ambientes sedimentarios
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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.
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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
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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.
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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
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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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