AMBIENTES PALUDALES O PALUSTRES

Este tipo de ambientes están constituidos por lo que comúnmente se conoce

como pantanos; los cuales se desarrollan sobre depresiones someras y están

íntimamente ligados a los sistemas fluviales. La escasa profundidad del agua

permite el desarrollo de una abundante vegetación, adaptada a estas

condiciones de vida, que puede en ocasiones extenderse por toda la superficie

del pantano. Además de la existencia de una depresión, los pantanos requieren

de condiciones climáticas específicas, predominando la abundancia y

frecuencia de lluvias y en forma general se van a encontrar con climas

tropicales de altas temperaturas. Se pueden desarrollar sobre cualquier tipo de

superficie, pero lo más frecuente es que lo hagan sobre penillanuras, llanuras

de inundación y deltas.

TIPOS DE PANTANOS

Se pueden diferenciar dos grandes grupos de ambientes paludales que son, los

marinos y los de agua dulce. Los pantanos marinos se pueden originar de

varias formas: 1) Por la elevación del nivel del mar provocando la existencia de

aguas poco profundas, en cuyo caso la extensión del pantano puede ser de

dimensiones considerables; 2) por la inmersión de una llanura costera, en

donde las dimensiones dependerán de las condiciones preexistentes; 3) por la

formación de una barrera, quedando aislada una zona costera del mar. En los

dos primeros casos la porción más exterior del pantano suele recibir el aporte e

intercambio de aguas marinas; teniendo entonces condiciones de aguas

saladas y salobres, en donde podrán llegar a establecerse organismos marinos;

por consiguiente la porción interior del pantano tendrá una tendencia de aguas

más dulces, por lo que se presentarán especies dulceacuícolas. Debido a que

este tipo de pantanos se presente próximo al mar, es sumamente frecuente que

el ambiente palustre se vea esporádicamente invadido por el mar, repitiéndose

periódicamente estas invasiones en ciertas zonas; cuando estas condiciones de

invasión y retiro de las condiciones marinas son constantes, el pantano se

convierte en lo que se conoce como una cuenca paralica.

Los pantanos de agua dulce pudieron haber estado relacionados originalmente

con pantanos marinos, pero no es necesario que esto suceda; la mayoría de

este tipo de pantanos, probablemente nunca estuvieron relacionados con

condiciones marinas. Algunos de estos pantanos se desarrollan en lagos

pequeños, con poca agitación, en donde la sedimentación excede a la

subsidencia, o bien se encuentra sobre zonas restringidas de lagos mayores.

Otra forma en la que se llegan a establecer estos pantanos es sobre

penillanuras, comúnmente asociados a lagos.

La vegetación tanto en los pantanos marinos como en los de agua dulce, es

sumamente variada y abundante; encontrándose desde pantanos en los que

predominan los árboles hasta aquellos en los que fundamentalmente se

desarrollan helechos, musgos, etc.

2

Este tipo de sedimento que se acumula en estos medios es principalmente

material clástico fino ( limos-arcillas ) y debido a la gran cantidad de

vegetación, se caracteriza por un muy alto grado de contenido de materia

orgánica. Las condiciones geoquímicas del depósito son esencialmente

reductoras y ácidas; por lo que es sumamente fácil la preservación de la

materia orgánica dando origen a grandes acumulaciones de turba y carbón.

Además de la variedad de marcos geográficos previamente mencionados, los

ambientes paludales pueden desarrollarse bajo condiciones tectónicas muy

diferentes; por lo que se pueden diferenciar dos tipos de regiones en las que se

pueden formar los pantanos. 1) áreas tectónicamente activas durante el

depósito y 2) áreas tectónicamente pasivas. En cada una de estas situaciones

se puede desarrollar tanto pantanos paralicos como intracontinentales.

Los ambientes paralicos, en zonas tectónicamente activas, se caracterizan por

la presencia de una llanura situada frente a una cadena montañosa, la cual

tiene una cierta inclinación hacia el mar. En estas condiciones la región esta

afectada por movimientos verticales de descenso fuerte y levantamientos de

corta duración pero sumamente frecuentes; lo que produce una sucesión en la

sedimentación de carácter rítmico. La llanura de tipo aluvial, recibe los

sedimentos detríticos derivados de la erosión de la cadena montañosa,

teniendo lugar el máximo de acumulación en los valles fluviales.

Posteriormente al cesar la elevación de la cordillera y establecerse una época

de estabilidad, el aporte de detríticos disminuye, terminándose por rellenar la

3

llanura; lo que trae consigo deficiencias en el drenaje y la transformación de la

llanura en un medio pantanoso. La reanudación de la subsidencia o de los

levantamientos en la zona montañosa terminará con el ambiente palustre,

depositándose sobre los depósitos orgánicos sedimentos marinos costeros o

bien detríticos fluviales ( transgresión o progradación, respectivamente ).

En zonas tectónicamente activas se pueden desarrollar pantanos sin conexión

con el mar, por lo que las depresiones en las que se desarrollan se encuentran

rodeadas por cadenas montañosas. Los sedimentos son más variados que los

anteriormente expuestos apareciendo depósitos aluviales intercalados, así

como fluviales, lacustres y finalmente paludales. La importancia de cada uno

de estos sedimentos dependerá de las características de la depresión así como

de la naturaleza de los eventos tectónicos relacionados.

Los ambientes paralicos de regiones tectónicamente pasivas no son muy

frecuentes dada la estabilidad reinante; los espesores son mucho menores que

los anteriores. La formación de turba y carbón, tiene lugar en depresiones

situadas sobre la llanura de inundación y en la zona costera, por lo que las

capas de carbón no suelen tener grandes espesores, sino que son variables; y

su extensión suele ser reducida.

En zonas aisladas del mar y tectónicamente estables las acumulaciones de

sedimentos paludales, suelen tener lugar en meandros abandonados o en

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medios lacustres. Los depósitos no tienen mucha continuidad, pero son en

forma general de gran espesor.

CARACTERISTICAS SEDIMENTOLÓGICAS

Como se dijo anteriormente, los depósitos típicos de ambientes paludales son

constituidos por acumulaciones de materia orgánica de origen vegetal,

intercalados con sedimentos sumamente finos. Es sumamente común

encontrar pirita o marcasita formadas por reducción bacteriana de los sulfatos

disueltos en el agua estancada. Las características de este ambiente tienen

como consecuencia que las estructuras sedimentarias que llegan a encontrarse,

sean sumamente escasas, estando presentes alto grado de bioturbación por

diferentes tipos de organismos, laminaciones de materiales arcillosos

(principalmente); y en las cercanías a los aportes fluviales se presentan

canales sumamente pequeños de muy poca profundidad, pudiendo éstos, estar

relacionados con sedimentos un poco más grueso que en el interior del

pantano; o sea, arena media a fina y muy fina. Ocasionalmente se llegan a

presentar en la desembocadura de los afluentes fluviales microdeltas muy poco

desarrolladas. La geometría de los cuerpos es de prismática a lenticular.

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AMBIENTES COSTEROS

La costa es la zona limítrofe entre el continente y el mar. Desde el punto de

vista geológico está sujeta a transformaciones rápidas y profundas; es pues, un

medio de transición, en el que, por su naturaleza, se podría también incluir a las

llanuras de marea, sedimentos lagunares. Los materiales que aquí se

depositan son arenosos, ya sea formando la franja de la misma línea de costa,

paralela a la misma y dando lugar al sustrato donde se forman las islas de

barrera (Fig. 1). Este tipo de sedimentos va a tener una relación directa con los

depósitos marinos de plataforma y con los depósitos eólicos continentales de

las dunas costeras, pasando de un tipo de sedimento al otro en forma lateral.

La secuencia vertical que se presentarán será relacionado al movimiento

relativo de las aguas marinas; por lo que existirá una secuencia determinada si

se trata de una regresión o la misma secuencia pero en forma invertida si se

trata de una transgresión.

Existen dos tipos principales de costas, los cuales son: 1) Costas de erosión,

también llamadas costas gravillentas y 2) Costas de Depósito, también

llamadas costas arenosas. Las costas arenosas son aquellas que presentan

una importancia sedimentológica, ya que son las que a fin de cuentas nos

presentarán un depósito sedimentario; éstas se encuentran relacionadas con

pendientes litorales más o menos suaves, razón por la cual existe el depósito

de sedimentos, y son las que se discutirán en detalle en la presente disertación.

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Las costas gravillentas son aquellas que se encuentran relacionadas con

pendientes sumamente bruscas, formando los acantilados marinos, producto de

la erosión litoral; este tipo de costas presenta una mayor erosión que no

depositó en la zona costera ya que las partículas que está erosionando son

depositadas aguas adentro y no sobre la zona de costa. A continuación se

describirán únicamente las costas arenosas, bajo la salvedad de que éstas

costas pueden ser formadas por arenas clásticas o bien por partículas

carbonatadas del tamaño de la arena (llamadas arenas calcáreas).

SUBAMBIENTES DE LA ZONA COSTERA

Desde el punto de vista sedimentológico, la zona costera recibe el nombre de

playa y queda delimitado por el punto de acción del oleaje ( en el rango marino )

y por la máxima acción de las olas durante períodos de tormenta ( en el dominio

continental). Dentro de una playa idealizada se pueden distinguir tres

subambientes distintos, caracterizado cada uno de ellos por presentar un

material asociado a estructuras primarias bien determinadas para cada

subambiente: El más proximal o que limita con el cordón de dunas es el llamado

Backshore ( playa) y cuyo límite inferior lo constituye el nivel de marea alta (Fig.

2). En dirección al mar, le sigue el subambiente de Foreshore ( anteplaya playa

de marea baja) que corresponde a la zona de intermarea, ya que su límite

inferior es el nivel de marea baja (Fig. 2). La porción más distal de una playa

está formada por el subambiente de Shoreface (submarea), el cual se

encuentra siempre en un medio subacuoso, ya que se halla entre el nivel de

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marea más baja y el punto donde el oleaje deja de ejercer una acción directa

sobre el fondo marino. Este último límite es sumamente impreciso y a partir de

él se considera el área de sedimentos de plataforma, también conocido como

offshore.

Cada uno de estos subambientes presenta estratificación cruzada

característica, la cual se muestra en la Fig. 3.

Backshore.- Es aquella que únicamente forma parte de la zona marina,

exclusivamente durante periodos de grandes tormentas. Es característico de

esta zona una serie de escalones llamados Bermas, producidos por la acción

erosiva de las tormentas. Los materiales que se depositan en esta zona son

fundamentalmente arenosos, con menos del 10% de limos y arcillas;

aumentando el material arenoso en dirección de las dunas costeras, las cuales

están constituidas casi el 100% por arenas.

Es un subambiente difícil de caracterizar por sí solo en series estratigráficas,

resultando más fácil esta caracterización si se conoce la sucesión en sentido

vertical y lateral. Esto se debe a que los materiales transportados por el mar

son retrabajados generalmente por el viento, y por lo tanto, se pueden encontrar

diferentes tipos de estructuras sedimentarias; siendo los más comunes

laminación paralela, rizaduras y estratificación cruzada planar y festoneada de

bajo ángulo. Los fósiles que se encuentran en este subambiente son casi

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siempre retrabajados; con la excepción de algunos antrópodos y crustáceos.

Se puede presentar también una escasa bioturbación producida por crustáceos.

Foreshore.- Es la porción que puede ser considerada como la playa

propiamente dicha y ocupa la zona de intermareas (Fig. 2). Los materiales que

se depositan en esta zona son arenosos (existiendo una pequeña porción de

limo), con buena clasificación y característicamente bimodales. La clasificación

es menor que la que muestran las dunas y la zona de backshore. Se presenta

una estratificación cruzada planar (Fig. 3) típica de pequeño ángulo. Las

láminas de cada estrato presentan en forma general una gran longitud y con

una inclinación hacia el mar (Fig. 4), formando verdaderos prismas

acrecionales. Es frecuente encontrar rizaduras en pequeña escala, así como

ondulitas, aunque es difícil de preservar estos tipos de estructuras en las

secuencias estratigráficas debido a su pequeño tamaño. En la porción más

distal del foreshore (hacia aguas adentro) se pueden llegar a formar barras

longitudinales paralelas a la costa, de carácter asimétrico, así como canales o

depresiones entre las barras. Estas barras pueden migrar lateralmente y son

formadas por la acción de las olas, por el carácter retrógrado de las mareas, o

por corrientes paralelas a la costa. Esta zona presenta una acumulación

relativa de valvas de moluscos y otros fragmentos de organismos. El sedimento

puede presentarse parcialmente bioturbado por galerías verticales.

Shoreface.- El límite superior de la zona de shoreface se encuentra

morfológicamente y sedimentológicamente bien establecido por el nivel de

marea baja, mientras que el límite inferior es sumamente impreciso y se

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presenta en el punto donde el oleaje deja de actuar sobre el fondo marino, en

condiciones normales. Desde el punto de vista sedimentológico, este límite

inferior pudiera ser marcado en el paso de arena a limo. En la zona de

shoreface los sedimentos son dominantemente arenosos, aunque puede llegar

a presentarse una cantidad considerable de limos; mientras que en la

plataforma son sedimentos limo-arcillosos. Por lo tanto, esta zona representa

una transición en cuanto a la granulometría de los materiales. No obstante, se

encuentran en esta zona estructuras primarias características como son las

ondulitas con crestas alineadas paralelamente a la línea de costa,

megarizaduras, rizaduras; así como una intensa bioturbación (Fig. 3), dando

lugar en ocasiones a que los sedimentos se encuentren totalmente bioturbados

y sea imposible el reconocer las estructuras primarias originales. En igual forma

que en la zona de foreshore, se pueden presentar barras alineadas

paralelamente a la línea de costa. Estas barras poseen como característica

esencial, que el flanco de depósito se encuentra orientado hacia la costa; y

como en el foreshore pueden migrar con mucha facilidad.

El estudio de la secuencia vertical de este tipo de sedimentos, y en particular la

distribución vertical de los diferentes subambientes costeros; nos dará la pauta

de los diferentes cambios relativos en el nivel del mar que se han dado lugar

durante la historia del depósito. De esta forma si la secuencia vertical (de abajo

hacia arriba) se presenta en forma de depósitos de plataforma (offshore) –

transición – shoreface – foreshore – backshore – sedimentos eólicos, nos dará

una secuencia regresiva; esto es, nos indicará que el mar o mejor dicho la línea

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de costa se ha alejado, (en dirección contraria al continente), con respecto a la

posición de la línea de costa más antigua (Fig. 5). En el caso contrario; cuando

se tenga una secuencia vertical en donde la secuencia de facies de abajo hacia

arriba se presente como sedimentos eólicos – backshore – foreshore –

shoreface – transición – sedimentos de plataforma, nos indicará condiciones

transgresivas en donde la línea de costa y en sí el mar ha avanzado hacia el

continente (tierra adentro).

FIG.1

FIG. 4

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S A B K H A

El término sabkha proviene de la zona costera del golfo pérsico, en donde las

llanuras de marea tienen grandes extensiones y presentan una secuencia

evaporítica bien determinada. El término ha sido utilizado en la literatura bajo

varias acepciones que son: sabkha, sekha, sabkhah, sebkhat y sebjet. De

todos ellos el que se ha adoptado en forma generalizada a nivel mundial es el

de sabkha. Se define como un ambiente con depósitos evaporíticos,

producidos por la evaporación de aguas intersticiales en sedimentos

previamente formados. Este tipo de depósitos puede encontrarse en dos

ambientes diferentes que constituyen en sí el tipo de sabkha, y los cuales son:

marinos y continentales.

SABKHA MARINOS

Los sabkhas marinos son aquellos que se encuentran situados en las planicies

de marea, costeras y el ejemplo clásico es el Golfo Pérsico. Este tipo de

sabkhas se caracterizan por presentarse en planicies de marea de muy baja

pendiente, en donde las condiciones climáticas son sumamente críticas,

presentándose temperaturas sumamente elevadas la mayor parte del año y la

precipitación pluvial es sumamente escasa, presentándose ésta en forma muy

esporádica y alejada de la costa. Estas condiciones climáticas tienen como

consecuencia que las zonas costeras se vean afectadas por invasiones

freáticas marinas, creando en toda la planicie de marea una zona freática de

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aguas saladas. Estas aguas freáticas van a tender a subir una superficie por

capilaridad creando una zona vadosa de agua intersticial que se encontrará en

contínuo evaporamiento; dando como resultado la precipitación de minerales

evaporíticos. Una de las características esenciales de los sabkhas marinos es

la relación que guardan los sedimentos evaporíticos con depósitos

carbonatados marinos (hacia el lado de mar) y con depósitos continentales

(eolíticos, fluviales y aluviales, hacia el lado continental). En este tipo de

sabkhas existirá una relación estrecha e interdigitación con estos tipos de

ambientes; por lo que las secuencias verticales definirán claramente relaciones

transgresivas o regresivas (Fig. 1). Por estas razones se puede subdividir el

Sistema de Sabkha marino en tres ambientes y 7 subambientes que son:

A.- Plataforma Carbonatada

a.- Facies de algas y corales

b.- Canales

c.- Lagunas litorales

B.- Sabkha

a.- Planicies de algas

b.- Sabkha “sensu stricto” (supramarea)

C.- Continental

a.- Eólico

b.- Fluvial y/o aluvial

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Todos estos subambientes darán como consecuencia una secuencia vertical

regresiva bien definida (Fig. 2), la cual se caracterizará porque el ciclo

principiará con sedimentos carbonatados de lagunas marginales para continuar

en forma ascendente con estromatolitos en carpetas de algas con yeso

lenticular entre las carpetas; posteriormente tendremos sedimentos clásticos

eólicos con gran cantidad de sedimentos evaporíticos intercalados pudiendo

éstos formar nódulos evaporíticos y en ocasiones estructuras estromatolíticas.

Estas estructuras estromatolíticas están dadas por el crecimiento de los nódulos

dentro del sedimento, hasta llegar a un punto en el cual ya no es posible que

crezcan en forma horizontal, por lo que se comienzan a deformar produciendo

una gran cantidad de contorsiones; en otras palabras, son nódulos evaporíticos

coalescentes, con deformaciones producidas por el crecimiento lateral de las

evaporitas. Después de esta sección de evaporitas el ciclo sabkha finalizará

con una superficie de erosión en la que se pueden encontrar nódulos y cristales

evaporíticos que han sido expuesto subaéreamente y que han sido

transportados por medios eólicos.

El acomodamiento en forma invertida de esta secuencia nos indicará

condiciones transgresivas. Esta secuencia vertical no es más que el resultado

del estancamiento vertical de la diferentes facies litológicas que se encuentran

relacionadas en sentido vertical (Fig. 3).

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Descripción de las facies

1.- Facies de algas y corales.- Son pequeñas construcciones orgánicas en

forma de parches arrecifales (Fig. 1), que se desarrollan en la porción

frontal de la plataforma, hacia el lado de mar adentro de algunas islas de

barrera. Estos parches contienen equinodermos, corales y algas

calcáreas. Los corales, en estas condiciones de sistemas de sabkha

cercanos, son raros ya que están soportando altas salinidades y

temperaturas, lo que es poco común en estos organismos. De cualquier

forma esta facie está presente formando un depósito biógeno

carbonatado de alta energía.

2.- Canales y deltas de marea.- Las islas de barrera están separadas por

canales de poca profundidad (7-10m) los cuales están limitados por

deltas de marea. Los deltas ocupan el área de plataforma en donde los

granos calcáreos están agitados por las olas y las corrientes de marea

que se dirigen hacia mar adentro. Estos sedimentos están compuestos

por arenas oolíticas gruesas casi puras que alcanzan a tener exposición

subaérea durante mareas bajas. Los depósitos oolíticos presentan la

característica de que el tamaño de la oolita así como el espesor del

depósito decrece cuando el tirante de agua se vuelve más somero para

cambiar bruscamente a arenas compuestas por ooides-pelas fecales y

bioclastos en la zona lagunar. La forma del delta está controlada por las

corrientes de marea con abanicos orientados hacia mar adentro. La

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parte frontal del delta está orientada y controlada por las corrientes

marinas, las cuales producen barras longitudinales antes de retrabajar

las oolitas hacia la costa de las islas formando playas y dunas costeras

oolíticas. En estas facies es sumamente común encontrar fragmentos de

moluscos, foraminíferos, bentónicos y ostrácodos.

3.- Zona lagunar.- La zona lagunar está constituida principalmente por

lodos peletoidales que se han formado en condiciones de submarea y la

porción inferior de intermarea. La zona de laguna interna está

constituida por tres ambientes distinguibles que son:

a) Canales principales.- Estos pequeños canales en ocasiones

llegan a excavar hasta las calizas pleistocénicas (las que

constituyen el basamento del área), o bien contienen gravas o

arenas gruesas bioclásticas presentando comúnmente ooides en

las cercanías de las islas y/o deltas de marea.

b) Facies de submarea.- Se caracterizan por contener arenas

lodosas de carácter calcáreo, ricas en foraminíferos y pelecípodos;

y llegan a ser estabilizadas por algas marinas (pasto de tortugas.

Se ha podido comprobar que la mayor parte de los lodos

calcáreos provienen de la desintegración de estas algas.

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c) Facies de terrazas lagunares.- Se presentan hacia los flancos de

las islas de barrera, pasando gradualmente a las carpetas de

algas intermarea. Estas terrazas consisten de sedimentos

recientes litificados de lodos y arenas calcáreas formados por

pelas-fecales y bioclastos; produciendo una superficie endurecida.

La litificación estandard por cementación incipiente de carbonato

de calcio (Calcita o aragonita) en el fondo marino. Las porciones

centrales de la laguna están constituídas principalmente por lodos

de pelas fecales producidas por gasterópodos; y se extiende

desde la zona de submarea hasta la parte inferior de intermarea,

donde comienzan las carpetas de algas. Estos lodos presentan

pequeños espesores sobre superficies litificadas que pueden ser

seguidas hasta la zona de sabkha. Existen varias de estas

superficies en sentido vertical y pueden ser identificadas unas de

otras ya que el cementante cambia entre superficie y superficie

(argonita- calcita de alto magnesio- calcita de bajo magnesio-

calcita).

4.- Zona superior de intermarea- Carpeta de algas:

aproximadamente desde la porción media de la zona de

intermarea hacia tierra adentro, la superficie se encuentra

expuesta subaéreamente por largos períodos de tiempo, por lo

que esta zona presenta condiciones muy adversas para los

gasterópodos. Por esta razón las carpetas de algas logran

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sobrevivir en estas condiciones venciendo en esta forma la batalla

que desarrollan contra sus predadores naturales que son los

gasterópodos. Superficialmente esta carpeta de algas presenta

formas poligonales, así como una gran cantidad de canales. La

carpeta de algas puede llegar a presentar hasta 2 km de anchura

(Fig. 3). Los sedimentos son laminares con espesores de cada

lámina hasta de 1 mm de espesor, consistiendo de una alternancia

de sedimento-alga-sedimento-alga; constituyendo en esta forma

estructuras estromatolíticas. Existen en esta área (6) tipos

diferentes de carpetas de algas, dados por otros tantos tipos

diferentes de especies de algas. Se presenta yeso en cristales,

precipitados entre las carpetas de algas, pudiendo en ocasiones

llegar el crecimiento de los cristales de yeso hasta la superficie.

5.- Zona supramarea.- Esta zona es la que se conoce como el

sabkha “sensu stricto”. Esta zona se caracteriza por un paquete

sedimentario constituido por partículas de cuarzo y carbonatos

de origen eólico; que se han acumulado en el área. La pendiente

de esta zona es de 1:3,000 m y su elevación está íntimamente

controlada por el nivel freático de agua salado. En estas

condiciones de extrema evaporación las aguas intersticiales

fácilmente adquieren altas concentraciones salinas y al mismo

tiempo son forzadas a la superficie causando la precipitación de

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minerales evaporíticos. Estos minerales pueden ser yeso, halita,

dolomita y celesita, y se puede llegar a presentar anhidrita.

Yeso.- Está presente en la parte superior de la zona de carpetas de algas (Fig.

3), en ocasiones formando hasta el 50% del sedimento y es precipitado a partir

del agua intersticial en forma de cristales discoidales, con estructura cristalina

sumamente clara; en contraste con los cristales de yeso precipitado en la

porción superior del sabkha, los cuales incluyen granos del sedimento dentro de

la estructura cristalina.

Anhidrita.- Se presenta como reemplazamiento de yeso ( Fig. 3) en ocasiones

a partir de un solo cristal y llegando a formar nódulos, los cuales si están

estratificados llegan a juntarse al ir creciendo produciendo estructuras de

enrejado de gallina, estructuras estromatolíticas y estructuras tipo teppee.

Estas estructuras se presentan en o cercano a la zona de carpetas de algas.

Hacia tierra adentro la forma más común en que se encuentra la anhidrita es en

estructuras enterolíticas o nódulos.

Halita.- Se presentan como pequeñas láminas, las cuales marcan épocas de

inundación por tormentas; pasando lateralmente a yeso y/o anhidrita.

Dolomita.- Comienza a aparecer en la zona cercana a las carpetas de algas y

aumentan en abundancia hasta tierra adentro. A partir del punto de

precipitación del yeso, las aguas intersticiales quedan saturadas con altos

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valores de (M/ca) lo que provoca el reemplazamiento de los carbonatos

existentes. Este reemplazamiento se lleva a cabo primeramente en la parte de

abajo del sedimento después es dolomitizada la porción superior.

Celestita.- Es formada únicamente cuando se llega a presentar

reemplazamiento de aragonita rica en entroncio por dolomita.

En áreas donde los sedimentos son ricos en cuarzo, no llega a formarse

dolomita: pero al existir agua enriquecida en Mg/Ca se puede llegar a formar

Huntita o Magnesita. En forma horizontal, existe un cambio mineralógico de mar

hacia tierra adentro en el cual se presenta yeso- anhidrita- yeso. El yeso más

cercano a la costa se tiene por precipitación directa a partir de las aguas

intersticiales; mientras que la anhidrita se presenta como producto de

reemplazamiento del yeso; el yeso se encuentra hacia tierra adentro y es

producto de la hidratación de la anhidrita ( Fig. 3).

SABKHAS CONTINENTALES Los sabkhas continentales son aquellos que se

presentan en zonas netamente continentales, en donde la cuenca de depósito

es en realidad una cuenca endorréica; donde se presentan lagos de tipo

efímero. Los tipos de sedimentos que se presentan en estas condiciones son

sedimentos terrígenos, yeso, anhidrita y helita, todos ellos interestretificados y

gradando en forma lateral sedimentos continentales de tipo eólico, fluvial y

aluvial (Fig. 4). La cuenca en sí, se encuentra rodeada por una gran cantidad de

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abanicos aluviales, los cuales están compuestos por detritos terrígenos y

muestran varias etapas de sedimentación fluvial.

Los abanicos inferiores muestran canales entrelazados de poca profundidad

con arenas y lodos clásticos formando estructuras de grietas de desecación, así

como estratificación cruzada planear y festoneada de pequeña escala. Cada

uno de los canales está separado del otro por barras longitudinales de bajo

relieve.

En los lugares donde los abanicos aluviales caen en la superficie de la cuenca,

se encuentran cambios tanto litológicos como en la flora. En la zona donde

aumenta la salinidad del agua subterránea, por lo que la flora decrece

existiendo solamente algunas plantas que pueden soportar estas salinidades y

la litología está compuesta por arenas y limos que han sido transportados por el

viento y atrapados por estas plantas, formando pequeños montículos detrás de

los vegetales. Se puede dividir el sabkha continental en dos áreas principales

de depósito que son: la margen de la cuenca y la porción central de la cuenca.

De esta forma los sabkhas continentales se pueden dividir en 8 subambientes

que son:

A.- Margen de la cuenca

a) Abanicos aluviales

b) Sistemas fluviales

c) Planicie de arena

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d) Sistema wadi

B.- Cuenca

a) Planicie de lodo salino

b) Halita caótica

c) Halita en forma de tolva

d) Yeso-anhidrita

Planicies de arena.-Producto del aporte del abanico aluvial que rodea a toda la

cuenca y forma en realidad una transición entre los abanicos y los sedimentos

de la cuenca propiamente dicha. Estos sedimentos son principalmente eólicos.

Sistema wadi.-Compuesto por sedimentos eólicos y pluviales retrabajados.

Los vientos predominantes son hacia el suroeste, provocando capas de arena y

barjanes (Fig. 5) que migran con la dirección del viento. Algunas zonas

interdunas tienen lodo que ha sido transportado y depositado durante épocas

de inundación y muestran grietas de desecación.

En los otros lugares se tiene arena eólica en forma de montículos atrapados por

las plantas greatófilas. Los canales wadi introducen una gran cantidad de

sedimento a la cuenca durante épocas de inundación. Estos depósitos wadi

tienen rizaduras linguoides de origen fluvial, depósitos por suspensión

exposición subaéreas y procesos eólicos, modifican constantemente los límites

de la cuenca.

22

Una gran cantidad compleja de canales distributarios introducen agua en la

cuenca durante épocas de avenida. Algunos de estos canales son

entrelazados y otros son meándricos; y se extienden hasta casi el centro de la

cuenca. Estos distributarios son los que dispersan el sedimento a través de la

cuenca durante épocas de inundación. Ocasionando en el centro de la cuenca,

estratificación tipo flase. La mayor parte de la superficie de la cuenca se puede

describir como una planicie de lodo salino; en donde arcillas y limos de color

rojizo y verde se encuentran saturados con evaporitas y aguas de muy alta

salinidad. Yeso es el mineral más abundante en las periferias de la cuenca

(Fig. 5), y se presenta como capas blanquesinas de cristales finos y gruesos del

tamaño de la arena (algunos de estos cristales se presentan en forma

discoidal); interestratificados con arcillas rojas y formando capas contorsionadas

y nódulos; en menor proporción se presenta en forma de agujas. Anhidrita se

encuentra presente en este subambiente, pero en forma secundaria y se

encuentra como capas muy delgadas, onduladas o bien como nódulos

estratificados; producto del reemplazamiento del yeso.

En la porción central de la cuenca, las facies evaporítica dominante es halita.

No se encuentra expuesta en superficie, sino que se encuentra a poca

profundidad (Fig. 5) en capas que tienen desde pocos centímetros hasta 4 m de

espesor. Existen dos tipos principales de halita en estas capas que son: a)

Capas de halita caótica y 2) aislados o interconectados cristales de halita en

forma de tolva (hasta 20 cm. de diámetro), incluidos en arcillas rojas y verdes.

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Las capas de halita caótica forman paquetes lenticulares en una matriz de

arcillas y limos llegando a formar una pila de sedimentos de hasta 300 m. de

espesor. Se cree que esta halita se haya formado en zonas encharcadas a

través de una compleja historia de precipitación subacuosa en periodos de

inundación, intensa evaporación y desecación, así como posible descarga

capilar. La halita en forma de tolva se presenta como producto de precipitación

evaporítica en la superficie del agua estancada.

En la porción central de la cuenca y hacia las orillas del lago efímero, se llegan

a presentar una gran cantidad de costras dolomíticas, producto del

reemplazamiento de carbonatos anteriores por la interacción de las aguas

fluviales y las aguas subterráneas sobresaturadas (dolomitización de tipo

Dorag). Esta agua subterráneas toman las sales al atravesar secuencias

evaporíticas cretácicas en el subsuelo.

DOLOMITA E HIPOTESIS DE DOLOMITIZACION

El término dolomita se refiere a la especie mineral compuesta por un carbonato

doble de calcio y magnesio CaMg(C03)2.

Los iones de magnesio, calcio y carbonato dentro del cristal ideal de dolomita

se encuentran en una proporción por peso de 21.9% de Mg0, 30.4% de Ca0 y

47.7% de C02. Sin embargo, los cristales naturales frecuentemente se apartan

de esta composición ideal, por lo tanto no es estoiquiométrica; sino que la

24

composición aproximadamente se acerca al rango de 55% molar de calcio y

44% molar de magnesio. La dolomita no estoiquiométrica o pobremente

ordenada se conoce comúnmente como protodolomita, y está caracterizada por

un alto contenido de calcio en la estructura cristalina. Esta dolomita no-

estoiquiométrica o pobremente ordenada, puede ser convertida a dolomita

estoiquiométrica a 250°C en un periodo de 20 hrs., aproximadamente; por lo

que algunos investigadores piensan que la dolomita como tal, proviene de la

conversión de la protodolomita.

Una de las grandes controversias que han existido es saber si el mineral se

forma de precipitación directa del agua marina, o por cualquier otro medio. Muy

frecuentemente el examen al microscopio de los cristales de dolomita, revelan

evidencias para aseverar de que la dolomita está reemplazando otros

sedimentos, por lo que se puede considerar que estos minerales fueron

depositados como dolomita de reemplazamiento. Con las posibles excepciones

del Lago Deep Springs en California y la Laguna Coorong en Australia; no

existen evidencias suficientes de que cristales de dolomitas se están formando

en la actualidad a partir de precipitación directa de un sistema acuoso sin existir

reemplazamiento. Uno de los problemas más significativos para el estudio de la

dolomita, es que no ha podido ser precipitada en el Laboratorio a partir de

aguas marinanorma. Por estas razones, es necesario utilizar métodos

geoquímicos sofisticados para poder probar si se trata de dolomita de

reemplazamiento; estos métodos son principalmente isotópicos.

25

Aparentemente la dolomita no precipita ni se disuelve directamente en aguas

marinas, lo que sugiere que el agua marina se encuentra aproximadamente en

saturación con respecto a la dolomita; en tal forma que precipitación o

disolución, de efectuarse, es imperceptible.

HIPÓTESIS DE DOLOMITIZACIÓN

La mayor parte de la dolomita presente en el registro geológico, es producto

secundario; esto es, como producto de reemplazamiento de antiguos

carbonatos. A bajas temperaturas, la difusión de iones es extremadamente

lenta aún para los parámetros geológicos, por lo que el proceso de

dolomitización no puede ser una reacción en estado sólido. De hecho, el

proceso se debe de llevar a cabo por medio de una simultánea disolución del

carbonato de calcio y precipitación de dolomita, a partir de una solución acuosa

que fluye a través de la roca. En general, dos requisitos importantes se deben

establecer para que la dolomitización se efectúe: a) La relación Mg/Ca del

fluido debe ser suficientemente alta como para que se efectúe el fenómeno y b)

Debe de existir un mecanismo capaz de hacer pasar una cantidad suficiente del

fluido a través de la roca para que la reacción sea totalmente efectuada. Se

han propuesto varios mecanismos para explicar este proceso de dolomitización

y a continuación se mencionan algunos de ellos.

1.-Reflujo por Evaporación.- En 1960 Adams y Rhodes sugirieron un

mecanismo basado en sus observaciones en el complejo arrecifal pérmico en

Texas y Nuevo México. La hipótesis cumplía con los dos requisitos principales

26

y sugería que la evaporación del agua marina hasta el punto de precipitación

del yeso, produciría una movilización de iones de calcio del agua marina, con el

consecuente aumento de la relación Mg/Ca en agua marina por encima del

valor normal de 5.6. Esta misma evaporación produciría un aumento en la

densidad del agua, por lo que ésta tendería a hundirse hasta el fondo de la

cuenca (Fig. 6) de evaporación en donde entrará en contacto con los

sedimentos y rocas previamente depositados; en los que los poros se

encuentran ocupados por el agua marina normal. La velocidad de flujo va a

depender del contraste y de la permeabilidad del material subyacente. De esta

forma, el agua con relación alta de Mg/Ca puede fluir en grandes volúmenes a

través de los sedimentos previamente depositados. En 1965 Deffeyes, Lucia y

Weyl reportaron sus estudios en la Isla Bonaires, en donde mostraron un

ejemplo de dolomitización reciente, asociada con la precipitación del yeso. La

porción sur de la isla se encuentra subyacida por calizas pleistocénicas

compuestas principalmente por arrecifes de algas y corales. Existe un arrecife

reciente hacia mar adentro, el cual ha aportado el material suficiente como para

producir una barrera en la costa sur de la isla. En la zona detrás de la barrera,

existen lagos hipersalinos que se encuentran por debajo del nivel del mar.

En el lago principal llamado Pekelmeer, se depositaron sedimentos marinos

normales antes del completo desarrollo de la barrera; pero en los últimos

cientos de años se ha acumulado yeso. Es de particular interés el hecho de

que durante la mayor parte del año entra al lago agua marina normal en forma

de manantiales; esto es debido a que el lago se encuentra por debajo del nivel

27

del mar. A pesar de que constantemente se introduce agua marina normal al

lago, y de que esta no tiene salidas superficiales, la salinidad del lago nunca

llega a alcanzar las concentraciones necesarias para la precipitación de la

halita. La única forma lógica de explicar este fenómeno es haciendo que las

soluciones con altas concentraciones fluyan hacia fuera del lago (Fig. 6); y la

única vía posible es a través de los sedimentos y rocas pleistocénicas

subyacientes (Fig. 6). En este ejemplo de Bonaire, la precipitación de yeso ha

causado un incremento en la relación molecular Mg/Ca de 5.2 en agua marina

normal a valores mayores a 20 en las soluciones concentradas que están

mostrando que estas dolomitas se han formado en los últimos 1,000 años.

Otros ejemplos recientes existen en marcos similares, como serían lagos

efímeros desérticos y zonas de supramarea, como serían los casos de las

costas del Golfo Pérsico y la Isla Andros en Bahamas.

Existen muchos ejemplos en el récord geológico en donde esta hipótesis de

dolomitización explica en forma lógica la ocurrencia de la dolomita;

principalmente por su asociación con sedimentos evaporíticos. Sin embargo,

existen ocasiones en donde no se presenta la asociación dolomita-evaporita y

esto puede ser explicado de dos formas: la primera, implicando una disolución

posterior de las evaporitas; y la segunda, que otro mecanismo fue el formador

de la dolomita. El otro mecanismo formador de dolomita ha sido estudiado por

Land y Badiozamani; y se conoce como dolomitización tipo Dorag.

28

2.- Dolomitización tipo Dorag.- En esta hipótesis no interviene para nada la

evaporación del agua marina; sino que el proceso se lleva a cabo por medio de

la intersección entre el agua marina o sobresaturada y aguas freáticas

continentales (Fig. 7). Según esta hipótesis la dolomitización se lleva a cabo en

la zona de mezcla (Fig. 7) entre estos dos tipos de aguas y durante largo

tiempo. Las principales características que diferencian a una hipótesis de la

otra se presentan en la Figura 8.

29

D E L T A S

Un gran volumen de partículas sedimentarias son transportadas de los

continentes por las corrientes fluviales, las cuales depositan parte de estas

partículas en sus cauces o en zonas cercanas a ellos. La mayor parte de estas

partículas son depositadas en las desembocaduras de las corrientes fluviales al

entrar éstas a grandes masas de agua como serían los océanos y lagos. Este

conjunto de sedimentos depositados por las corrientes fluviales en grandes

masas de agua (lagos u océanos), sedimentológicamente se le conoce como

depósitos deltaicos. Al entrar la corriente fluvial a una masa mayor de agua

(cuenca de depósito), pierde energía y por lo tanto la capacidad de transportar

las partículas que llevaba consigo. Por ello, es lógico pensar que las partículas

más grandes tenderán a depositarse en zonas cercanas a la desembocadura

del río; mientras que las partículas más finas serán acarreadas con mayor

facilidad hacia la porción interior de la cuenca de depósito y tenderán a ser

dispersadas en ésta, en forma radial a partir de la desembocadura del río;

cubriendo el depósito de partículas finas un área mayor que el de partículas

gruesas. Esta dispersión diferencial de sedimentos producirá, en forma teórica,

una geometría característica de los cuerpos deltaicos; en donde tendremos que,

en planta, los depósitos deltaicos tenderán a tener una forma de abanico (Fig.

1), siendo el vértice de éste la desembocadura del río; mientras que en tres

dimensiones tenderá a ser un cono. Por esta razón el cuerpo sedimentario

recibe comúnmente el nombre de abanico o cono deltaico. El volumen de

30

material depositado en el delta se encontrará en proporción directa con la

cantidad de material que sea aportado por el río, y por las condiciones y

procesos dominantes en la cuenca de depósito. De esta forma tenemos que los

grandes depósitos deltaicos recientes se encuentran asociados a corrientes

fluviales de grandes proporciones, como sería el caso del Río Misisipi, Volga,

Hong-Ho y Amazonas. En forma general, los deltas formados en lagos o en

zonas marinas, tendrán características similares; aunque es obvio que los

deltas lacustres serán de menor tamaño que los deltas marinos. Debido a que

los deltas marinos presentan mayor diversidad en sus características

sedimentológicas, serán los que se discutirán aquí; pudiéndose aplicar estos

mismos conceptos a los deltas lacustres.

Dado que los depósitos deltaicos son el resultado de la interacción de la

corriente fluvial y de los procesos reinantes en la cuenca donde desembocan,

los depósitos deltaicos estarán sujetos y regidos al mismo tiempo por las

condiciones hidráulicas reinantes. En esta forma, es necesario considerar el

contraste en las densidades de las aguas, que puede existir; por lo que se

pueden presentar tres tipos principales de flujo producidos por estas

densidades. 1) Flujo Homopícnico. En este caso las densidades del agua

fluvial como el de la cuenca son iguales, por lo que en la desembocadura del río

existe una mezcla continua ( dependiendo de la cantidad de sedimento) y las

partículas son dispersadas en forma radial ( Fig. 2ª). 2) Flujo Hiperpícnico.

La densidad del agua fluvial es mayor que en la cuenca de depósito, por lo que

las aguas fluviales tenderán a fluir por debajo de las aguas de la cuenca,

31

acarreando el sedimento hacia la porción interna y restringiendo el desarrollo

del delta (Figura 3 ) 3) Flujo Hipopícnico. Aquí las aguas fluviales son de

menor densidad que la cuenca, por lo que las aguas fluviales tenderán a fluir en

la porción superior, soportadas por las de mayor densidad y de esta forma la

dispersión de sedimentos será mayor, provocando el máximo desarrollo del

depósito deltaico (Fig. 2c). Los dos primeros tipos de flujo son característicos

de deltas lacustres, mientras que el último es característico de deltas marinos

(aunque existen deltas marinos que presentan los dos primeros casos de flujo

producidos por las diferentes densidades. Los deltas marinos van a estar

regidos también por los procesos dominantes en el área marina (mareas,

corrientes, etc.) (Fig. 3). En sí, la morfología de los deltas marinos va a estar

regulada por estos procesos, de aquí que tengamos tres tipos principales de

deltas debido a ello: a) Deltas dominados por ríos, b) Deltas dominados por

mareas y c) Deltas dominados por corrientes (Fig. 4).

a) Deltas dominados por Ríos:- Existen ríos que aportan una gran cantidad

de material a los mares; por lo general este tipo de ríos tienen un caudal

considerable, el cual vence con facilidad la energía que opone el mar. Esto

provoca que el material que aporta el río sea introducido mar adentro, para

luego ser dispersado por las corrientes marinas. Debido a que la energía

fluvial es mayor que la marina, esto provoca que al transcurrir del tiempo (y

al existir depósitos deltaicos sucesivos), el punto de desemboque del río se

traslade hacia mar adentro, lo que se conoce como progradación de un

delta. En otras palabras, a través del tiempo el delta avanza hacia mar

32

adentro. Este tipo de deltas son los que llegan a formar grandes volúmenes

de depósitos deltaicos (Fif. 5).

b) Deltas dominados por mareas :- Cuando la energía del río no es lo

suficientemente fuerte como para vencer la energía marina, el sedimento

que aporta el río es depositado en un movimiento de flujo y reflujo entre

condiciones marinas fluviales, provocando que poco a poco el mar vaya

ganando terreno con respecto a la línea de costa original. Estas condiciones

de flujo y reflujo están dadas por las corrientes de marea precisamente (Fig.

6), provocando que el depósito deltaico sea de dimensiones pequeñas y

formado principalmente, por una serie de barras con su eje mayor en

dirección paralela a las corrientes de marea principales.

c) Deltas dominados por corrientes: - En algunas ocasiones, las corrientes

marinas no inciden en forma perpendicular a la línea de costa, sino que

presentan un cierto ángulo con respecto a ella. En este caso existirá un

componente principal de la energía producida por las corrientes, que se

desplazará en forma paralela a la línea de costa; provocando así una nueva

corriente conocida como corrientes paralelas a la costa. El sedimento que

es depositado por un río bajo estas condiciones, sufrirá un transporte en

forma paralela a la línea de costa por las corrientes mencionadas (Fig. 7).

Por estas razones, en realidad el delta no se podrá desarrollar en la

desembocadura del río; sino que más bien presenta como una serie de

33

depósitos paralelos a la línea de costa, los cuales reciben también el nombre

de depósitos de planicies de arrastre.

ESTRUCTURA DE UN DELTA

De acuerdo al concepto clásico, un delta está formado por tres tipos principales

de depósitos: secuencia superior, secuencia de avance, y secuencia inferior

(Fig. 8). Estas tres divisiones principales, pueden ser subdivididas, cada una de

ellas, en unidades más pequeñas; las que en realidad son depositadas en

condiciones ambientales bastante variadas.

Aún mas, existen otros ambientes asociados a depósitos deltaicos, que en

realidad se encuentran bordeando estos depósitos, pero que forman parte de

todo el sistema sedimentario.

Depósitos de la secuencia superior.

Los depósitos de la secuencia superior están formados principalmente por

sedimentos paludales y limos y arenas del frente deltaico. En menor proporción

se presentan depósitos de canal fluvial (canal o canales de aporte) y depósitos

de banco marginal. Asociados a este tipo de depósitos se econtrarán

sedimentos lodosos de bahías restringidas interdistributarias, que quedan

alojadas entre cada uno de los canales distributarios principales y los canales

de marea. Esta variedad de sedimentos están asociados unos con otros en una

forma muy compleja, pasando lateralmente de un tipo a otro.

34

Por estas razones, algunos autores prefieren darle el nombre de PLANICIE

DELTAICA, a esta asociación de ambientes. Las relaciones verticales y

horizontales de estos sedimentos pueden ser transicionales o bien abruptas,

según el o los subambientes de que se trate. La heterogeneidad en el

sedimento y las relaciones estratigráficas complejas de los mismos son las

características fundamentales de los depósitos de la secuencia superior deltaica

o planicie deltaica (Fig.9).

Depósitos de la secuencia de avance.

Los depósitos de la secuencia de avance están constituidos principalmente por

limos y arcillas del prodelta, así como de sedimentos compuestos por arena

media a fina, limos y arcillas depositados en el frente deltaico (Fig. 9). Esta

secuencia constituye la mayor parte del depósito deltaico, alcanzando

espesores de hasta 2,000 m en un solo delta.

Depósitos de la secuencia inferior.

Los depósitos de la secuencia inferior están constituidos principalmente, por

sedimentos arcillosos que fueron depositados en condiciones de muy alta

profundidad y hacia mar adentro; siendo este tipo de sedimento la última

influencia que deja sentir la corriente fluvial y por lo tanto, estos sedimentos

constituyen las partículas más pequeñas que transportaba dicho río. De hecho,

35

estos sedimentos constituyen los depósitos de plataforma externa y se

caracterizan por ser de pequeño espesor, y porque por lo general no presentan

una gran complejidad de facies.

SUBAMBIENTES DE UN DELTA

Como se dijo anteriormente, un delta puede ser dividido en un gran número de

subambientes, principalmente en la llanura deltaica. Estos subambientes van a

depender de la posición geográfica del delta, así como de las condiciones

climáticas persistentes en la región. La mayor cantidad de subambientes estará

localizada en la llanura deltaica y por estar esta zona en condiciones

parcialmente subáreas, existirán diferencias notables entre deltas de clima

tropical, subtropical, templado o polar. La discusión que se presenta a

continuación estará basada, tomando como modelo el Delta del Río Misisipi en

el Golfo de México, en un clima subtropical a templado y húmedo (Fig. 10).

SUBAMBIENTES SUBAEREOS DE LA SECUENCIA SUPERIOR

La parte más alta de una secuencia deltaica está compuesta principalmente por

depósitos paludales (Figs. 9 y 10), representados por arcillas orgánicas y

depósitos de turba.

Las arcillas ricas en materia orgánica son depositadas en áreas en donde

depósitos clásticos más gruesos son acarreados ocasionalmente, estos

36

sedimentos, por lo general, carecen de estratificación bien definida. Los

sedimentos se encuentran altamente bioturbados por raíces y otros organismos

rastreadores. Por lo general, estos sedimentos se presentan como una mezcla

homogénea de arcilla y limo con fragmentos de plantas. Los depósitos paludales

se pueden dividir en 5 subambientes que son: pantanos con escasa agua,

pantanos inundados, lacustres de agua dulce, delta lacustre de agua dulce y

relleno de canal.

Los depósitos de pantanos con escasa agua están compuestos por lodos negros

con alto contenido de materia orgánica; con ocasionales laminaciones de limos,

depositados durante inundaciones. Existe un alto grado de bioturbación, y los

fragmentos de plantas se encuentran muy bien preservados debido a las

condiciones altamente reductoras. Es frecuente encontrar concreciones de

hierro en forma de pirita. La pirita puede presentarse como pequeños cubos,

masas globulares, o bien reemplazando raíces pequeñas. En ocasiones es

común encontrar vivianita; mientras que es sumamente rara la presencia de

carbonato de calcio.

Los depósitos de pantanos inundados son similares a los anteriores; sin

embargo, el contenido de materia orgánica es menor. Los depósitos están

compuestos principalmente por arcillas, con aislados lentes de limos. En

ocasiones es posible encontrar caparazones de insectos, así como restos de

carofitas. El contenido de Pirita y Vivianita es bastante bajo; mientras que son

frecuentes los nódulos y pequeñas concreciones de carbonato de calcio, el cual

37

se puede encontrar también en los planos de estratificación y en laminaciones.

Los nódulos de óxido de hierro son sumamente abundantes.

Los sedimentos lacustres de agua dulce son depositados en lagos sumamente

someros, pero de dimensiones considerables. Estos lagos, debido a su poca

profundidad, tienen oleaje y corrientes mucho muy suaves, casi imperceptibles.

Los depósitos de lagos de agua dulce consisten principalmente de arcillas de

color gris oscuro a negro, con lentes de limos, laminaciones extremadamente

finas, las cuales corresponden al depósito de arcillas floculadas y no floculadas,

producto de cambios rápidos en el Ph. Los sedimentos son sumamente

bioturbados. Es frecuente encontrar Pirita y Vivianita.

Los depósitos de deltas lacustres se llegan a formar, siempre y cuando un ramal

del río principal entre al lago. Estos depósitos serán similares a los del frente

deltaico normal aunque con volúmenes y dimensiones mucho menores, así como

la granulometría será mucho más fina; sin embargo, se pueden diferenciar de los

sedimentos descritos en el párrafo anterior en que la granulometría de este

pequeño delta es mucho más gruesa, con estructuras de socavamiento,

estructuras de carga y estratificación lenticular.

Los depósitos de relleno de canal están constituidos por sedimentos gruesos mal

clasificados, los cuales contrastan notablemente con los depósitos adyacentes.

Este tipo de depósitos es similar, sino es que igual, que cualquier otro tipo de

depósito fluvial y va a depender del tipo de corriente de que se trate.

38

SUBAMBIENTES SUBACUATICOS DE LA SECUENCIA SUPERIOR O

FRENTE DELTAICO

La porción subacuática (debajo del nivel medio del mar) de los depósitos de la

secuencia superior, corresponde a lo que comúnmente se conoce como los

depósitos del frente deltaico. Este es un subambiente con alta complejidad de

depósitos, cada uno con características bien definidas. En un delta activo que se

encuentra en estado de progradación, el frente deltaico es el punto de mayor

depósito de arenas, y el lugar donde se van a localizar los depocentros. El frente

deltaico puede ser dividido en los siguientes subambientes (Fig. 11): canales

distributarios, nivel subacuoso ,barra de desembocadura de distributario y barra

distal.

Canal distributario.- Un canal distributario es una corriente natural (Fig. 11), el

cual conduce parte del sedimento que proviene de la corriente principal, y que

por lo general se forma, ya como distributario, en condiciones marinas, siendo en

realidad una extensión del canal principal dentro del mar. Este canal distributario

se vuelve paulatinamente menos profundo hasta que pierde su identidad de

canal aguas adentro (pero dentro todavía de la porción más alejada del frente

deltaico). En la porción cercana a la costa la dirección general de flujo es hacia

aguas abajo, o sea hacia mar adentro; mientras que en las porciones más

alejadas del canal, la dirección de flujo se vuelve variable y la velocidad es

39

reducida notablemente; por lo que las partículas transportadas comienzan a

depositarse con mayor facilidad, excepto aquellas que por su tamaño puedan

aún ser transportadas por suspensión. Las estructuras sedimentarias más

comunes en estos depósitos son estratificación cruzada, rizaduras de corriente,

estructuras de socavado y superficies erosionales (canales). Fragmentos de

arcilla son incorporados en el sedimento durante épocas de poco flujo.

Estructuras de deformación suelen presentarse, y entre ellas se encuentran

estructuras de deslizamiento cerca de las paredes de los canales, así como

estructuras de carga.

Niveles subacuosos.- Estos son los límites submarinos o bancos que bordean

al canal distributario, y los cuales se forman como respuesta a la erosión y

cambios de flujo del canal (Fig. 11). Las mareas tienen un papel importante en

estos niveles ya que modifican y controlan su morfología. En ocasiones partes

del nivel subacuoso son expuestas por encima del nivel del agua durante marea

baja y se presentan como pequeños bancos de arena. Los depósitos de niveles

subacuosos están formados por arena muy fina y limos, con intercalaciones de

arcillas y fragmentos de plantas. Las estructuras primarias predominantes son

estructuras de marcas de corriente, estratificación cruzada en forma local, así

como raramente rizaduras de oleaje (ondulitas), estructuras de socavamiento,

bioturbación y concreciones de arcilla. Como estructuras de deformación

principal se tiene frecuentemente laminación convoluta.

40

Barra de desembocadura de distributario.- Una barra de desembocadura de

distributario es un banco de arena formado cerca del límite hacia mar adentro del

canal distributario (Fig. 11). La forma del banco es un resultado directo de la

disminución de la velocidad de la corriente y en falta de capacidad de la misma

para seguir transportando el sedimento, al salir del canal propiamente dicho. La

relación de sedimentación en este punto es excepcionalmente grande,

probablemente mayor que en ningún otro subambiente del delta. En este punto,

los sedimentos están sujetos a un continuo retrabajo por parte de las corrientes

marinas, así como por el oleaje. Por esta razón el sedimento predominante es

arena y limo. Laminaciones delgadas de fragmentos de plantas son frecuentes y

muestran pronunciados efectos de redondeamiento. Las estructuras primarias

predominantes son estratificación cruzada festoneada, rizaduras de corriente y

de oleaje; así como estructuras de carga. A medida que el delta sufre

progradación hacia mar adentro, estos depósitos son subyacidos por depósitos

de bahía interdistributaria o prodelta, los que llegan a contener gran cantidad de

materia orgánica. Al ser químicamente reducida esta materia orgánica, se

desalojan hidrocarburos (gas principalmente), los cuales pasan a los sedimentos

arenosos de la barra y producen una estructura característica llamada estructura

de flama.

Barra distal.- Hacia mar adentro de la desembocadura del canal distributario,

existe una zona donde predominan los limos y arcillas con altas relaciones de

sedimentación.

41

Este punto es el límite hacia mar adentro del ambiente frontal deltaico, que se

caracteriza por presentar una pendiente hacia las zonas de mayor profundidad

de la cuenca (Figs. 8 y 11). Las estructuras más frecuentes son estratificación

cruzada (planar y festoneada), socavación y relleno (Fig. 12), superficies de

erosión y diferentes tipos de rizaduras. Estas estructuras se repiten en una

forma alterada bien definida para cada delta, lo que sugiere que son producidas

periódicamente durante cambios estacionales. Esta zona es sumamente

favorable para una vasta fauna bentónica: por lo que son sumamente

abundantes las pistas y galerías, con intervalos completamente bioturbados, así

como frecuentes depósitos de fragmentos de conchas o bien conchas completas.

BAHIA INTERDISTRIBUTARIA

Este subambiente aún forma parte de los depósitos subacuáticos de la secuencia

superior; pero debido a que su sedimentación no se encuentra relacionada

directamente con el aporte fluvial, se discutirá separadamente del frente deltaico.

Los depósitos de la bahías interdistributarias (Figs. 10 y 11), forman parte

fundamental, de existir, de los sedimentos de la secuencia superior. Estas áreas

son cuerpos de agua abiertos hacia el mar y circundados por pantanos o niveles

subacuáticos, entre dos canales distributarios fluviales.

La abertura hacia el mar está formada por una serie de canales de marea, los

cuales separan a la bahía de la plataforma continental marina. La sedimentación

en estas bahías se lleva a cabo principalmente por medio de dos procesos: 1) el

sedimento de grano fino es depositado a partir de partículas en suspensión, y la

42

sedimentación se efectúa en esta zona debido a la falta de oleaje en el ambiente,

por lo cual las aguas de las bahías se comportan como si estuvieran

prácticamente estancadas. 2) La sedimentación de partículas más gruesas se

efectúa, por medio de canales secundarios provenientes de mar adentro, dando

lugar a sedimentos provocados por las corrientes de marea. Localmente se

presenta como característica fundamental la estratificación lenticular, debido a

épocas con escaso oleaje. Otras estructuras comunes en este ambiente son

laminaciones paralelas, estando las diferentes láminas diferenciadas por tamaño

de grano o coloración del sedimento. Depósitos de fragmentos de conchas e

intervalos bioturbados son sumamente frecuentes, aunado con gran cantidad de

materia orgánica que llega a preservarse fácilmente debido a las condiciones

altamente reductoras reinantes; lo cual produce una coloración oscura bastante

distintiva.

AMBIENTE DE PRODELTA

Los sedimentos que se encuentran en la porción más alejada de la línea de

costa, inmediatamente después del frente deltaico, son depositados en lo que se

conoce como el ambiente de prodelta. (Figs. 10 y 11), el cual se va a encontrar

en estrecha relación y va a ser parte fundamental de la progradación de todo el

sistema sedimentario; ya que estos depósitos van a constituir el punto de apoyo

para los demás sedimentos (Fig. 9). Algunos autores prefieren denominar a esta

zona como el talud del frente deltaico, debido a su característica morfológica,

aunque sedimentológicamente el término prodelta es aceptado a nivel mundial.

Los depósitos de prodelta son característicamente sedimentos lodosos (limos y

43

arcillas), predominando las arcillas y arcillas limosas. Estos depósitos forman

una zona de transición entre el sistema deltaico y los sedimentos finos de la

plataforma. Los depósitos de prodelta presentan laminaciones debido a

diferencias en la coloración o el tamaño de grano; siendo estas laminaciones la

estructura primaria característica del ambiente. En las porciones cercanas al

frente deltaico, el sedimento es más limoso y son comunes las estructuras

laminares paralelas y lenticulares. Ocasionalmente se presentan rizaduras de

muy pequeñas dimensiones, así como estratificación gradada en pequeña escala

en los estratos limosos. En los sedimentos alejados del frente deltaico,

predominan las arcillas y la diferencia de estratificación por tamaños es menos

frecuente. En estas arcillas la mayor parte de la laminación que se llega a

apreciar está dada por diferencias en la coloración. Los fragmentos de conchas

son comunes en toda la secuencia del prodelta, con bioturbación moderada a

baja. El ambiente de prodelta puede llegar a confundirse con mucha facilidad

con sedimentos lodosos de plataforma; y en estos casos sólo se puede lograr la

diferenciación de ambos ambientes si se tiene un buen control tanto vertical

como horizontal de los sedimentos. A medida que geográficamente nos

alejamos más de la línea de costa, las bioturbaciones que se presentan en el

sedimento son mejor definidas pero menos abundantes.

AMBIENTES LODOSOS DE PLATAFORMA (SECUENCIA INFERIOR DEL

DELTA)

Este ambiente se encuentra principalmente representado por depósitos de arcilla

(hacia mar adentro del prodelta), donde el material de grano fino es depositado

44

muy lentamente. La diferencia en estratificación es principalmente debida a

diferencias en coloración, con una casi imperceptible estratificación gradada (Fig.

10).

PRINCIPALES CUERPOS DE ARENA DELTAICOS

Se conoce de ejemplos recientes y ejemplos en el récord geológico que la

progradación de un delta (migración del delta hacia mar adentro), produce

extensos cuerpos de arena. Los dos tipos principales de cuerpos de arena

producidos durante el depósito de un delta son: capas de arenas del frente

deltaico y barras dendríticas. Estos cuerpos de arena forman importantes

trampas de hidrocarburos.

Capas de arena del Frente Deltaico

En el Delta del Río Misisipi (Fig. 13) en la porción oriental del Delta de La

Fourche, estas capas de arena cubren un área total de 675 km2 y tienen un

espesor que varía de 7 a 30 m. El cuerpo de arena se adelgaza hacia mar

adentro. Hacia tierra adentro estas capas de arena están sobreyacidas por

aproximadamente 12 m de depósitos paludales. Presenta arenas con

estratificación cruzada de origen fluvial que han sido incorporadas al cuerpo

arenoso total.

Las capas de arena están formadas en sí por depósitos de barra de

desembocadura de distributario, así como limos y arenas del frente deltaico.

45

Estas arenas son distribuidas lateralmente por las olas y acumuladas a lo largo

de la línea de costa.

Estas capas de arena aumentan de espesor hacia los canales distributarios y se

extienden sobre grandes áreas.

Barras de arena dendríticas (Fig. 14)

El continuo desarrollo de barras de arena en la desembocadura de los canales

distributarios a medida que el delta avanza hacia mar adentro, produce cuerpos

de arena elongados, los cuales se ramifican en forma dendrítica. Estos cuerpos

de arena tienden a ser incluidos dentro de los sedimentos finos del prodelta,

produciendo un engrosamiento (aumento de espesor). Estas barras pueden

tener espesores de hasta 70 m con una anchura de 7 a 8 km y se pueden

extender por distancias de más de 50 km. En sección transversal la barra de

arena dendrítica presenta una forma biconvexa típica (Fig. 14). Debido a la

compactación de los lodos del prodelta estos lodos pueden intrusionar los

cuerpos de arena en forma de lodos dipíricos. Las estructuras sedimentarias

predominantes son rizaduras de corriente y por olas, estructuras en flama y en

menor proporción arena laminada. La alternancia de capas de arena y limo es

casi ausente en la parte superior. Cerca de la base las barras de arena

dendríticas son arenas limosas que en forma vertical, o sea hacia la cima, se

vuelven en casi arenas puras en la parte superior. Están presentes estructuras

de carga, así como otras estructuras deformacionales primarias. Los depósitos

de canal están constituidos por sedimentos gruesos, con escasas intercalaciones

46

de sedimentos lodosos. En estos depósitos de canal son abundantes las

estratificaciones cruzadas por migración de rizaduras, siendo aún más

abundantes en los bancos laterales del canal.

DESARROLLO DE SECUENCIAS REPETITIVAS LATERALES Y VERTICALES EN UN SISTEMA DELTAICO.

En muchos casos el crecimiento hacia mar adentro (progradación) de un delta se

detiene después de un cierto tiempo. Esto es producido principalmente cuando

el río cambia su curso en forma lateral y por lo tanto comienza a formar un nuevo

delta. La mayor parte de los deltas modernos constituyen una serie de abanicos

deltaicos, la cual algunos autores denominan imbricación del sistema deltaico.

Cada uno de estos abanicos en realidad constituye un ciclo deltaico. Se pueden

distinguir con facilidad dos fases diferentes en un ciclo deltaico, las cuales han

sido denominadas como fase construccional y fase destruccional. Durante la

fase construccional el río se extiende fuertemente hacia mar adentro; mientras

que durante la fase destruccional las corrientes marinas actúan activamente

sobre los depósitos construidos por el río. La fase destruccional comienza tan

pronto como el crecimeinto del delta disminuye en intensidad o es detenido por

completo por el cambio de la posición del río. El delta abandonado comienza a

compactarse y al mismo tiempo los sedimentos son retrabajados por corrientes

marinas y/o el oleaje.

El material fino es transportado hacia las bahías adyacentes y otras áreas

protegidas, lo que provoca que el sedimento restante esté compuesto

47

principalmente por arena “limpia”. Si la acción marina continúa actuando sobre

estos sedimentos puede llegar a producir barras de playas (bermas) o islas de

barrera. Estos procesos van a preservar los sedimentos deltaicos que se

encuentran por debajo de la acción marina. La secuencia vertical de un delta,

por lo tanto, es el resultado de la progradación del mismo (Figs. 15 y 16).

Si tiempo después el río vuelve a cambiar de curso, una nueva fase

construccional es iniciada y la depositación se forma encima del antiguo delta; el

cual previamente ha sido semiconsolidado y ha sufrido un poco de retrabajo. Un

excelente ejemplo de estas condiciones las presenta el Delta del Río Misisipi en

donde se presenta un complejo sistema de imbricación deltaico con (por lo

menos) 7 periodos diferentes de crecimiento del delta.

La secuencias tanto verticales como horizontales de un delta se caracterizan por

secuencias repetitivas, durante el periodo construccional, porque la

granulometría del sedimento se vuelve más grueso hacia la cima en una

secuencia vertical; y en forma similar en sentido horizontal se va a tener una

gradación granulométrica encontrándose las partículas más gruesas cerca del

desemboque del río y las más finas hacia mar adentro (Fig. 17).

48

PLATAFORMA CLASTICA

I.- GENERALIDADES

Una plataforma continental es considerada aquella área marina que abarca

desde la línea de costa hasta el cambio brusco, topográfico, denominado talud

continental; o bien, cuando este talud no existe, hasta una profundidad

aproximada de 200 m. Las plataformas clásticas están distribuidas a lo largo de

las márgenes continentales, sin tener ningún control geográfico longitudinal. Las

dimensiones de la plataforma van a depender de las condiciones locales y, en

forma general, las plataformas situadas sobre márgenes pasivas tienen una

mayor extensión que las que se encuentran situadas en márgenes activas. En

estas áreas es donde se efectúa el depósito de los sedimentos clásticos

derivados de los continentes y que son transportados hasta las cuencas

oceánicas por ríos y glaciares, para ser distribuidos posteriormente, en la

plataforma, por corrientes marinas de varios tipos. En forma general el

sedimento clástico se puede encontrar distribuido sobre la plataforma siguiendo

un patrón granulométrico, en el cual se tendrán sedimentos gruesos hacia la

línea de costa, y la granulometría disminuirá (se hará más fina) a medida que

avanzamos hacia mar abierto. Esto está dado ya que la zona de aporte (ríos y

glaciares) se encuentra precisamente en la línea de costa; por lo que los

sedimentos más gruesos tenderán a depositarse cercanos a ella, mientras que

los sedimentos finos serán transportados por suspensión hacia el interior, para

finalmente ser depositados.

49

II.- CONTROLES GEOLÓGICOS EN LA SEDIMENTACIÓN

A.-APORTE. Según Emery, cerca del 70% de las plataformas continentales

actuales están cubiertas por sedimentos antiguos. Estos sedimentos fueron

depositados en épocas anteriores y bajo condiciones diferentes, pero se

encuentran ahora en esta posición debido a las frecuentes transgresiones y

regresiones marinas. Los depósitos modernos de plataforma abierta, están

constituidos por sedimentos que van de arcilla limosa a limo arcilloso,

principalmente. En la zona interna de la plataforma se encuentran

frecuentemente limos costero o arena fina, comúnmente asociados y conocidos

como depósitos de arena de tormentas, las cuales fueron depositadas durante

periodos de tormenta, caracterizados por vientos huracanados a altas

velocidades. La población de organismos en una plataforma lodosa puede ser

altamente variable de una plataforma a otra, y dependerá exclusivamente de las

condiciones propias de la plataforma en cuestión; y en forma paralela, estará

asociada la bioturbación producida por estos organismos. Los sedimentos finos

característicos de estas plataformas lodosas, es originado por los sedimentos

que aportan principalmente los ríos y constituye la mayor parte del material que

el río transporta en suspensión; que posteriormente es distribuido por las

corrientes marinas sobre la plataforma.

B.-REGIMEN HIDRAÚLICO. Por régimen hidráulico entendemos la energía

marina que es capaz de transportar partículas clásticas a través de la plataforma

y depositarlas. Esta energía marina está dada por las corrientes marinas, las

50

cuales pueden ser de varios tipos y cada uno de estos tipos puede desplazarse a

diferentes velocidades, imprimiendo así diferentes niveles energéticos. Los tipos

de corrientes principales son: corrientes de marea, corrientes por diferencia de

densidades, corrientes asociadas a oleajes sobre la superficie del agua

(corrientes por olas), corrientes de fondo marino y corrientes paralelas a la costa.

En zonas donde no existen obstáculos físicos, como sería en mar abierto, las

velocidades de las corrientes son por lo general lentas; en comparación con las

zonas donde si existen estas barreras, como serían los estrechos, bahías, etc.

Esta diferenciación en las velocidades de las corrientes, tiene una influencia en el

tipo de sedimento que transportan y por consiguiente en el tipo de depósito que

forman; así como en las estructuras primarias sedimentarias. Otro tipo de

corrientes que se presentan con gran frecuencia en estos ambientes son

corrientes producidas durante tormentas; las cuales por sus características

tienen gran influencia en la sedimentación.

C.- FLUCTUACIONES EN EL NIVEL DEL MAR. A través del tiempo geológico el

nivel medio del mar no se ha conservado en un punto fijo, sino que éste cambia

constantemente. Estos cambios en el nivel del mar, pueden ser producidos por

fenómenos tectónicos o periodos glaciares e interglaciares. Los cambios del

nivel del mar, con respecto a un punto geográfico, es lo que dará a las

transgresiones. De esta forma tendremos que en diferentes tiempos geológicos,

un mismo punto se podrá encontrar a diferentes profundidades y por

consiguiente los sedimentos que en él se acumulen son de diferente tipo. Si este

mismo principio es aplicado para una plataforma clástica, es lógico pensar que

51

las relaciones de sedimentación y transporte dentro de la plataforma serán

diferentes, producto de las fluctuaciones en el nivel del mar.

D. FACTORES QUIMICOS. Existen ciertos factores químicos que van a estar

alterando la composición del sedimento dentro de la plataforma. Estos factores

serán el Eh y Ph, los cuales a su vez estarán regidos por las condiciones

climáticas de cada plataforma. En algunas plataformas clásticas, tendremos

gran influencia de organismos, así como la precipitación de carbonatos de calcio,

sílico-aluminatos, hidróxidos de manganeso y sílice bioquímico. En forma

semejante, la materia orgánica será preservada o no, según sean las

condiciones químicas del área.

E. PROCESOS FISICOS.- Los procesos físicos que intervienen en la distribución

y sedimentación de las partículas clásticas son en sí las corrientes marinas.

a) Corrientes oceánicas. Este tipo de corrientes está dado por la circulación

oceánica. Esta circulación de las aguas oceánicas se lleva a cabo por

diferencias de temperaturas entre las diferentes latitudes terrestres. Estas

diferencias de temperaturas causan zonas mayor o menor presión

barométrica, produciéndose así el flujo de agua.

b) Corrientes de marea.- Estas corrientes son el resultado de la atracción

gravitacional entre la luna y el sol. La luna al estar en relación con la

52

superficie terrestre crea cierta atracción la cual es registrada por las

superficies marinas, creando así el flujo de un lugar a otro.

c) Corrientes metereológicas. Al haber cambios de presión y temperatura,

vamos a tener distintos tipos de corrientes. Esas fuerzas inducen 4

movimientos de agua que son: 1) corrientes conducidas por aire;

2) corrientes oscilatorias de dirección de onda; 3) tormentas agitadas; y

4) corrientes junto a la costa de olas inducidas a lo largo de la costa.

SEDIMENTACION DOMINADA POR TORMENTAS(VIENTOS Y CONDUCCION DE ONDULACIONES)

ORIGEN

Está dado por el régimen hidráulico y factores metereológicos (verano e

invierno).

REGIMEN HIDRAULICO

Caracterizado por un fuerte aspecto estacional, la acción más intensa ocurre en

plataformas estables, con vientos y mayores áreas en mar abierto. La fuente de

poder más intensa durante las tormentas de invierno que es acompañado por

corrientes residuales paralelas a la línea de costa con velocidad cerca de la

superficie de 50 a 70 cm/seg.

En la plataforma de Oregon-Washington la fluctuación está dada por corrientes

semipermanentes como la de California-Davidson. La corriente Davidson

53

influye directamente sobre la plataforma provocando una migración de ésta en

invierno y reversible en verano. Esta velocidad de corriente de pocos

centímetros es incapaz de erosionar el fondo marino.

MAREAS BAJAS

De 2 a 3 mts. y corrientes rotacionales de marea con otro efecto en el fondo

incapaces de retrabajar la superficie del sedimento en el interior de la

plataforma por ser relativamente débiles.

MAREAS ALTAS

En el invierno las fuerzas de viento y tormentas oceánicas que mueven mareas

a través de la plataforma con velocidad de 40 a 70 cm/seg. Capaces de

erosionar y transportar sedimentos que se mueven en forma cruzada alrededor

del límite de la plataforma.

La efectividad de estas corrientes tienen un significativo incremento por la

propagación de olas y tormentas en el norte del Pacífico, propagación a través

de la plataforma, trae consigo el origen de rizaduras simétricas por olas fuera

del agua con capas de 204 mts. de espesor. Tormentas moderadas y de mayor

desplazamiento crean rizaduras en el fondo de la plataforma con fajas que

sobrepasan los 100 mts. de espesor.

54

FACIES SEDIMENTARIAS

Son controlados por el acarreo de sedimentos, el régimen hidráulico y la

bioturbación de organismos bentónicos.

ARENA

Se extiende mar adentro, hasta profundidades de 50-100 mts. y consisten en

gravas antiguas, arenas, arenas muy finas y una mezcla de las dos últimas;

compuestas por cuarzo, feldespastos y fragmentos de roca (arenas dentríticas

modernas); las arenas antiguas la constituyen diatomitas, radiolarios,

foraminíferos y la más común, glauconita.

ARENA LODO

Producto del retrabajo orgánico de la arena y la facies de lodo, la bioturbación

presenta una estructura sedimentaria primaria en la parte externa de la

plataforma por el retrabajo reciente de lodo y residuo transgresivo de arena.

LODO

Tiene una parcial distribución que predomina en la parte media de la plataforma

y en partes fuera de ella de porcentajes entre 10 a 40 cms.

TIPOS DE INFLUENCIA DE ESTRATIFICACION DURANTE LAS

TORMENTAS

1.- Nivel del régimen de energía hidraúlica

2.- tipo de sedimento disponible

55

3.- Dirección de corrientes generadas por tormentas c/r a la marea baja y origen

del sedimento local de la plataforma.

4.- Distancia de la marea combinada con la profundidad del agua.

56

SEDIMENTACION DOMINADA POR MAREAS

ORIGEN

Los productos típicos de corrientes de marea en los mares son en forma de

base o de plataforma, son construidos como largas líneas de arenas en lo alto y

ondulaciones de arena que se descubren a lo largo de la costa, otras son

retrabajadas in-situ de material pre-existente, Aunque las corrientes de marea

son: bidireccionales, rectilíneas o rotatorias, se descubre esencialmente un

transporte de sedimento unidireccional, por causa de la decadencia de las

corrientes marinas, de su trayectoria y usualmente de velocidades de flujo

desigual en máxima fuerza o energía y duración; el lento efecto asociado con la

rotación de marea retrasa la periodicidad de depósito de sedimento, y una sola

dirección de corriente tiene aumento por otras corrientes, igual como las derivas

de corrientes de viento. La interacción de esos procesos son ejemplificados por

todo el mundo, esos regímenes hidraúlicos son un parcial equilibrio con la

plataforma y con la trayectoria de transporte de sedimento.

SEDIMENTOS

Los tipos de sedimentos que se integran en estos conjuntos de estructuras

formadas por corrientes de marea son: desde guijas hasta lodos, esto se da

por la gran variabilidad de aporte de material en una plataforma aunado con los

tipos de corrientes para su transporte y posteriormente para su depósito.

57

En la zona de toda la costa de Inglaterra se ejemplifican algunos tipos de facies

sedimentarias estudiadas en ese sitio, que son objeto del transporte a lo largo

de la dirección de las corrientes de mareas. En estas plataformas distintivas y

facies sedimentarias características de direcciones de corrientes de mareas

tienden a diferenciarse por: 1) máxima velocidad de corriente de mareas en

dirección de la superficie. 2) elongación de la elipse de la corriente de marea.

3) dirección y buzamiento de las caras de rizaduras de arena en el sotavento.

4) tendencia de las orientaciones de arena. 5) decrecimiento de tamaño de

arena. 6) decrecimiento de velocidad de corriente de marea y su dirección

cerca de la superficie.

Cuando son descubiertas o formadas completamente el contenido y las

trayectorias de transporte de sedimentos se forman diferentes zonas que son:

1) barras de arena. 2) rizaduras de arena. 3) parches o conjuntos de arena y

4) zonas de lodo.

ESTRUCTURAS PRIMARIAS (Figura 1)

1) BARRAS DE ARENA

Son longitudinales paralelas a la plataforma y la máxima velocidad de corriente

es la responsable para una supuesta estructura de flujo de viento. Están

compuestas por encima de 15 km. de largo y 200 m. de ancho, que son fijadas

por núcleos de grava. Típicas condiciones por estas formaciones incluyen

velocidades máximas de 100 cm/seg. Kenyon en 1970 distinguió cuatro tipos

de acuerdo con su morfología externa. Presentan variada estratificación como

58

consecuencia del tipo de corrientes que las forman sobre la línea de marea

baja.

2) RIZADURAS DE ARENA

Son en gran escala con crestas bien definidas y estrechas de igualmente cara

de deslizamiento, éstas son características de plataformas marinas. La

asimetría de estas plataformas es frecuentemente en dirección y cerca de la

superficie, tienen consideración como indicadores responsables recientes

corrientes de mareas. Esta idea es fundamentalmente apoyada o soportada

por un dato como parámetro de dirección de las rizaduras de arena, son

conformables con los datos de transporte de arena y éstos ocurren con esa

adecuada velocidad de corriente, bajo y moderado de actividad de olas y

pronunciada asimetría de una corriente elíptica de marea.

El estudio de la migración de las rizaduras de arena no se tienen obtenidas

exactamente y se pregunta la pequeña relación entre las rizaduras de arena y

las condiciones hidraúlicas presentes, porque las rizaduras de arena tienen una

asimetría definida, ocasionalmente o son inversas simétricamente a lo largo de

la cresta de una sola ondulación de arena; se llega a la conclusión de que

existe un flujo secundario alrededor de las ondulaciones de arena. Los

complejos rasgos morfológicos de esa superficie de ondulaciones de arena

deben ser recordados en las estructuras internas pero hasta el momento los

datos son restringidos para el núcleo de estratificación cruzada.

59

3) PARCHES O CONJUNTOS DE ARENA

Tienen trayectorias de arena en forma de hoja de buena distribución de arenas

finas con grado verticalmente y lateralmente tiene distribución probablemente

de arena fangosa.

El más extensivo relativamente, estas facies nunca tienen reservada una o

alguna atención así como en otras facies. Esta es probablemente cubierta en

rizaduras y soporta una variada infauna; las facies resultantes por lo tanto,

reflejan un intento de interacción de estratificación con un material distintivo o

predominante en la estructura. Depositación por suspensión de sedimentos de

grano fino es retrabajado por organismos bentónicos que se consideran sus

efectos nulos en estos tipos de estructuras para su formación.

Como ejemplo (Figura 2) los tipos A, B, C, son característicos de zonas

situadas en zonas de erosión y de baja corriente. El tipo D en todo caso

ocurren entre las ondulaciones de arena en partes deficientes o de bajo

contenido de arena.

4) ZONAS DE LODO

Usualmente se localizan en el final del transporte por corrientes de marea. El

sedimento es movido paralelamente en suspensión o lateralmente a través de

una trayectoria de transporte o por ambos, el patrón de circulación de marea y

corrientes llevadas por el viento. Estos depósitos son controlados por

corrientes de marea que en el límite cortan con fuerza olas efectivas y

60

concentración de sedimento suspendido. Las acumulaciones de lodo se

depositan en una amplia variedad de situaciones, pero a causa de la actividad

de las olas tienen un control dominante igual en toda la extensión de las áreas

de lodo, son de aguas moderadamente profundas, con una combinación de

sedimento en suspensión de concentración moderada y baja eficiencia de las

olas permiten su acumulación.

PARAMETROS DE DISPERSION DE SEDIMENTOS

La distribución de facies en espacios sugiere la dispersión de sedimento

dominante y los parámetros de plataforma, son corrientes de mareas recientes

y éstas son probablemente paralelas a la línea de costa, estos parámetros

generales parecen controlados por corrientes de mareas y son algunas

realmente afectadas por las corrientes locales, igualmente como la base

fisiológica y aviabilidad de capas rugosas o expuesta a olas tempestuosas.

El revelado de la secuencia de transporte más completa es un área de 400 km

de largo, pero algunos son incompletos, otros convergen o divergen. Zonas de

convergencia marcan sitios de depósito de material predominante y están

representadas por ondulaciones de arena de planicies con montañitas de arena,

tal como en la costa este de Inglaterra, zonas de material predominante en

partes son más comunes y son esencialmente áreas de erosión (Figura 3).

61

La depositación puede ocurrir en zonas de material predominante partiendo

cuando hay una inferencia de arena de la línea de marea baja a la combinación

del efecto de aporte de retraso de marea y el del sentido de rotación de los

vectores de corrientes de marea. Como conclusión, la arena no es enteramente

derivada de toda la trayectoria o trasladada por retrabajado del Holoceno, pero

incluye material de la línea de marea baja, tiene importantes implicaciones

concernientes a los mecanismos de dispersión de arenas y abasto en fondos de

plataformas marinas (Figura 3).

TALUD CONTINENTAL CLASTICO Y PLANICIES ABISALES

El talud continental es la frontera entre los depósitos de plataforma y las

grandes profundidades oceánicas. Está definido como aquellas partes de la

margen continental que tienen pendientes mayores a 1.5. Los taludes

continentales cubren menos del 7% de la superficie terrestre sumergida bajo los

océanos con longitudes totales que exceden los 110,000 km, ocupando un

área total de más de 60 millones de kilómetros cuadrados. El talud continental

es relativamente abrupto con ángulos típicos de 3 a 6; y están comúnmente

disectados por cañones y escarpes con pendientes que exceden los 15. El

talud comienza, en forma general a los 100 ó 200 m. de profundidad donde

termina el límite de la plataforma y pierden su pendiente entre los 1500 y

4000 m donde comienzan las planicies abisales; cuando se encuentran

asociados a trincheras pueden descender hasta los 10,000 m. La anchura de

62

estos taludes tiene un rango de 10 a 100 km. Los cañones comúnmente

atraviesan todo el talud en forma perpendicular y por lo tanto el cañón se

convierte en verdaderos ríos submarinos con un gran caudal y masa

transportada que es depositada en los abanicos abisales.

Los depósitos sobre el talud continental son comúnmente sedimentos pelágicos

y hemipelágicos de grano fino depositados por suspensión. Las estructuras

más importantes que se encuentran en los sedimentos sobre el talud son

laminación convoluta y estructuras de deslizamiento (Slumps) producidos por la

acción de la gravedad y el peso de los sedimentos.

63

ABANICOS ABISALES

Los abanicos abisales son sedimentos en forma cónica, en donde el ápice del

cono se encuentra asociado con la desembocadura de un cañón submarino

(Figura 1). Dentro de este cañón el sedimento es transportado por flujos de

masa entre los que se destaca flujo de escombros, flujo de grano y por

licuefacción y corrientes de turbidez. Dentro del cañón el transporte se llevará a

cabo por medio de estos cuatro tipos de flujo indistintamente; pero cada uno de

estos flujos depositará una secuencia sedimentaria bien definida la cual se

muestra en las figuras 2, 3, 4 y 5.

Estos diferentes depósitos estarán presentes (todos) cerca de la

desembocadura del cañón para ir disminuyendo a medida que se adentra a la

planicie abisal. Al desembocar el cañón submarino en la planicie abisal el flujo

pierde energía (en forma similar como la de un delta) provocando el depósito de

los sedimentos en forma diferenciada (Figura 6), provocando de esta forma que

exista una gradación granulométrica en sentido horizontal, encontrándose los

sedimentos más gruesos cercanos a la desembocadura del cañón y

disminuyendo el tamaño del grano a medida que nos alejamos de esta zona,

debido a que la influencia del cañón será menor en las zonas alejadas. En las

porciones más distales del abanico los sedimentos pasarán transicionalmente y

se interdigitarán con los sedimentos pelágicos de las planicies abisales. La

porción donde recibe la mayor influencia del cañón o sea en las partes cercanas

a la desembocadura de éste se le conoce comúnmente como el abanico

superior y se caracteriza por una gran cantidad de canales distributarios. La

64

porción alejada a la desembocadura del cañón se le conoce como el abanico

inferior. El abanico superior (Figura 6) se caracteriza por una topografía

abrupta (Figura 7) asociada a los canales principales, mientras que la porción

media disminuye esta topografía ya que en este tamaño (Figura 7). Hacia la

parte inferior la superficie es más o menos suave.

1. Abanico superior .- En forma general se caracteriza por una topografía

cóncava hacia arriba y una depresión central que es ocupada por el canal

principal, con sus correspondientes bancos marginales (Figura 7). Este

abanico también es llamado abanico interno (Figura 8) y se caracteriza

litológicamente por una abundancia en sedimentos gruesos (arena media o

gravas) principalmente en las arenas de canal. Hacia los lados del canal

estos sedimentos se interdigitan con las facies de abanico medio y externo,

así como con sedimentos pelágicos. En esta zona se pueden presentar los

cuatro tipos de flujo mencionados anteriormente.

2. Abanico medio .- Se caracteriza por la presencia de canales distributarios,

zonas interdistributarias y la formación de lóbulos de sedimentación en cada

uno de los canales distributarios (Figura 8). El tipo de material que se

encuentra en esta zona es principalmente arena, hacia la porción alta se

pueden encontrar erráticamente gravas, y hacia la parte inferior limos. Los

tipos de flujo que se presentan aquí son flujos por licuefacción, de

escombros y flujos de granos; presentándose ocasionalmente corrientes de

turbidez.

65

3. Abanico externo. - En esta zona la topografía es sumamente suave ya que

no se presenta ninguna clase de canales. Se caracteriza por sedimentos

finos de lodos y arenas (Figura 8), presentándose estratos alternados y

rítmicos de arenas y lodos en secuencias repetitivas dando como resultado

secuencia tipo flysh.

MODELO TURBIDITICO DE LA SECUENCIA BOUMA

Empíricamente se ha desarrollado un modelo de secuencia vertical que debería

de ser posible de encontrarse en los sedimentos de planicies abisales llamados

también TURBIDITAS. En realidad la secuencia completa que a continuación

se describirá raramente se encuentra en el campo (completa); de encontrarse

es factible que estén asociadas a las zonas cercanas a la desembocadura.

Esta secuencia vertical ha sido dividida en cinco facies que son fácilmente

distinguibles por sus características litológicas y sus estructuras primarias

(Figura 9); cada una de estas facies ha sido denominada, en forma ascendente:

A, B, C, D, E.

Facies A.- Consiste de conglomerados, areniscas conglomeráticas y arenas de

grano grueso con espesores generalmente mayores a 1 m pero que pueden

variar frecuentemente. La secuencia comienza con estructuras de canal o

socavamientos para continuar con una estratificación gradada, dentro de la

granulometría gruesa, presentando estratificación masiva. Esta facie esta

asociada principalmente a flujos turbidíticos.

66

Facies B.- Generalmente compuesta por arenas de grano medio o grueso con

estructuras paralelas laminares, llegando a presentar ocasionalmente

estructuras de socavamiento así como huellas de impresión. Estas facies se

encuentran asociadas generalmente a flujos de escombro.

Facies C.- Caracterizadas por arenas de grano medio a fino interestratificadas

con lodos, principalmente limos. Las principales estructuras que se encuentran

asociadas a estas facies son laminaciones convolutas, rizaduras y

estratificación ondulada. Estas facies se encuentran comúnmente asociadas

con flujos de licuefacción.

Facies D.- Consiste principalmente de arenas de grano fino estratificadas con

lodos (limos y arcillas), las cuales presentan característicamente laminaciones

paralelas. Cada uno de los estratos de arena es frecuente que presenten

estratificación gradada.

Facies E.- Consisten principalmente de estratos masivos de lodos clásticos

siendo mayor la cantidad de arcillas que la de limos, y se presentan

esporádicamente estratos muy delgados de arenas muy finas. No existen

estructuras sedimentarias definidas.

TURBIDITAS

67

Los sedimentos que comúnmente se conocen como turbiditas son aquellas

secuencias que de alguna forma y otra presentan toda la parte de la secuencia

Bouma descrita anteriormente. Estos sedimentos pueden ser divididos en dos

tipos principales que son las turbiditas proximales y las turbiditas distales. Cada

una de estas turbiditas tiene características precisas que están dadas según el

lugar de depósito en el abanico medio (turbiditas proximales); o bien en abanico

externo (turbiditas distales). (Figura 10). Las características y las diferencias

entre las turbiditas proximales y distales, se encuentran resumidas en la

( Figura 11).

CONTOURITAS

Existe un sistema de corriente característica de profundidades abisales que se

presentan con un movimiento paralelo del talud continental llamadas corrientes

de contorno profundo (Figura 2). Este tipo de corrientes transportan sedimentos

bastante parecidos a las turbiditas, pero debido a su distinta forma de depósito,

tienen características propias y son incluidos dentro de los sedimentos

conocidos, contouritas. Este tipo de sedimentos frecuentemente se encuentran

asociados y en forma general en cambio de facies laterales con las turbiditas y

los sedimentos propios del talud; por lo que es necesario distinguir unos de

otros. En las figuras 13, 14 y 15 se encuentran las características y diferencias

entre contouritas, turbiditas proximales y turbiditas distales en cuanto a las

estructuras primarias, tipos de estratificación y constituyentes de cada uno de

los sedimentos.

68

I.- GENERALIDADES

En la constante interacción entre levantamientos tectónicos y la subsidencia y

sedimentación, existen un gran número de patrones sedimentarios que son

establecidos durante varias etapas del desarrollo histórico de una región dada.

Las plataformas carbonatadas forman una parte importante en este desarrollo.

Estas plataformas evolucionan en mares tropicales y subtropicales de poca

profundidad, en donde el material terrígeno introducido a estos mares es

inexistente o bien de muy poca importancia. Las relaciones de sedimentación en

estas áreas son bastante altas y están en relación directa con la subsidencia de

la zona. El término plataforma ha sido usado en diferentes formas y relaciones,

por lo que es preciso estipular la manera en que será usada en los párrafos

consecuentes.

Aquí nos referimos a plataforma sedimentaria como el área comprendida entre la

línea de costa y el límite superior del talud continental ( cuando este talud

propiamente no existe, el límite hacia mar adentro esta dado batimétricamente a

los *200 m de profundidad). Geográficamente los depósitos carbonatados

están restringidos a nivel mundial entre los 30N y los 30S; aunque en la

actualidad existen dos casos (Australia y el Mar del Norte) que caen fuera de

estos límites. Los depósitos carbonatados, en forma general, están asociados a

climas tropicales y subtropicales, semiáridos, con altas temperaturas y

69

evaporación, así como escasa precipitación pluvial, excepto durante épocas de

tormenta.

II.- TIPOS O MODELOS DE PLATAFORMAS.

Debido a que las plataformas carbonatadas van a estar controladas por la

topografía marina, los modelos o tipos de plataformas van a estar regidos por el

perfil batimétrico existente entre la línea de costa y las zonas de mar profundo o

cuenca. De esta forma tendremos dos perfiles batimétricos primordiales; y por lo

tanto dos tipos principales de modelos de plataforma carbonatada.

a.-Plataforma de Rampa.- En este tipo de plataforma, el fondo marino va

aumentando su profundidad en una forma constante y paulatina, sin existir

cambios batimétricos bruscos; por lo que en forma general presenta la apariencia

de una rampa entre la línea de costa y la cuenca (Fig. 1), se puede decir que en

realidad carece de un talud continental propiamente dicho, o bien que el talud es

en sí toda la rampa. En este modelo el límite entre la plataforma y la cuenca está

dado batimétricamente, y sedimentológicamente, es en realidad una zona

transicional entre los sedimentos de aguas someras (plataforma) y los de aguas

profundas (cuenca).

b.- Plataforma Restringida o Bordeadas.- En este tipo de plataforma el fondo

marino presenta un cambio brusco de profundidad, el cual está representado por

el talud continental (Fig. 2). Por lo general este tipo de plataforma presenta un

crecimiento arrecifal en el límite externo de la misma (mar adentro), el cual

70

acentúa el talud continental, siendo en sí un talud arrecifal. Este crecimiento

arrecifal no es esencialmente necesario, sino que se puede encontrar en su lugar

bancos oolíticos o similares. Por esta razón recibe el nombre de plataforma

restringida, ya que las zonas que se encuentran del arrecife o banco calcáreo

hacia la línea de costa se encuentran protegidas por una prominencia

topográfica, la cual soportará el mayor embate de la energía marina, dando lugar

a que las zonas protegidas se encuentren en condiciones de restricción de

circulación de corrientes marinas. La porción marina interna de la plataforma

estará supeditada a la poca energía que las corrientes y oleaje en su viaje hasta

la línea de costa. Este tipo de plataforma son las que presentan una mayor

diversidad de facies sedimentarias o subambientes.

III.-ESQUEMA GENERAL DE FACIES

Es lógico pensar que si tenemos dos modelos diferentes de plataformas

carbonatadas; las facies sedimentarias que existan en cada uno de estos

modelos tendrá que ser un poco diferente uno de otro, así como las relaciones

tanto horizontales como verticales que estas facies guardan entre sí. Debido a

que el Modelo de Plataforma Restringida es el que tendrá una mayor cantidad y

variedad de subambientes, en la presente discusión se presentarán las

principales facies sedimentarias de este modelo, pudiéndose adoptar y adaptar

estas mismas facies a un Modelo de Plataforma, con ligeros cambios; y por

supuesto sin tomar en cuenta las facies arrecifales y periarrecifales. En la figura

3 se muestran las 9 diferentes facies sedimentarias principales en que puede ser

subdividido un Sistema de Plataforma Carbonatada. Estas facies sedimentarias

71

se conocen comúnmente como las Facies Standard de Wilson. Las facies 1 a 4

en realidad pertenecen a ambientes de cuenca, y la facies 9 representa

ambientes costeros. En consecuencia, se podrá observar que las facies propias

de plataforma (aguas someras), en realidad corresponde a las facies 5 a 8, de

donde las facies 5 y 6 corresponde a la Plataforma Externa y las facies 7 y 8, a la

Plataforma Interna; por supuesto para un modelo de Plataforma Restringida.

Para un modelo de Plataforma de Rampa, no existirían las facies 5 y las facies 3

y 4 se encontrarían resumida en una sola facie.

A.- CUENCA

1.- Estos sedimentos se acumulan principalmente en profundidades

intracratónicas o bien en zonas cratónicas marginales. Los depósitos aquí

acumulados se encuentran depositándose por debajo de la zona de disminución

de oxígeno, por lo que tenderán a existir condiciones euxínicas dando como

resultado poca actividad orgánica y como consecuencia muy poca bioturbación o

nula. La escasa bioturbación que llega a existir consiste de pistas muy bien

desarrolladas. Los sedimentos que se acumulan en estas facies consisten

principalmente de capas orgánicas, arcillosas y laminaciones carbonatadas de

composición pelágica (organismos planctónicos). La litología carbonatada que

se encuentra primordialmente son mudstones y mudstones arcillosos.

2.- En esta facie existe buena circulación de aguas y por lo tanto oxigenación

suficiente; con mayor cantidad de fauna que en la facie anterior, aunque aún

predominan las pistas. Litológicamente consiste de lodos clásticos y

72

carbonatados, predominando los mudstones, wackestones y packstones (estos

últimos en menor escala). En las zonas muy cercanas al talud se pueden

encontrar fragmentos derivados de aguas someras.

3.- Esta facie está localizada en la parte más baja del talud continental; por lo

que los depósitos pelágicos se encuentran interestratificados con material

transportado de la plataforma. Este transporte se lleva a cabo principalmente por

flujos de gravedad (corrientes de turbidez, flujo de granos, flujo por licuefacción y

flujo de escombros). En el modelo de Plataforma Restringida esta facie forma

parte del Pre-arrecife o Talud Arrecifal,mientras que en el Modelo de Plataforma

de Rampa forma en realidad una zona de transición entre los sedimentos de

plataforma y los sedimentos de cuenca.

4.- Los sedimentos de estas facies son depositados en la parte superior del talud,

por lo que se encuentra la zona de mayor pendiente. El tipo de flujo que

transporta este sedimento es principalmente flujo de escombros, el cual acarrea

el material desde las zonas de menor profundidad (plataforma). Estas facies se

caracterizan por una litología bastante variada y por tener una estratificación muy

irregular debido a la gran cantidad de deslizamientos que se presentan. Es muy

frecuente encontrar estratificación nodular, así como estratificación tipo flaser,

todo con alta bioturbación.

73

B.- PLATAFORMA

5.- En el modelo de Plataforma Restringida esta facie es la que forma

precisamente el límite externo de la plataforma, estando representado en forma

general por crecimientos carbonatados (arrecifes), los que por ellos mismos

llegan a formar un ambiente sedimentario que puede ser considerado por

separado. Estas formaciones orgánicas son de carácter variable dependiendo

del tipo de organismos que se encuentren construyendo el cuerpo arrecifal, el

marco tectónico del lugar, la energía hidráulica del mar, y de los cambios

eustáticos del nivel del mar. La relación existente entre los organismos que

construyen el arrecife presenta grandes variaciones y por lo tanto una gran

variedad de texturas y estructuras carbonatadas.

Por estas razones esta facie es considerada como un ambiente separado dentro

del sistema de plataforma carbonatada; algunos autores llegan a considerarlo

como un sistema sedimentario por sí solo. Debido a la complejidad que esta facie

presenta, es mejor tratada a fondo en el siguiente capítulo.

6.- Esta facie esta constituida por bancos de arena carbonatada. Entendemos

por arena carbonatada a un sedimento constituido por partículas del tamaño de

la arena pero cuyos constituyentes son partículas sedimentarias no clásticas.

Estos bancos de arena están formados principalmente por oolitas, peletoides y

fragmentos de organismos, que son acumulados en ciertas zonas sobre la

plataforma por corrientes marinas. El tipo de corrientes que transportan estas

partículas no clásticas carbonatadas, son principalmente corrientes de marea,

74

corrientes de oleaje, corrientes de fondo sobre la plataforma, corrientes de

densidad y corrientes paralelas a la costa. Debido a que las partículas son

transportadas y sedimentadas por más de un tipo de corriente, estos bancos

generalmente presentan estratificación cruzada, así como rizaduras. Debido a

que estos bancos se encuentran a poca profundidad, su cima en ocasiones

puede estar a menos de 10 m de profundidad y en otras más, llega a estar

expuesta subaéreamente durante marea baja, frecuentemente son colonizados

por organismos bentónicos que llegan a producir cierta bioturbación en el

sedimento. Estos bancos llegan a formar packstones y grainstones oolíticos,

peletoidales o de bioclactos. Son el producto de acumulación en zonas de alta

energía, por lo que frecuentemente se encuentran limpios de lodo calcáreo; el

cual es fácilmente transportado por las corrientes. En ciertas instancias, estos

bancos llegan a formarse en el límite de la plataforma, dando las condiciones

necesarias para que la plataforma pueda ser considerada dentro de un modelo

de Plataforma Restringida; aunque no exista ningún crecimiento arrecifal

importante. Por otro lado, en cualquiera de los dos modelos expuestos, los

bancos pueden formarse casi en cualquier lugar dentro de la plataforma, aunque

casi siempre quedan incluidos en la porción exterior de la plataforma, o mejor

dicho (cuando no existe otra evidencia) a partir de ellos se considera la porción

externa de la plataforma.

7.- Esta facie se le denomina también como facie de plataforma abierta. Esta

nomenclatura nace a partir de que esta facie puede presentarse,

geográficamente, entre el arrecife y los bancos, o bien después del banco hacia

75

la línea de costa. En esta facie existen condiciones de Eh y pH normales para

mar abierto, aunque batimétricamente presenta poca profundidad. El sedimento

que compone esta facie esta formado principalmente por pelas fecales y

peletoides, con menor cantidad de intraclastos y bioclastos; principalmente

organismos bentónicos. Los sedimentos que se acumulan en esta facie, forman

generalmente, mudstones y wackestones, y muy pocas veces packstones; pero

se nota en estos sedimentos una alta influencia de zonas de aledañas.

8.- Esta facie es denominada también como lagunas marginales. Cuando se trata

de un modelo de rampa, muchas veces resulta difícil distinguir las facies de

laguna marginal con las facies ningún banco de arena. En forma general, las

lagunas marginales están constituidas por sedimentos mas finos (lodos

calcáreos) y tienen una mayor cantidad de bioclastos (ya sea como fragmentos u

organismos completos); siendo estos bioclastos compuestos principalmente por

moluscos. Estas facies también se distinguen por la gran cantidad de pelas

fecales dentro de los lodos calcáreos. Cuando la laguna marginal se encuentra

delimitada hacia mar adentro por un banco calcáreo y hacia tierra por la línea de

costa, es sumamente frecuente encontrar condiciones reductoras, así como pH

sumamente ácidos; lo que da lugar a una gran preservación de materia orgánica.

En forma general, aunque se presenten condiciones reductoras, esta facie tiene

una gran actividad orgánica (la mayor dentro del sistema de plataforma, con

excepción de los arrecifes)., lo que provoca una intensa bioturbación de los

sedimentos. Otra característica fundamental es la gran cantidad de algas

marinas que habitan esta zona. Es sumamente frecuente encontrar marcas de

76

corriente, ya sea por corrientes paralelas a la costa o por corrientes de marea.

Esta zona suele tener cierto aporte de sedimentos clásticos debido a que se

encuentra como límite con la zona continental (línea de costa); este aporte de

terrígenos se puede llevar a cabo por medios eólicos (el más común) o bien por

pequeñas corrientes fluviales de poca energía.

C.- SUPRAMAREA

9.- Las facies de supramarea asociadas a plataformas carbonatadas son por lo

general planicies evaporíticas (sabkhas), aunque en ocasiones pueden ser

playas carbonatadas, en donde el material clástico y no clástico se encuentra en

proporciones similares. En esta facie es frecuente encontrar horizontes

carbonatados producto de material acarreado de la plataforma hacia el

continente durante períodos de tormentas; a este tipo de material se le conoce

comúnmente como tormentitas, y puede ser de composición y texturas muy

variadas. En forma general este ambiente se caracteriza por contener

sedimentos evaporíticos, clásticos finos (limos y arcillas) y erráticos horizontes

calcáreos. La fauna de estos depósitos está casi totalmente constituida por

carpetas de algas (estromatolitos) y algunos gasterópodos, así como otros

organismos terrestres.

IV.- CONDICIONES DE RESTRICCION EN LA PLATAFORMA

77

Debido a su posición geográfica, así como a las condiciones de poca profundidad

que existen en las plataformas carbonatadas, existirán ciertas condiciones

físicas, químicas y biológicas que van a estar controlando los sedimentos que

aquí se depositen. Las restricciones principales que existirán serán: geográficas,

salinidad y faunísticas.

Restricciones geográficas:- Estas restricciones geográficas implican la

presencia, dentro de la plataforma, de barreras que delimiten las lagunas. Estas

barreras (barreras geográficas), pueden estar formadas por crecimientos

arrecifales o por barras oolíticas, irregularidades en la topografía, o simplemente

una plataforma sumamente extensa que no permita una circulación adecuada

para el intercambio de aguas marinas. Todas estas barreras geográficas se

traducen en una pérdida energética por parte de las corrientes marinas, debido a

fuerzas de fricción con las barreras. Esta pérdida de energía da como resultado

una diferenciación en la sedimentación; consistiendo de sedimentación de

partículas gruesas en las zonas de mayor energía (plataforma externa) y

partículas pequeñas en las zonas de menor energía (plataforma interna y

lagunas). Esta restricción geográfica es de vital importancia para poder crear las

condiciones reductoras en las facies lagunares, y en forma paralela están

asociadas a la formación de las barras oolíticas.

Restricciones en la salinidad:- La existencia de una barrera efectiva para

delimitar y restringir el intercambio de aguas marinas con el mar abierto,

78

provocará un cambio en la salinidad del agua dentro de la plataforma y

principalmente dentro de las zonas lagunares. Al no existir un buen intercambio

de aguas con el mar abierto y al mismo tiempo haber una alta evaporación, la

salinidad en las zonas restringidas se incrementará considerablemente; lo que

provocará, según sean estos incrementos en la salinidad, la precipitación de

minerales evaporíticos (debido a la alta concentración de sales) o bien a producir

corrientes por diferencia de densidades en la salinidad que a su vez traduce en

transporte y depósito de sedimentos. De la misma forma, una alta salinidad

producirá una disminución en la productividad orgánica, ya que no todos los

organismos marinos pueden soportar altas salinidades; en forma paralela, esto

afectará al tipo de sedimento que se esté depositando en estas condiciones.

Dependiendo del clima, esta salinidad puede ser del tipo hipersalino (+36 ppm de

NaC1 asociado usualmente a regiones áridas; o bien del tipo hiposalino (-36ppm

de NaC1) asociado a áreas tropicales con considerable precipitación.

Restricciones faunísticas:- Restricciones geográficas y en salinidad tienen una

influencia directa en el contenido faunístico del área y por consiguiente del

sedimento. Cuando existen condiciones excesivas, como las antes mencionadas,

la fauna asociada muestra una diversidad sumamente baja, esto es una gran

cantidad de organismos pero todos pertenecientes a unas pocas especies. Esto

es debido a que estas pocas especies son las únicas que pueden soportar

condiciones tan adversas. A partir de estas relaciones se puede llegar a

interpretaciones sumamente interesantes de paleoambientes en el registro

79

geológico, y de esta forma poder hacer ciertas elugubraciones paleoclimáticas y

paleogeográficas.

V.- BANCOS DE ARENA CARBONATADA

Como arena carbonatada se denomina a aquel tipo de sedimento que está

constituido por partículas del tamaño de arena pero cuyas partículas son no

clásticas. Las partículas no clásticas que forman estos sedimentos son ooides

(principalmente oolitas), peletoides, pelas fecales, fragmentos de organismos,

grapestones y granos envueltos. De todos estos tipos de partículas, los que

forman la mayor parte de las arenas carbonatadas son las oolitas y los

fragmentos de organismos. Estar partículas llegan a ser transportadas por las

corrientes marinas y depositadas en zonas de alta energía, formando por ellos

mismos cuerpos conocidos comúnmente como bancos. Existen cuatro tipos

principales de bancos de arena carbonatada que son: a) Barras de Marea; b)

Cinturones de Arena; c) Dunas; y d) Capas de Arena.

a.- Barras de marea:- Los ejemplos clásicos de las barras de marea

carbonatadas se encuentran en la porción sur de Bahamas, los cuales se

extienden por cerca de 100 km con una amplitud de aproximadamente 45 km.

Las principales características de estas barras se presentan en la Figura 4. El

factor crítico que va a determinar si un cuerpo de arena calcárea se desarrolla en

una barra de marea o en un cinturón marino, será la preponderancia de flujos de

marea diarios, sobre las otras corrientes del área. En ocasiones estas corrientes

de marea llegan a tener velocidades de hasta 200 cm/seg. Estos cuerpos de

80

arena carbonatada son similares a los bancos de arena clásticos formados por

mareas. Presentan estructuras primarias similares como son estratificación

cruzada festoneada y rizaduras; las diferencias radican principalmente en la

constitución de las partículas y en que los de origen calcáreo raramente llegan a

formar islas de barrera. Cada barra de marea llega a tener dimensiones de 0.5 a

1.5 km de ancho por 12 a 20 km de largo, con alturas de 3 a 9 m. Cada una de

las barras está separada de las demás por canales de marea. Estos canales

llegan a tener de 2 a 7 m de profundidad y por lo general están cubiertos por

algas marinas. A pesar de las altas velocidades de las corrientes de marea,

existen pocos lugares actualmente en donde se presenten ondulaciones de

arena en el piso de estos canales. Sin embargo, sobre el eje de las barras de

marea existen una gran cantidad de ondulaciones de arena, las cuales son de

forma simétrica y orientadas en forma oblicua al eje de la barra. Megarizaduras

de pequeña escala y rizaduras son las estructuras dominantes en los flancos de

las barras. La orientación oblicua en la cresta de las barras indica que el flujo en

estos puntos es oblicuo al tren general de flujo. Aunque la gran masa de

sedimentos transportado por las corrientes de marea es paralelo a las barras, las

corrientes en la porción basal de las mismas, son refractadas hacia las crestas lo

que provoca una pérdida de energía con el consiguiente depósito y orientación

diferente al tren general de flujo.

b.- Cinturones de arena:- Existen cuerpos de arena orientados

aproximadamente paralelos al límite de la plataforma y el talud, los cuales han

sido denominados como cinturones de arena.

81

Estos cuerpos de arena presentan una gran variación en su forma, tamaño y tipo

de sedimento. Estos cuerpos de arena carbonatada pueden estar constituidos

por partículas esqueléticas indistintamente, sin que se haya podido comprobar

una tendencia preferencial. La figura 5 muestra un bloque diagramático de este

tipo de barras. Las principales características se muestran en la Figura 4. Estos

cuerpos sedimentarios tienen dimensiones que van de 1 a 4 km de ancho por 25

a 75 km de largo. Existen canales que disectan estos cinturones y su origen es

probablemente debido a periodos de tormenta; los cuales se encuentran

orientados en forma perpendicular al eje principal del cinturón de arena. Las

estructuras primarias que predominan son ondulaciones de arena (simétricas y

asimétricas), y rizaduras de pequeña escala. En ciertas ocasiones la cima del

cinturón de arena llega a estar a una profundidad de 0.5 m, durante marea baja.

El origen de estos sedimentos es una combinación entre corrientes de fondo

marino, así como una cierta aportación de las corrientes producidas por el oleaje.

C.- Dunas:- Este tipo de cuerpos son característicos de zonas cercanas a las

barras de marea o a los cinturones de arena, y como norma se encuentran en el

flanco de la línea de costa de los cuerpos arenosos antes mencionados. Casi en

su totalidad están formadas por material retrabajado dentro de la plataforma o

bien del material de exceso de los cuerpos adyacentes. Como característica

principal se tiene que sus dimensiones, en extensión, no son muy grandes

llegando a tener como estructura interna principal, estratificación cruzada tabular,

así como estratificación paralela.

82

d.- Capas de arena en la plataforma interior:- Estas son capas de material que

es distribuido por las corrientes en el interior de la plataforma. Por esta razón

presentan grandes extensiones sin ninguna orientación preferencial. El material

que compone estas capas esta constituido principalmente por oolitas, peletoides

y fragmentos de organismos. Los espesores de estas capas no son muy

grandes y contienen una gran cantidad de lodo calcáreo, lo que reduce

grandemente su porosidad inicial. Por otro lado, en estos sedimentos se aloja

una gran cantidad de fauna, lo que provoca una intensa bioturbación en los

sedimentos.

En general estos cuerpos de arena carbonatada (principalmente las barras de

marea y los cinturones de arena) son de gran importancia económica ya que

llegan a alcanzar buenas porosidades y permeabilidades; por lo que son

potenciales rocas almacenadoras de hidrocarburos y excelentes acuíferos. Por

otro lado, dada su constitución carbonatada, presentan condiciones formidables

para recibir mineralizaciones de tipo hidrotermal.

FIGURA 4

83

BARRAS DE MAREA CINTURON DE ARENA

Disposición Geográfica Cambio de pendiente dentro de la plataforma o en el límite

Borde de plataforma

Geometría Cinturón de arena calcárea paralelo al cambio de pendiente o con un ligero ángulo. Interrumpido por canales de

Cinturón paralelo al borde de la plataforma, sin formas definidas

Estructura Interna Estratificación cruzada perpendicular al eje de la barra. Rizaduras y muy escasa bioturbación.

Rizaduras, escasa estratificación cruzada. Altamente bioturbado en la parte inferior. Inclinación hacia mar adento.

Composición Fragmentos de organismos, gran cantidad de peletoides y oolitas.

FIGURA 5

DUNAS CAPAS DE ARENA EN LA PLATAFORMA INTERIOR

Disposición Geográfica Areas adyacentes de barras o cinturones,

Plataforma Interior

84

límite de plataforma o interior

Geometría Bordes paralelos a las barras o cinturones

Alfombras o carpetas extendidas

Estructura Interna Estratificación cruzada de gran escala, estratos paralelos, sin bioturbación.

Altamente bioturbados

Composición Fragmentos de organismos, peletoides y oolitas. Gasterópodos principalmente

Fragmentos de organismos, peletoides, intraclastos y oolitas. Gran cantidad de lodo calcáreo y organismos

ABANICOS ABISALES

Los abanicos abisales son sedimentos en forma cónica, en donde el ápice del

cono se encuentra asociado con la desembocadura de un cañón submarino (Fig.

1). Dentro de este cañón el sedimento es transportado por flujos y masa entre

los que se destacan flujo de escombros, flujo de grano y flujo por licuefacción y

corrientes de turbidez. Dentro del cañón el transporte se llevará a cabo por

medio de estos cuatro tipos de flujo indistintamente; pero cada uno de estos

85

flujos depositará una secuencia sedimentaria bien definida la cual se muestra en

las figuras 2,3,4 y 5.

Estos diferentes depósitos estarán presentes (todos) cerca de la desembocadura

del cañón para ir disminuyendo a medida que se adentran a la planicie abisal. Al

desembocar el cañón submarino en la planicie abisal el flujo pierde energía (en

forma similar como lo haría un delta) provocando el depósito de los sedimentos

en forma diferencial (Fig. 6), provocando de esta forma que existan una

gradación granulométrica en sentido horizontal, encontrándose los sedimentos

más gruesos cercanos a la desembocadura del cañón y diminuyendo el tamaño

de grano a medida que nos alejamos de esta zona, debido a que la influencia del

cañón será menor en las zonas alejadas. En las porciones más distales del

abanico los sedimentos pasarán transicionalmente y se interdigitarán con los

sedimentos pelágicos de las planicies abisales. La porción donde recibe la

mayor influencia del cañón, o sea en las partes cercanas a la desembocadura de

éste se le conoce comúnmente como el abanico superior y se caracteriza por

una gran cantidad de canales distributarios. La porción alejada a la

desembocadura del cañón se le conoce como el abanico inferior. El abanico

superior (Fig. 6) se caracteriza por una topografía abrupta (Fig. 7) asociada a los

canales principales, mientras que la porción media disminuye esta topografía ya

que en esta zona únicamente se encuentran canales distributarios de menor

tamaño (fig. 7). Hacia la parte inferior la superficie es más o menos suave.

86

1.- Abanico superior.- En forma general, se caracteriza por una topografía

cóncava hacia arriba y una depresión central que es ocupada por el canal

principal, con sus correspondientes bancos marginales (Fig. 7). Este abanico

también es llamado abanico interno (Fig.8) y se caracteriza litológicamente por

una abundancia en sedimentos gruesos (arena media a gravas) principalmente

en las áreas de canal. Hacia los lados del canal estos sedimentos se interdigitan

con las facies de abanico medio y externo, así como con sedimentos pelágicos.

En esta zona se pueden presentar los cuatro tipos de flujo mencionados

anteriormente.

2.- Abanico medio.- Se caracteriza por la presencia de canales distributarios,

zonas interdistributarias y la formación de lóbulos de sedimentación en cada uno

de los canales distributarios (Fig. 8). El tipo de material que se encuentra en esta

zona es principalmente arena, hacia la porción alta se pueden encontrar

erráticamente gravas, y hacia la parte inferior limos. Los tipos de flujo que se

presentan aquí son flujos por licuefacción, de escombros y flujo de grano;

presentándose ocasionalmente corrientes de turbidez.

3.- Abanico externo.- En esta zona la topografía es sumamente suave ya que

no se presenta ninguna clase de canales. Se caracteriza por sedimentos finos

de lodos y arenas (Fig. 8), presentándose estratos alternados y rítmicos de

87

arenas y lodos en secuencias repetitivas dando como resultado secuencias tipo

glysch.

MODELO TURBIDÍTICO DE LA SECUENCIA BOUMA

Empíricamente se ha desarrollado un modelo de secuencia vertical que debería

de ser posible de encontrarse en los sedimentos de planicies abisales llamados

también TURBIDITAS. En realidad la secuencia completa que a continuación se

describirá raramente se encuentra en el campo (completas); de encontrarse es

factible que estén asociadas a las zonas cercanas a la desembocadura. Esta

secuencia vertical ha sido dividida en cuatro facies que son fácilmente

distinguibles por sus características litológicas y estructuras primarias (Fig.9);

cada una de estas facies ha sido denominada, en forma ascendente: A,B,C,D,E.

FACIES A.- Consiste de conglomerados, areniscas conglomeráticas y arenas de

grano grueso con espesores generalmente mayores a un metro pero que pueden

variar frecuentemente. La secuencia comienza con estructuras de canal o

socavamiento para continuar con una estratificación gradada, dentro de la

granulometría gruesa, presentando estratificación masiva. Esta facie está

asociada principalmente a flujos turbidíticos.

FACIES B.- Generalmente compuesta por arenas de grano medio a grueso con

estructuras paralelas laminares, llegando a presentar ocasionalmente estructuras

88

de socavamiento así como huellas de impresión. Estas facies se encuentran

asociadas generalmente a flujos de escombros.

FACIES C.- Caracterizada por arenas de grano medio a fino interestratificadas

con lodos, principalmente limos. Las principales estructuras que se encuentran

asociadas a esta facie son laminaciones convolutas, rizaduras y estratificación

ondulada. Esta facie se encuentra generalmente asociada con flujos por

licuefacción.

FACIES D.- Consiste principalmente de arenas de grano fino a muy fino

interestratificadas con lodos (limos y arcillas), las cuales presentan

característicamente laminaciones paralelas. Cada uno de los estratos de arenas

es frecuente que presenten estratificación gradada.

FACIES E.- Consisten primordialmente de estratos masivos de lodos clásticos

siendo mayor la cantidad de arcillas que la de limos, y se presentan

esporádicamente estratos muy delgados de arenas muy finas. No existen

estructuras sedimentarias definidas.

TURBIDITAS

Los sedimentos que comúnmente se conocen como turbiditas son aquellas

secuencias que de una forma u otra presentan toda o parte de la secuencia

Bouma descrita anteriormente. Estos sedimentos pueden ser divididos en dos

tipos principales que son las turbiditas proximales y las turbiditas distales. Cada

89

una de estas turbiditas tiene características precisas que están dadas según el

lugar de depósito en el abanico medio (turbiditas proximales); o bien en el

abanico externo (turbiditas distales) (Fig. 10). Las características y diferencias

entre turbiditas proximales y distales, se encuentran resumidas en la figura 11.

CONTOURITAS

Existe un sistema de corrientes características de profundidades abisales que se

presentan con un movimiento paralelo al talud continental llamadas corrientes de

contorno profundo (Fig12).

Este tipo de corrientes transportan sedimentos bastante parecidos a las

turbiditas, pero debido a su distinta forma de depósito tienen características

propias y son incluidos dentro de los sedimentos conocidos, contouritas. Este

tipo de sedimentos frecuentemente se encuentran asociados y en forma general

en cambio de facies laterales con las turbiditas y los sedimentos propios del

talud; por lo que es necesario el distinguir unos de otros. En las figuras 13, 14 y

15 se encuentran las características y diferencias entre contouritas, tubiditas

proximales y turbiditas distales en cuanto a las estructuras primarias, tipos de

estratificación y constituyentes de cada uno de estos sedimentos.

90

ARRECIFES

I.- DEFINICION:

Un arrecife puede definirse como un promontorio sobre el piso marino, una

entidad de construcción propia que forma un sistema sedimentario dentro de si

mismo. Porque son construidos por organismos, los arrecifes fósiles son

depósitos de información paleontológica y los arrecifes modernos son

laboratorios para el estudio de ecología bentónica marina. Además, los arrecifes

fósiles enterrados en el subsuelo contienen un monto desproporcionalmente

grande de reservas de petróleo y gas comparados con otros tipos de depósitos

sedimentarios. A diferencia de otros depósitos sedimentarios, un arrecife no es

completamente producto de sedimentación física, sino que interviene una

comunidad de organismos que crecen en un lugar determinado por un periodo

indeterminado de tiempo.

II.- LOCALIZACION GEOGRAFICA:

La distribución de formación está en función del clima marino y del carácter del

piso oceánico. Los arrecifes de coral han sido asociados con los trópicos, pero

esto no es exacto. Se han encontrado al norte con Nojima Cope en la costa

japonesa a 35 N de latitud y a 32 S de latitud en la vecindad de Durban en

Sudáfrica; ambas son regiones subtropicales. Excepto por el área del Caribe, los

arrecifes coralinos muestran un desarrollo limitado en el Atlántico; alcanzan su

91

mayor desarrollo en el Pacífico y los mares conlindantes con Asía, hacia el este

del Pacífico y los mares colindantes con Asía, hacia el este del Pacífico, este

desarrollo va limitándose.

III.- CONDICIONES DE DESARROLLO: Un arrecife para poder desarrollarse

necesita contar con algunas condiciones fundamentales: la distribución que

presentan está relacionada con las características isotérmicas de las aguas

superficiales de mares y oceános. La temperatura promedio se encuentra

entre .33-38 C. Estos requieren de abundante luz, para la fotosíntesis de algas

simbióticas que contribuyen a la formación del arrecife. Se desarrolla a

profundidades entre 120 y 150 pies de máxima profundidad. Se forman en

aguas con un pH alrededor de 8.3.

IV.TIPOS DE ARRECIFES:

1.- Arrecifes interacción alga-coral: Los arrecifes más diseminados y

volumétricamente importantes en océanos modernos, son construidos por

corales y algas calcáreas. Estos se encuentran bien desarrollados en el lado de

barlovento de declives, islas y plataformas donde el viento es consistente y fuerte

hacia tierra.

Las especies constructoras de arrecifes en aguas someras, característicamente

producen abundante sedimento fino. El crecimiento de arrecifes dentro de las

92

zonas de oleaje nos provoca la formación de una rompiente de agua. Si la

plataforma es estrecha, esta estructura es frecuentemente paralela con la línea

de playa, formando entonces lo que llamamos arrecife de margen.

2.- ARRECIFES DE PARCHE: Son intercrecimientos de corales, algas y

organismos asociados, sus dimensiones están comprendidas entre 5 m

transversalmente y de 1 a 3 de elevación sobre las áreas de piso arenoso

circundante. Los grandes arrecifes son en su mayor parte agregados de nódulos

de coral. Estos arrecifes generalmente no están zoneados, se elevan de

profundidades de 20 m a unos pocos metros de la superficie. Los arrecifes de

parche forman desde pináculos hasta paredes y mocroatolones. Los corales

cubren de un 10-45% de substratos rígidos y comprenden del 40-80% de la

masa sólida del arrecife. En la parte superior tenemos nódulos de coral y en la

base corales ramificados. Muchas de las rocas de la superficie están cubiertas

por algas coralinas, las cuales están incrustadas en corales muertos. El interior

de estos arrecifes contienen muchas cavidades, debidas a disolución biológica,

principalmente de corales. Cerca de la salida, las paredes de las cavidades

están incrustadas con bivalvos, algas coralinas, foraminíferos, etc;

profundizando dentro del arrecife, la proporción de paredes cubiertas por

organismos vivos decrece hasta cero. Está estimado que de un 30, 50% del

volumen del arrecife es ocupado por cavidades abiertas y llenas de sedimento.

93

3.- Arrecifes de barrera: Los arrecifes a lo largo del borde de la plataforma van

desde barreras continuas hasta parches aislados, distribuidos irregularmente a lo

largo del margen. En algunas áreas, el margen de la plataforma tiene 5 m o más

de profundidad y el piso marino se encuentra cubierto por áreas de crecimiento

del coral principalmente masivo y colonias hemisféricas con sólo arrecifes de

domo de algas rompiendo la superficie. Los arrecifes de barrera son zoneados y

con un complejo sistema de sedimentación. Este tipo de arrecife es

frecuentemente cortado por canales que bisectan al arrecife.

4.- Atolón: Se define como el conjunto de arrecifes más o menos continuos que

se encuentran rodeando una laguna en la cual no hay islas ni otras tierras

emergida; los atolones pueden tener una variedad de formas, sus tipos están

determinados por los patrones de una serie de islas representativas. Sus

dimensiones máximas son de 21.7 X 9.3 millas náuticas.

5.- Arrecifes de banco: Estos arrecifes están caracterizados por una serie de

bancos en la zona cercana a la costa, los cuales están cubiertos por una

comunidad de algas calcáreas y corales ramificados. Los bancos tienen hasta 3

km de largo por 1 km de ancho. Todos los bancos muestran una marcada

zoneación. En la margen de barlovento hay corales dendríticos, ramificados y

algas coralinas. En la parte superior hay jardines de pasto marino.

94

6.- Arrecifes de domo de algas: Ocurren mar adentro hacia las márgenes de

rompimiento pronunciadas en los declives de las islas. Tienen forma de copa y

ocurren sobre los 10 m de altura teniendo unas pocas decenas de diámetro.

Visto de planta, es circular, elipsoidal o en forma de luna creciente. En tres

dimensiones, los arrecifes tienen forma de vaso o taza invertida, con lados de

pendientes escabrosas. Cerca de la base vamos a tener algas cafés.

7.-Litoherma (alta profundidad): Se va a encontrar a una profundidad entre 600

y 700 m. Va a estar cubierto por una entrada de arena carbonatada, formado

principalmente por esponjas; los organismos fijos en la roca componen una

secuencia concéntrica.

V. BIOHERMA Y BIOSTROMA:

Son unidades estratigráficas; van a definirse de la siguiente manera:

1.- Bioherma: Está caracterizado por ser estructuras de crecimiento vertical con

tendencia a forma de domo que se encuentra rodeado por otras litologías.

2.- Biostroma: Presenta una acreción lateral de crecimientos carbonatados de

origen orgánico.

95

VI. RELACION ORGANISMOS-TIEMPO GEOLOGICO:

A través del tiempo geológico los organismos que han formado construcciones

arrecifales, han ido cambiando; debido a su dominación, así como a la evolución

biológica. Algunos de estos organismos que en algún tiempo formaron arrecifes,

se encuentran extintos, y en la presente discusión, estos organismos extintos se

denotan con un asterisco (*). Los primeros arrecifes que se presentan en el

registro geológico, se encuentran en el Paleozoico Temprano, y estos arrecifes

fueron formados por *Arqueociatidos y Algas principalmente. Durante el

Paleozoico Medio *Estromatoproideos son los principales organismos

formadores de arrecifes; para que los arrecifes del Paleozoico Tardío fueron

formados primordialmente por Algas y Briozoarios. Al principio del Mesozoico,

esto es durante el Triásico, existe un equilibrio dinámico en la formación de estas

construcciones biógenas por tres grupos principales que son Corales, Esponjas y

*Estromatoporoideos. El jurásico está representando por una predominancia de

Corales; mientras que los arrecifes del Cretácico fueron formados,

principalmente, por *Rudistas. Desde el Terciario hasta el Reciente, los corales

han sido y siguen siendo los principales organismos formadores de arrecifes.

RELACIONES GENERALES DE LOS ARRECIFES DE MARGEN DE PLATAFORMA

Los arrecifes que se encuentran situados a lo largo de la margen de plataforma

varían desde barreras continuas, hasta parches de corales irregularmente

distribuidos a lo largo de la margen. En algunas áreas, como sería el área de

96

Bermuda, la margen de la plataforma se encuentra a profundidades de 5 m ó

más, y en el fondo marino se encuentra cubierto por amplias áreas con

intercrecimiento de colonias de corales masivos, hemisféricos, quedando en la

superficie arrecifes de algas en forma de copas. Más comúnmente los arrecifes

de margen de plataforma forman verdaderos arrecifes de barrera; en donde

existe una complejidad de zoneamientos, entre los arrecifes vivientes y los

sedimentos derivados de ellos. Este tipo de complejo de margen de plataforma

está frecuentemente segmentada por canales, los cuales pasan a través del

arrecife. Arenas compuestas por fragmentos esqueléticos, son frecuentemente

acarreados por estos canales hacia la cuenca.

ZONA DE LA CRESTA ARRECIFAL.-Es la porción más somera del complejo

arrecifal, la cual crece en la zona de rompiente de las olas. Esta es la parte más

alta del arrecife en cualquier etapa de su crecimiento, y si se encuentra en aguas

someras, es la parte superior del arrecife que recibe la mayor parte de la energía

eólica y la acción de las olas; la composición de la cresta arrecifal dependen de

la fuerza de embate del viento y las olas. En zonas de muy alta energía,

únicamente los organismos con características incrustantes pueden sobrevivir,

generalmente organismos en forma de carpetas. Cuando la intensidad de las

olas es de moderado a fuerte, los organismos incrustantes siguen siendo

dominantes, pero también son comunes organismos en forma de hoja o con

ramosidades cartas y gruesas. En localidades donde la energía es moderada,

son frecuentes los organismos hemisféricos o masivos, con zonas erráticas de

97

organismos arrecifales de forma ramosa; la comunidad como tal conserva una

diversidad baja.

Sedimentológicamente podemos decir que la cresta arrecifal va a estar

compuesta principalmente de BINDSTONES y FRAMESTONES.

ZONA FRONTAL DEL ARRECIFE.- Es una rampa de inclinación irregular en la

cual la mayor parte del intercrecimiento de algas y corales se encuentra hacia el

lado de mar (abierto) adentro de la cresta arrecifal.

Esta zona se extiende desde la zona de rompiente de olas hasta una profundidad

indeterminada, generalmente no mayor a 100 m. En arrecifes recientes existe

comúnmente en este punto un cambio fuerte en la pendiente, mientras que en

arrecifes fósiles la zona de abundante crecimiento arrecifal gradualmente pasa a

sedimentos de la zona Pre-Arrecifal. Comparaciones estrictas en arrecifes modernos

y fósiles son difíciles, debido a que en arrecifes modernos el fondo marino comprendido

de la zona de rompientes hasta una profundidad aproximada de 12 m. está cubierto por

corales robustos, ramosos de Acropora Palmata; y esta especie se ha desarrollado

recientemente. Estas formas ramosas se encuentran muy raramente en arrecifes

fósiles. En su lugar las formas fósiles más abundantes son esqueletos masivos,

laminaces o hemisféricos formando FRAMESTONES y en ocasiones BINSTONES.

98

Esta zona comúnmente tiene una topografía característica llamada Surco y

Montículo; consiste de barras arrecifales casi lineales, separadas una de otra por

sedimentos de piso de canal.

Esta topografía se encuentra más desarrollada en aguas someras o en el cambio

de pendiente. La mayor parte de esta zona tiene una forma bastante diversa con

organismos constructores, de organismos que varían en forma de hemisféricos,

ramosos columnares, dentríticos o planares. Organismos accesorios varían y

varios organismos que viven en los huecos (Ninchos) entre los corales como

serían algunos braquiópodos, bivalvos, algas coralinas y algas calcáreas

(Nalimeda) son comunes. En arrecifes recientes donde los organismos

constructores son corales, esta zona se extiende comúnmente hasta los 30 m de

profundidad aproximadamente. La roca más común que se forma en esta zona

son FRAMESTONES pero la variedad en las formas de crecimiento pueden dar

lugar a BINSTONES Y BAFFLESTONES.

Por debajo de los 30 m la acción del oleaje es casi inexistente y la luz está casi

atenuada. La respuesta de algunos metazoarios formadores de arrecifes a estas

condiciones es la de incrementar su superficie por lo que únicamente tienen un

pequeño punto de apoyo y una amplia, pero delicada, extensión en forma

laminar.

La zona más profunda de crecimiento de algas carbonosas y algas calcáreas

verdes en arrecifes coralinos recientes es aproximadamente 70 m, este límite

superior puede depender de varios parámetros, quizás el más importante sea la

99

sedimentación; por lo que este límite inferior debe de ser usado con precaución

en la interpretación de arrecifes de un carácter fósil.

Los sedimentos del frente arrecifal son de dos tipos:

1. Sedimento interno entre las estructuras del arrecife, generalmente lodo

calcáreo, que da como consecuencia una matriz de MUSTONE o

WACKESTONE en la roca.

2. Arenas gruesas y gravas (carbonatadas) en los canales que se encuentran

entre los arrecifes. Este último sedimento ha sido raramente observado en

arrecifes fósiles.

Como resultado de numerosas observaciones en arrecifes modernos, se deduce

que la mayor parte de los sedimentos generados en la parte superior del frente

arrecifal y en la cresta arrecifal es transportada episódicamente por tormentas

hacia arriba y por encima de la cima de esta zona, y es acumulado en el lado

protegido de la cresta arrecifal: Sin embargo, los sedimentos de la parte

intermedia e inferior del frente arrecifal son transportados hacia la zona del Pre-

Arrecife. Material de aguas someras es introducido a la zona del frente arrecifal

únicamente cuando este material es transportado por los canales a través del

arrecife.

ZONA DE LA PLANICIE ARRECIFAL.- Es el flanco protegido de la cresta

arrecifal, la cual muy frecuentemente se encuentra sometida al vaivén del agua

100

durante períodos de marea baja. La planicie arrecifal varía en composición de

escombros grandes esqueléticos con erráticos pedazos de organismos y nódulos

de algas coralinas a bancos de arena calcárea limpia en áreas de energía

moderada. La arena calcárea está constituida principalmente de placas de algas

calcáreas (nalimeda), la cual crece en el flanco de mar abierto del arrecife. Los

bancos de arena calcáreos pueden estar presentes también en el lado protegido

(hacia la costa). La refracción de las olas puede acarrear a las arenas calcáreas

a islas o cabos cercanos. Estas obstrucciones físicas, en contraposición, crean

pequeños ambientes protegidos, muy cerca de la cresta arrecifal. La profundidad

del agua sobre esta zona es muy somera (unos cuantos metros cuando mucho) y

es común encontrar pequeñas comunidades de metazoarios formadores de

arrecifes. Los tipos de roca resultantes varían desde GRAINSTONES

ESQUELETICOS hasta una variedad de roca llamada RUSTONES.

ZONA DE POST-ARRECIFE.- Es el protegido (hacia la costa) de la planicie

arrecifal, las condiciones físicas son relativamente tranquilas y la mayor parte del

lodo calcáreo formado en el arrecife deja de estar en suspensión para ser

depositado aquí. Esto, aunado a la gran proliferación de organismos productores

de lodo calcáreo y arena calcárea (algas verdes calcáreas, braquiópodos etc.),

comúnmente resulta en sedimentos ricos en lodos. Las dos formas de

organismos constructores de arrecifes más comunes en esta habitat son

organismos dendroides ramosos, en forma de arbustos, nodulares y globosos,

los cuales se extienden sobre el fondo marino para poder resistir la agitación

frecuente y los períodos de calma.

101

Los tipos de roca característicos de esta zona son Baffletones o Floatstones y

ocasionalmente Framentones con una matriz de wackestone a Packestone de

bioclastos.

SEDIMENTOS

FLOATSTONE: Cuando el sedimento contiene más del 10% de partículas

derivadas del arrecife, mayor es a 2 mm y estas partículas están soportadas por

lodo calcáreo.

RUDSTONE: Cuando tenemos las mismas características de los Floastones,

pero las partículas derivadas del arrecife van a estar soportadas por otras

partículas.

FRAMESTONE: Son sedimentos que se forman insitu, en donde los organismos

están formando por completo el depósito y presentan una cierta estructura de

soporte.

BINSTONE: También son sedimentos insitu, los cuales contienen lodo calcáreo

entre los organismos que están amarrando al sedimento, los organismos por lo

general son tabulares o laminares que forman una estructura de soporte.

BAFFLESTONE: También son sedimentos insitu en donde los organismos

crecen perpendiculares al sustrato y éstos son los que atrapan al sedimento.

102

PREARRECIFE

Definición: Los depósitos de talud del prearrecife incluyen todo el espectro de

los depósitos localizados hacia mar adentro de plataforma con arrecifes de

barrera, plataforma o atolones; que como característica principal se encuentran

en una pendiente que separa a la plataforma (arriba) y las planicies abisales

(abajo). Estos depósitos todos los sedimentos producto del transporte desde

parte más someras ya sea por corrientes o por gravedad; y por lo tanto el límite

de estos sedimentos no necesariamente coincide con los límites topográficos del

talud. Aún más, la extensión hacia mar adentro a partir de la base del talud es

extremadamente difícil de definir en el récord geológico, y es bastante arbitrario

es sedimentos recientes.

Características diagnósticas.-Los depósitos de talud se caracterizan por una

amplia variedad de litologías representadas por sedimentos transportados del

arrecife y la plataforma, los cuales son mezclados e interestratificados con

depósitos lodosos de la cuenca (abisal). Bloques procedentes del talud, de

deslizamientos, de flujo de escombros y turbiditas; contribuyen en gran parte a la

formación de estos depósitos. Quizá el depósito más característico sean capas

de brechas que contienen bloques derivados del arrecife; la presencia de estos

bloques arrecifales es crítica para diferenciar los depósitos de pre-arrecife de

otros depósitos de talud. Otras características fundamentales para identificar los

depósitos de talud es la presencia de pliegues sinsedimentarios (laminación

convoluta), así como estructuras de deslizamiento; superficies truncadas de bajo

ángulo, y estructuras geopetales formadas en hoyos o agujeros de carácter

103

primario en donde se puede demostrar que las capas fueron depositadas con un

cierto ángulo con respecto a la horizontal, la línea de sedimento en la estructura

geopetal presentará un ángulo con respecto a la estratificación.

La pendiente del talud varía considerablemente según el tipo de arrecife de que

se trate. Así por ejemplo tenemos que en la Isla Caymán existen pendientes casi

verticales (Fig. 3) hasta pendientes menores a 10° en las Bahamas (Fig. 3).

Relaciones laterales entre las diferentes facies.-Las relaciones laterales de

las facies del talud prearrecifal carbonatado son tan variadas como el mismo

arrecife que las produce. En áreas cercanas a los trópicos como serían el Sur de

Florida y las Bahamas, los arrecifes activos se encuentran interdistribuidos con

arenas esqueletales del margen de plataforma o bien con bancos oolíticos y

sedimentos propios de la plataforma externa. Todos estos sedimentos de la

plataforma son transportados hacia mar adentro y depositados en el prearrecife,

conjuntamente con el material proveniente de los arrecifes. Por estas razones

existe gran variación lateral dependiendo de qué tan grandes sean los canales

que están transportando el material de la plataforma, la cantidad de material que

es transportado y la disposición de los arrecifes.

Litofacies y Facies Sedimentarias.- El esquema más simplificado de la

distribución de un prearrecife fue propuesto por Emery en 1954 para atolones de

las Islas Marshall en la porción central del Pacífico. Se encontró que la

distribución del prearrecife era esencialmente dependiente de la batimetría,

siendo primeramente una zona de arena de fragmentos de coral que contenía

104

algunos bloques más gruesos de sedimentos de plataforma. Esta zona se

extendía hasta 550 m. de profundidad, para pasar gradualmente a lodos de

Globigerina (sedimentos oceánicos), alrededor de la base de los atolones,

pasaban a arcillas rojas al llegar al PCC, o sea a 3,600-5,300 m de profundidad.

Trabajos recientes con técnicas más refinadas han redefinido esta zonación para

los taludes del prearrecife, principalmente para la zona de arenas de corales

(primera zona), y se ha podido ver que en realidad se trata de un control de

productividad biótica así como un control topográfico. Cada uno de los medios

de transporte incluyen varios tipos de flujo que producirán acumulaciones

diferentes con características propias cada uno de ellos. Estos tipos de flujo son:

deslizamientos por gravedad, flujo de grano, flujo de escombros y corrientes de

turbidez. En contraste, los sedimentos depositados a partir de suspensión, se

acumulan partícula por partícula; pero debido a la variedad fuentes de aporte,

producen un espectro de tipos de sedimentos intergradacionales. Productos

biogénicos pelágicos y lodos derivados de aguas someras son las fuentes de

aporte más importantes de carbonatos, pero éstos pueden ser minimizados o

descartados por la cantidad de lodos terrígenos, sedimento volcanogénico,

productos biógenos silíceos o evaporitas de aguas profundas. La figura 8

muestra la relación cualitativa de estos procesos con respecto a la distancia que

se encuentran de la margen arrecifal.

Depósitos producidos por gravedad.- El talus es confinado a una zona

estrecha en la porción superior del talud. Está compuesto por partículas de

105

fragmentos de organismo, fragmentos de arrecife y/o sedimento periarrecifal en

forma de bloques, el cual se encuentra unido por cementante submarino o bien

por organismos incrustantes. También pueden encontrarse partículas

procedentes del sustrato del arrecife o de ambientes post-arrecifales. Por esta

razón las litologías son bastante variadas y las partículas procedentes del

organismo van a variar según sea la forma dominante del arrecife (así como la

edad). El arreglo de los bloques es en forma caótica, sin ninguna clasificación y

la matriz está compuesta por lodos o arenas infiltradas en las cavidades entre

bloque y bloque. Estos sedimentos por lo general forman abanicos con

frecuentes estructuras geopetales. El talus puede formar prismas paralelos a la

margen arrecifal o bien presentarse en forma de abanicos.

Los deslizamientos pueden ser originados en el arrecife o en la pared arrecifal;

estos depósitos pueden ser incorporados en otros sedimentos del talud en forma

de bloque exóticos. Los deslizamientos se pueden originar en cualquier lugar del

talud pero les favorecerá una pendiente pronunciada, grandes depósitos,

sedimento de grano fino y la falta de coherencia entre las partículas. Los

depósitos por deslizamiento varían desde bloques discordantes hasta masas

altamente contorsionadas por pliegues y fallas sinsedimentarias. Litológicamente

los depósitos por deslizamiento presentan todo el espectro desde bloques

arrecifales hasta calizas pelágicas o lutitas. Como característica principal se

tiene que no existe mezcla de sedimentos en cada secuencia deslizada. Las

características distintivas son la discordancia en actitud con los sedimentos

106

circundantes y, comúnmente, litología contrastantes con los alrededores, así

como la deformación interna.

Los depósitos por flujo de grano presentan estratificación gradada invertida,

granos flotando en una matriz y estructuras de inyección (inyección de

sedimentos subyacientes). Los flujos de grano se presentan principalmente en

zonas con alta pendiente cercana al talud arrecifal.

Los flujos de escombros forman capas de brechas, las cuales son los elementos

más espectaculares en los depósitos prearrecifales. A este tipo de depósitos se

les han dado varios nombres como son: capas de brechas, carpetas de

megabrechas, capas de ruditas, olitostromas, flujo masivo brechoide, flujo de

masas submarinas, avalanchas de escombros o flujo de escombros. Estos

depósitos pueden variar en espesor desde unos cuantos centímetros hasta un

par de metros y se pueden extender hasta varios kilómetros dentro de la cuenca.

Es bastante difícil reconstruir el ángulo del talud del cual provienen, pero en

algunos casos, aparentemente estos ángulos no han sido mayores al primero.

La mayor parte de los depósitos de escombros forman capas casi prismáticas,

pero en ocasiones se pueden apreciar formas lenticulares asociadas a canales

de flujo. Las superficies de estratificación inferior y superior son

característicamente planas y abruptas, con marcas de corrientes así como

estructuras de carga. En muy raras ocasiones llegan a presentar estratificación

107

hummocky El sedimento es muy pobremente clasificado, en ocasiones

estratificación gradada normal o invertida. En forma general no existe una

orientación preferencial de las partículas. La cantidad de matriz llega a ser tan

importante en ciertas ocasiones, que estos sedimentos llegan a presentar una

apariencia de que los granos más gruesos están flotando en la matriz, por lo que

algunos autores han llamado a estas rocas “floatstone” (si las partículas gruesas

están esparcidas) o “rudstone” (si las partículas gruesas están esparcidas) o

“rudstone” (si las partículas gruesas están en contacto). La matriz está

compuesta por lodo calcáreo (tamaño de limo y arcilla) o bien de una mezcla de

diferentes composiciones dependiendo de los sedimentos del talud y el peri-

arrecife. La presencia de fósiles pelágicos en la matriz hace pensar que ésta

proviene de ambientes en el talud más profundo; ya sea por erosión durante el

transporte o bien por incorporación durante el flujo original, por ejemplo durante

desplazamientos. La composición de los clastos refleja el lugar de aporte, el cual

por lo general se encuentra localizado en el arrecife. Estos clastos generalmente

están compuestos de bloques derivados del arrecife, talud arrecifal o depósitos

peri-arrecifales. El porcentaje de intraclastos, los que son derivados

principalmente del talud, se incrementa considerablemente hacia la cuenca.

Lodos calcáreos laminados o bioturbados y pedernal son litologías comunes en

esta secuencia.

Depósitos procedentes de corrientes de turbidez, turbiditas y calizas allodápicas

(alóctonas) se presentan en porciones más hacia la cuenca adentro que los otros

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depósitos en discursión; los cuales pueden extenderse por kilómetros en la

planicie abisal (turbiditas calcáreas). Estos sedimentos presentan la clásica

secuencia Bouma, ya sea completa o parcial. En turbiditas carbonatadas se

presentan raramente marcas de socavado, a diferencia de las turbiditas clásticas.

Depósitos producidos por suspensión.- Los depósitos sedimentados a partir

de partículas en suspensión, que se encuentran en áreas adyacentes a las zonas

arrecifales o a la margen de la plataforma; están constituidos por una mezcla de

lodo calcáreo derivado de la plataforma y carbonatos pelágicos, así como

material en suspensión de otros orígenes como sería silice biógeno, lodo

terrígeno y/o material piroclástico. Estos sedimentos forman generalmente,

mudstone de coloraciones oscuras, finamente laminados, de grandes espesores,

sin estructuras internas o con bioturbación moderada. La biota que domina los

carbonatos pelágicos modernos (foraminíferos planctónicos, pterópodos y

nanofósiles calcáreos) se presenta desde el Mesozoico y carbonatos más

antiguos deben de ser distinguidos y tienen otro tipo de organismos como son

nautiloideos, amonoideos, graptolitos, crinoides planctónicos, calcisferulas,

tintínidos y radiolarios.

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