediante el estudio de fósiles de mamíferos y polen en la región Pampeana de Argentina, respectivamente. AB-2-C (laguna efímera que alterna con una planicie fangosa salina: 476 - 374 cm) exhibió las concentraciones promedio de δ13Ccarb más negativas del registro de AB-2 indicando aportes de aguas superficiales y subterráneas enriquecidas en 12C. El rango más amplio de los valores de δ13Ccarb con respecto a los ambientes de depositación anteriores indicó una gran inestabilidad del reservorio del carbono. Una contribución importante de agua subterránea alimentó las lagunas efímeras mientras que grandes fluctuaciones del nivel freático condujeron a la precipitación de carbonatos intersticiales en ambientes de planicies fangosas salinas. La PPI550 y δ13Ccarb mostraron una correlación negativa altamente significativa (r = -0.79) evidenciando un alto contenido biológico en las lagunas derivado de diversas fuentes en las etapas de inundación (incluso aporte de material orgánico detrítico). De manera similar, ^{Piovano et al. (2004)} encontraron altas productividades primarias en una laguna salina del centro de Argentina (Laguna Mar Chiquita) durante fases lacustres de nivel alto registradas por valores δ13Ccarb negativos. En las planicies fangosas capilares de las zonas de borde se desarrollaron cuerpos de agua intermitentes sujetos a la influencia de agua subterránea (Subfacies 1b).

Desde los 18500 a los 8600 años cal. AP, un balance hídrico negativo dominante es inferido a partir del desarrollo de una extensa planicie fangosa salina (AB-2-D) con precipitación de yesos intrasedimentarios rodeada de planicies fangosas capilares (AB-1-A: subfacies 1a; Figura 7). Las fluctuaciones menores de la curva del δ13Ccarb evidenciaron que el reservorio del carbono no sufrió grandes cambios durante este intervalo de tiempo. Las respuestas de δ13Ccarb y δ18Ocarb estarían fundamentalmente controladas por la composición isotópica del nivel freático y por el efecto de una fuerte evaporación que en conjunto propiciarían el crecimiento intrasedimentario de los cristales de yeso. La correlación positiva encontrada entre PPI1000 y δ13Ccarb (r = 0.55; subfacies 1a) avalaría la interpretación de una precipitación carbonática a partir de la fluctuación del nivel freático, donde el agua intersticial pierde CO2 al ascender por intercambio gaseoso. Otras interpretaciones climáticas mediante el uso de secuencias polínicas evidenciaron fases subhúmedas secas a semiáridas durante el Pleistoceno tardío (16000 - 12000 años cal. AP), coetáneo con el Glacial Tardío (^{Caballero et al., 2010}; ^{Denton et al., 2010}) en la región Pampeana Argentina (^{Tonello y Prieto, 2010}) y el noroeste argentino (^{Martini et al., 2013}).

Finalmente, las proxies analizadas indicaron un régimen más seco para el Holoceno (8600 - 0 años cal. AP; Figura 7). Durante esta etapa, una expansión de las planicies fangosas capilares con sedimentación siliciclástica dominante (AB-1-A y AB-2-E) indicó una disminución de la precipitación efectiva. ^{Stutz et al. (2012)} analizaron polen, palinomorfos no polínicos, macrorestos vegetales y fauna asociada en la laguna Lonkoy en la Llanura Pampeana Argentina y encontraron que desde el Holoceno Medio hasta los 2000 años cal. AP existieron fases claras en el ambiente lacustre indicando condiciones más secas que las actuales, fluctuaciones de sequía e inundaciones y/o alta evaporación. De la misma forma, ^{Irurzun et al. (2014)} identificó un periodo más seco durante el Holoceno medio y tardío (hasta los 250 años AP), con base en estudios magnéticos en el registro sedimentario de la Laguna La Brava (SE de las Pampas en Argentina). Por su parte, ^{Piovano et al. (2004)} identificó un comportamiento hidrológico con balance negativo para el Holoceno medio en la Laguna Mar Chiquita, con un punto de sequía extremo datado en 4200 años cal. AP. Un pulso húmedo de corta duración y de edad desconocida ocurrido durante el Holoceno estuvo representado en Ambargasta por un depósito de limos gruesos ricos en biotitas con valores muy negativos de δ13Ccarb (-9.11 ‰ y -10.69 ‰; Facies 3: AB-1-A y AB-2-E; Figuras 4 y 5). El evento de inundación registrado sería ocasionado por una expansión de los cursos de agua desde la paleo-planicie de inundación del Río Dulce en la zona norte de Ambargasta o de los sectores montañosos del sector este (Sierras Pampeanas; Figura 1). ^{Prado y Alberdi (1999)} definieron un episodio cálido y húmedo datado a los ca. 7500 - 5000 mediante restos de comunidades de mamíferos encontrados en la región de las Pampas de Argentina (Óptimo climático del Holoceno? 7600 - 6000 años AP: ^{Clapperton, 1993}).

En la actualidad, los ambientes lacustres son intermitentes, someros (30 cm de profundidad máxima) y se mantienen con agua solamente durante la estación lluviosa (primavera y verano austral; Figura 7). En el presente, la fase evaporítica disponible es la halita, la cual se disuelve con las lluvias y re-precipita en la etapa seca a lo largo de un ciclo anual. El presente estudio paleolimnológico en Ambargasta como así también el análisis de la dinámica ambiental actual no registra el incremento reciente en las precipitaciones desde la década de 1970 el cual no tiene precedentes en el registro instrumental en el subtrópico de Sudamérica (^{Jacques-Coper y Garreaud, 2014}). La colmatación progresiva de este ambiente evaporítico a lo largo del Cuaternario posiblemente contribuyó a disminuir la tasa de acomodación sedimentaria (i.e., ^{Carroll y Bohacs, 1999}), limitando la alimentación subterránea y el progreso de ambientes lacustres perennes.

6. Conclusiones

1. La reconstrucción paleoambiental en la salina de Ambargasta evidenció una etapa evolutiva más seca durante el periodo ca. 44700 - 39660 años cal. AP.

2. Con base en la geoquímica de isótopos estables, las inferencias climáticas indicaron que entre los ca. 39600 y 23600 años cal. AP existieron condiciones más húmedas y cálidas de extensa duración en la región de Ambargasta, en correspondencia con el MIS 3. Los valores promedio más negativos de δ13Ccarb reforzaron las interpretaciones de un importante aporte de agua que permitió el desarrollo de lagunas salinas perennes y efímeras. Las excursiones positivas de δ18Ocarb avalaron la interpretación de ambientes lacustres sujetos a altas tasas de evaporación que condujeron a la precipitación carbonática y sulfatada en los cuerpos de agua. A partir de los ca. 23600 años cal. AP se consideró el comienzo del registro del UMG en Ambargasta, con base en lo propuesto para el sur de Sudamérica (25000 - 18000 años AP). La expansión de planicies fangosas salinas y capilares en concordancia con valores más positivos de δ13Ccarb y más negativos de δ18Ocarb indicaron una disminución en el aporte de agua y una menor evaporación, respectivamente.

3. La ausencia de correlación entre δ13Ccarb vs. δ18Ocarb en ambos archivos sedimentarios evidenciaría que el ambiente salino no se mantuvo hidrológicamente cerrado desde los ca. 45000 años hasta el presente, ya que probablemente existió salida de agua del sistema o los isótopos no respondieron de manera simultánea a los efectos de la descarga de aguas isotópicamente livianas y a los cambios en la tasa de evaporación. Sin embargo, el relleno de la laguna perenne carbonatada mostró una correlación positiva entre δ13Ccarb y δ18Ocarb, indicando un encerramiento hidrológico temporalmente restringido (ca. 39600 - 26700 años cal. AP).

4. Los picos positivos de δ13Ccarb vs. δ18Ocarb registrados en los ambientes de lagunas carbonatadas y sulfatadas se explicarían por aumentos en la fotosíntesis acuática y la evaporación durante etapas de concentración evaporítica estacional. Las correlaciones positivas (laguna carbonatada) y negativas (laguna sulfatada) entre PPI550 y PPI1000 fueron indicativas de la paleoproductividad lacustre. En las lagunas carbonatadas la precipitación de carbonatos se asociaría a una mayor productividad primaria mientras que en las lagunas sulfatadas una alta productividad orgánica progresaría en conjunto con el desarrollo de costras de yeso.

5. El registro paleohidrológico de la Salina de Ambargasta reveló que este sistema se encontraría en fase hidrológica con otros archivos paleolimnológicos ubicados al este de la DA, exhibiendo una fase de mayor humedad asociada a un intervalo más cálido. Esta componente húmeda-cálida del Pleistoceno tardío durante el MIS 3 sugirió un aumento generalizado de la precipitación durante este lapso de tiempo en latitudes medias de Argentina, en comparación con las condiciones más secas a partir del UGM (MIS 2 y MIS 1).

6. Otras reconstrucciones paleohidrológicas de baja y alta frecuencia se requieren para correlacionar las tendencias climáticas inferidas en el presente estudio. Es importante conocer la dinámica de la paleocirculación atmosférica en el subtrópico durante el Pleistoceno y Holoceno para perfeccionar el patrón de variabilidad paleoclimática a escala subcontinental en el sur de Sudamérica.