AMBIENTES PALUDALES O PALUSTRES

AMBIENTES PALUDALES O PALUSTRES

Este tipo de ambientes estn constituidos por lo que comnmente se conoce como pantanos; los cuales se desarrollan sobre depresiones someras y estn ntimamente ligados a los sistemas fluviales. La escasa profundidad del agua permite el desarrollo de una abundante vegetacin, adaptada a estas condiciones de vida, que puede en ocasiones extenderse por toda la superficie del pantano. Adems de la existencia de una depresin, los pantanos requieren de condiciones climticas especficas, 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 ms frecuente es que lo hagan sobre penillanuras, llanuras de inundacin 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 elevacin del nivel del mar provocando la existencia de aguas poco profundas, en cuyo caso la extensin del pantano puede ser de dimensiones considerables; 2) por la inmersin de una llanura costera, en donde las dimensiones dependern de las condiciones preexistentes; 3) por la formacin de una barrera, quedando aislada una zona costera del mar. En los dos primeros casos la porcin ms exterior del pantano suele recibir el aporte e intercambio de aguas marinas; teniendo entonces condiciones de aguas saladas y salobres, en donde podrn llegar a establecerse organismos marinos; por consiguiente la porcin interior del pantano tendr una tendencia de aguas ms dulces, por lo que se presentarn especies dulceacucolas. Debido a que este tipo de pantanos se presente prximo al mar, es sumamente frecuente que el ambiente palustre se vea espordicamente invadido por el mar, repitindose peridicamente estas invasiones en ciertas zonas; cuando estas condiciones de invasin 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 mayora de este tipo de pantanos, probablemente nunca estuvieron relacionados con condiciones marinas. Algunos de estos pantanos se desarrollan en lagos pequeos, con poca agitacin, en donde la sedimentacin 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, comnmente asociados a lagos.

La vegetacin tanto en los pantanos marinos como en los de agua dulce, es sumamente variada y abundante; encontrndose desde pantanos en los que predominan los rboles hasta aquellos en los que fundamentalmente se desarrollan helechos, musgos, etc.

Este tipo de sedimento que se acumula en estos medios es principalmente material clstico fino ( limos-arcillas ) y debido a la gran cantidad de vegetacin, se caracteriza por un muy alto grado de contenido de materia orgnica. Las condiciones geoqumicas del depsito son esencialmente reductoras y cidas; por lo que es sumamente fcil la preservacin de la materia orgnica dando origen a grandes acumulaciones de turba y carbn.

Adems de la variedad de marcos geogrficos previamente mencionados, los ambientes paludales pueden desarrollarse bajo condiciones tectnicas muy diferentes; por lo que se pueden diferenciar dos tipos de regiones en las que se pueden formar los pantanos. 1) reas tectnicamente activas durante el depsito y 2) reas tectnicamente pasivas. En cada una de estas situaciones se puede desarrollar tanto pantanos paralicos como intracontinentales.

Los ambientes paralicos, en zonas tectnicamente activas, se caracterizan por la presencia de una llanura situada frente a una cadena montaosa, la cual tiene una cierta inclinacin hacia el mar. En estas condiciones la regin esta afectada por movimientos verticales de descenso fuerte y levantamientos de corta duracin pero sumamente frecuentes; lo que produce una sucesin en la sedimentacin de carcter rtmico. La llanura de tipo aluvial, recibe los sedimentos detrticos derivados de la erosin de la cadena montaosa, teniendo lugar el mximo de acumulacin en los valles fluviales. Posteriormente al cesar la elevacin de la cordillera y establecerse una poca de estabilidad, el aporte de detrticos disminuye, terminndose por rellenar la llanura; lo que trae consigo deficiencias en el drenaje y la transformacin de la llanura en un medio pantanoso. La reanudacin de la subsidencia o de los levantamientos en la zona montaosa terminar con el ambiente palustre, depositndose sobre los depsitos orgnicos sedimentos marinos costeros o bien detrticos fluviales ( transgresin o progradacin, respectivamente ).

En zonas tectnicamente activas se pueden desarrollar pantanos sin conexin con el mar, por lo que las depresiones en las que se desarrollan se encuentran rodeadas por cadenas montaosas. Los sedimentos son ms variados que los anteriormente expuestos apareciendo depsitos aluviales intercalados, as como fluviales, lacustres y finalmente paludales. La importancia de cada uno de estos sedimentos depender de las caractersticas de la depresin as como de la naturaleza de los eventos tectnicos relacionados.

Los ambientes paralicos de regiones tectnicamente pasivas no son muy frecuentes dada la estabilidad reinante; los espesores son mucho menores que los anteriores. La formacin de turba y carbn, tiene lugar en depresiones situadas sobre la llanura de inundacin y en la zona costera, por lo que las capas de carbn no suelen tener grandes espesores, sino que son variables; y su extensin suele ser reducida.

En zonas aisladas del mar y tectnicamente estables las acumulaciones de sedimentos paludales, suelen tener lugar en meandros abandonados o en medios lacustres. Los depsitos no tienen mucha continuidad, pero son en forma general de gran espesor.

CARACTERISTICAS SEDIMENTOLGICAS

Como se dijo anteriormente, los depsitos tpicos de ambientes paludales son constituidos por acumulaciones de materia orgnica de origen vegetal, intercalados con sedimentos sumamente finos. Es sumamente comn encontrar pirita o marcasita formadas por reduccin bacteriana de los sulfatos disueltos en el agua estancada. Las caractersticas de este ambiente tienen como consecuencia que las estructuras sedimentarias que llegan a encontrarse, sean sumamente escasas, estando presentes alto grado de bioturbacin por diferentes tipos de organismos, laminaciones de materiales arcillosos (principalmente); y en las cercanas a los aportes fluviales se presentan canales sumamente pequeos de muy poca profundidad, pudiendo stos, estar relacionados con sedimentos un poco ms 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 geometra de los cuerpos es de prismtica a lenticular.

AMBIENTES COSTEROS

La costa es la zona limtrofe entre el continente y el mar. Desde el punto de vista geolgico est sujeta a transformaciones rpidas y profundas; es pues, un medio de transicin, en el que, por su naturaleza, se podra tambin incluir a las llanuras de marea, sedimentos lagunares. Los materiales que aqu se depositan son arenosos, ya sea formando la franja de la misma lnea 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 relacin directa con los depsitos marinos de plataforma y con los depsitos elicos continentales de las dunas costeras, pasando de un tipo de sedimento al otro en forma lateral. La secuencia vertical que se presentarn ser relacionado al movimiento relativo de las aguas marinas; por lo que existir una secuencia determinada si se trata de una regresin o la misma secuencia pero en forma invertida si se trata de una transgresin.

Existen dos tipos principales de costas, los cuales son: 1) Costas de erosin, tambin llamadas costas gravillentas y 2) Costas de Depsito, tambin llamadas costas arenosas. Las costas arenosas son aquellas que presentan una importancia sedimentolgica, ya que son las que a fin de cuentas nos presentarn un depsito sedimentario; stas se encuentran relacionadas con pendientes litorales ms o menos suaves, razn por la cual existe el depsito de sedimentos, y son las que se discutirn en detalle en la presente disertacin. Las costas gravillentas son aquellas que se encuentran relacionadas con pendientes sumamente bruscas, formando los acantilados marinos, producto de la erosin litoral; este tipo de costas presenta una mayor erosin que no deposit en la zona costera ya que las partculas que est erosionando son depositadas aguas adentro y no sobre la zona de costa. A continuacin se describirn nicamente las costas arenosas, bajo la salvedad de que stas costas pueden ser formadas por arenas clsticas o bien por partculas carbonatadas del tamao de la arena (llamadas arenas calcreas).

SUBAMBIENTES DE LA ZONA COSTERA

Desde el punto de vista sedimentolgico, la zona costera recibe el nombre de playa y queda delimitado por el punto de accin del oleaje ( en el rango marino ) y por la mxima accin de las olas durante perodos 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 ms proximal o que limita con el cordn de dunas es el llamado Backshore ( playa) y cuyo lmite inferior lo constituye el nivel de marea alta (Fig. 2). En direccin al mar, le sigue el subambiente de Foreshore ( anteplaya playa de marea baja) que corresponde a la zona de intermarea, ya que su lmite inferior es el nivel de marea baja (Fig. 2). La porcin ms distal de una playa est formada por el subambiente de Shoreface (submarea), el cual se encuentra siempre en un medio subacuoso, ya que se halla entre el nivel de marea ms baja y el punto donde el oleaje deja de ejercer una accin directa sobre el fondo marino. Este ltimo lmite es sumamente impreciso y a partir de l se considera el rea de sedimentos de plataforma, tambin conocido como offshore.

Cada uno de estos subambientes presenta estratificacin cruzada caracterstica, la cual se muestra en la Fig. 3.

Backshore.- Es aquella que nicamente forma parte de la zona marina, exclusivamente durante periodos de grandes tormentas. Es caracterstico de esta zona una serie de escalones llamados Bermas, producidos por la accin 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 direccin de las dunas costeras, las cuales estn constituidas casi el 100% por arenas.

Es un subambiente difcil de caracterizar por s solo en series estratigrficas, resultando ms fcil esta caracterizacin si se conoce la sucesin 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 ms comunes laminacin paralela, rizaduras y estratificacin cruzada planar y festoneada de bajo ngulo. Los fsiles que se encuentran en este subambiente son casi siempre retrabajados; con la excepcin de algunos antrpodos y crustceos. Se puede presentar tambin una escasa bioturbacin producida por crustceos.

Foreshore.- Es la porcin 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 pequea porcin de limo), con buena clasificacin y caractersticamente bimodales. La clasificacin es menor que la que muestran las dunas y la zona de backshore. Se presenta una estratificacin cruzada planar (Fig. 3) tpica de pequeo ngulo. Las lminas de cada estrato presentan en forma general una gran longitud y con una inclinacin hacia el mar (Fig. 4), formando verdaderos prismas acrecionales. Es frecuente encontrar rizaduras en pequea escala, as como ondulitas, aunque es difcil de preservar estos tipos de estructuras en las secuencias estratigrficas debido a su pequeo tamao. En la porcin ms distal del foreshore (hacia aguas adentro) se pueden llegar a formar barras longitudinales paralelas a la costa, de carcter asimtrico, as como canales o depresiones entre las barras. Estas barras pueden migrar lateralmente y son formadas por la accin de las olas, por el carcter retrgrado de las mareas, o por corrientes paralelas a la costa. Esta zona presenta una acumulacin relativa de valvas de moluscos y otros fragmentos de organismos. El sedimento puede presentarse parcialmente bioturbado por galeras verticales.

Shoreface.- El lmite superior de la zona de shoreface se encuentra morfolgicamente y sedimentolgicamente bien establecido por el nivel de marea baja, mientras que el lmite inferior es sumamente impreciso y se presenta en el punto donde el oleaje deja de actuar sobre el fondo marino, en condiciones normales. Desde el punto de vista sedimentolgico, este lmite 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 transicin en cuanto a la granulometra de los materiales. No obstante, se encuentran en esta zona estructuras primarias caractersticas como son las ondulitas con crestas alineadas paralelamente a la lnea de costa, megarizaduras, rizaduras; as como una intensa bioturbacin (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 lnea de costa. Estas barras poseen como caracterstica esencial, que el flanco de depsito 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 distribucin vertical de los diferentes subambientes costeros; nos dar la pauta de los diferentes cambios relativos en el nivel del mar que se han dado lugar durante la historia del depsito. De esta forma si la secuencia vertical (de abajo hacia arriba) se presenta en forma de depsitos de plataforma (offshore) transicin shoreface foreshore backshore sedimentos elicos, nos dar una secuencia regresiva; esto es, nos indicar que el mar o mejor dicho la lnea de costa se ha alejado, (en direccin contraria al continente), con respecto a la posicin de la lnea de costa ms 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 elicos backshore foreshore shoreface transicin sedimentos de plataforma, nos indicar condiciones transgresivas en donde la lnea de costa y en s el mar ha avanzado hacia el continente (tierra adentro).

FIG.1

FIG. 4

S A B K H A

El trmino sabkha proviene de la zona costera del golfo prsico, en donde las llanuras de marea tienen grandes extensiones y presentan una secuencia evaportica bien determinada. El trmino 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 depsitos evaporticos, producidos por la evaporacin de aguas intersticiales en sedimentos previamente formados. Este tipo de depsitos puede encontrarse en dos ambientes diferentes que constituyen en s 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 clsico es el Golfo Prsico. Este tipo de sabkhas se caracterizan por presentarse en planicies de marea de muy baja pendiente, en donde las condiciones climticas son sumamente crticas, presentndose temperaturas sumamente elevadas la mayor parte del ao y la precipitacin pluvial es sumamente escasa, presentndose sta en forma muy espordica y alejada de la costa. Estas condiciones climticas tienen como consecuencia que las zonas costeras se vean afectadas por invasiones freticas marinas, creando en toda la planicie de marea una zona fretica de aguas saladas. Estas aguas freticas van a tender a subir una superficie por capilaridad creando una zona vadosa de agua intersticial que se encontrar en contnuo evaporamiento; dando como resultado la precipitacin de minerales evaporticos. Una de las caractersticas esenciales de los sabkhas marinos es la relacin que guardan los sedimentos evaporticos con depsitos carbonatados marinos (hacia el lado de mar) y con depsitos continentales (eolticos, fluviales y aluviales, hacia el lado continental). En este tipo de sabkhas existir una relacin estrecha e interdigitacin con estos tipos de ambientes; por lo que las secuencias verticales definirn 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.-Elico

b.-Fluvial y/o aluvial

Todos estos subambientes darn como consecuencia una secuencia vertical regresiva bien definida (Fig. 2), la cual se caracterizar porque el ciclo principiar 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 clsticos elicos con gran cantidad de sedimentos evaporticos intercalados pudiendo stos formar ndulos evaporticos y en ocasiones estructuras estromatolticas. Estas estructuras estromatolticas estn dadas por el crecimiento de los ndulos 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 ndulos evaporticos coalescentes, con deformaciones producidas por el crecimiento lateral de las evaporitas. Despus de esta seccin de evaporitas el ciclo sabkha finalizar con una superficie de erosin en la que se pueden encontrar ndulos y cristales evaporticos que han sido expuesto subareamente y que han sido transportados por medios elicos.

El acomodamiento en forma invertida de esta secuencia nos indicar condiciones transgresivas. Esta secuencia vertical no es ms que el resultado del estancamiento vertical de la diferentes facies litolgicas que se encuentran relacionadas en sentido vertical (Fig. 3).

Descripcin de las facies

1.-Facies de algas y corales.- Son pequeas construcciones orgnicas en forma de parches arrecifales (Fig. 1), que se desarrollan en la porcin frontal de la plataforma, hacia el lado de mar adentro de algunas islas de barrera. Estos parches contienen equinodermos, corales y algas calcreas. Los corales, en estas condiciones de sistemas de sabkha cercanos, son raros ya que estn soportando altas salinidades y temperaturas, lo que es poco comn en estos organismos. De cualquier forma esta facie est presente formando un depsito bigeno carbonatado de alta energa.

2.-Canales y deltas de marea.- Las islas de barrera estn separadas por canales de poca profundidad (7-10m) los cuales estn limitados por deltas de marea. Los deltas ocupan el rea de plataforma en donde los granos calcreos estn agitados por las olas y las corrientes de marea que se dirigen hacia mar adentro. Estos sedimentos estn compuestos por arenas oolticas gruesas casi puras que alcanzan a tener exposicin subarea durante mareas bajas. Los depsitos oolticos presentan la caracterstica de que el tamao de la oolita as como el espesor del depsito decrece cuando el tirante de agua se vuelve ms somero para cambiar bruscamente a arenas compuestas por ooides-pelas fecales y bioclastos en la zona lagunar. La forma del delta est controlada por las corrientes de marea con abanicos orientados hacia mar adentro. La parte frontal del delta est 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 oolticas. En estas facies es sumamente comn encontrar fragmentos de moluscos, foraminferos, bentnicos y ostrcodos.

3.-Zona lagunar.- La zona lagunar est constituida principalmente por lodos peletoidales que se han formado en condiciones de submarea y la porcin inferior de intermarea. La zona de laguna interna est constituida por tres ambientes distinguibles que son:

a) Canales principales.- Estos pequeos canales en ocasiones llegan a excavar hasta las calizas pleistocnicas (las que constituyen el basamento del rea), o bien contienen gravas o arenas gruesas bioclsticas presentando comnmente ooides en las cercanas de las islas y/o deltas de marea.

b) Facies de submarea.- Se caracterizan por contener arenas lodosas de carcter calcreo, ricas en foraminferos y pelecpodos; y llegan a ser estabilizadas por algas marinas (pasto de tortugas. Se ha podido comprobar que la mayor parte de los lodos calcreos provienen de la desintegracin de estas algas.

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 calcreas formados por pelas-fecales y bioclastos; produciendo una superficie endurecida. La litificacin estandard por cementacin incipiente de carbonato de calcio (Calcita o aragonita) en el fondo marino. Las porciones centrales de la laguna estn constitudas principalmente por lodos de pelas fecales producidas por gasterpodos; y se extiende desde la zona de submarea hasta la parte inferior de intermarea, donde comienzan las carpetas de algas. Estos lodos presentan pequeos 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 porcin media de la zona de intermarea hacia tierra adentro, la superficie se encuentra expuesta subareamente por largos perodos de tiempo, por lo que esta zona presenta condiciones muy adversas para los gasterpodos. Por esta razn las carpetas de algas logran sobrevivir en estas condiciones venciendo en esta forma la batalla que desarrollan contra sus predadores naturales que son los gasterpodos. Superficialmente esta carpeta de algas presenta formas poligonales, as 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 lmina hasta de 1 mm de espesor, consistiendo de una alternancia de sedimento-alga-sedimento-alga; constituyendo en esta forma estructuras estromatolticas. Existen en esta rea (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 partculas de cuarzo y carbonatos de origen elico; que se han acumulado en el rea. La pendiente de esta zona es de 1:3,000 m y su elevacin est ntimamente controlada por el nivel fretico de agua salado. En estas condiciones de extrema evaporacin las aguas intersticiales fcilmente adquieren altas concentraciones salinas y al mismo tiempo son forzadas a la superficie causando la precipitacin de minerales evaporticos. Estos minerales pueden ser yeso, halita, dolomita y celesita, y se puede llegar a presentar anhidrita.

Yeso.- Est 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 porcin 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 ndulos, los cuales si estn estratificados llegan a juntarse al ir creciendo produciendo estructuras de enrejado de gallina, estructuras estromatolticas y estructuras tipo teppee. Estas estructuras se presentan en o cercano a la zona de carpetas de algas. Hacia tierra adentro la forma ms comn en que se encuentra la anhidrita es en estructuras enterolticas o ndulos.

Halita.- Se presentan como pequeas lminas, las cuales marcan pocas de inundacin 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 precipitacin del yeso, las aguas intersticiales quedan saturadas con altos 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 despus es dolomitizada la porcin superior.

Celestita.- Es formada nicamente cuando se llega a presentar reemplazamiento de aragonita rica en entroncio por dolomita.

En reas 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 mineralgico de mar hacia tierra adentro en el cual se presenta yeso- anhidrita- yeso. El yeso ms cercano a la costa se tiene por precipitacin 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 hidratacin de la anhidrita ( Fig. 3).

SABKHAS CONTINENTALES Los sabkhas continentales son aquellos que se presentan en zonas netamente continentales, en donde la cuenca de depsito es en realidad una cuenca endorrica; donde se presentan lagos de tipo efmero. Los tipos de sedimentos que se presentan en estas condiciones son sedimentos terrgenos, yeso, anhidrita y helita, todos ellos interestretificados y gradando en forma lateral sedimentos continentales de tipo elico, fluvial y aluvial (Fig. 4). La cuenca en s, se encuentra rodeada por una gran cantidad de abanicos aluviales, los cuales estn compuestos por detritos terrgenos y muestran varias etapas de sedimentacin fluvial.

Los abanicos inferiores muestran canales entrelazados de poca profundidad con arenas y lodos clsticos formando estructuras de grietas de desecacin, as como estratificacin cruzada planear y festoneada de pequea escala. Cada uno de los canales est 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 litolgicos como en la flora. En la zona donde aumenta la salinidad del agua subterrnea, por lo que la flora decrece existiendo solamente algunas plantas que pueden soportar estas salinidades y la litologa est compuesta por arenas y limos que han sido transportados por el viento y atrapados por estas plantas, formando pequeos montculos detrs de los vegetales. Se puede dividir el sabkha continental en dos reas principales de depsito que son: la margen de la cuenca y la porcin 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

d) Sistema wadi

B.-Cuenca

a) Planicie de lodo salino

b) Halita catica

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 transicin entre los abanicos y los sedimentos de la cuenca propiamente dicha. Estos sedimentos son principalmente elicos.

Sistema wadi.-Compuesto por sedimentos elicos y pluviales retrabajados. Los vientos predominantes son hacia el suroeste, provocando capas de arena y barjanes (Fig. 5) que migran con la direccin del viento. Algunas zonas interdunas tienen lodo que ha sido transportado y depositado durante pocas de inundacin y muestran grietas de desecacin.

En los otros lugares se tiene arena elica en forma de montculos atrapados por las plantas greatfilas. Los canales wadi introducen una gran cantidad de sedimento a la cuenca durante pocas de inundacin. Estos depsitos wadi tienen rizaduras linguoides de origen fluvial, depsitos por suspensin exposicin subareas y procesos elicos, modifican constantemente los lmites de la cuenca.

Una gran cantidad compleja de canales distributarios introducen agua en la cuenca durante pocas de avenida. Algunos de estos canales son entrelazados y otros son mendricos; y se extienden hasta casi el centro de la cuenca. Estos distributarios son los que dispersan el sedimento a travs de la cuenca durante pocas de inundacin. Ocasionando en el centro de la cuenca, estratificacin 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 ms abundante en las periferias de la cuenca (Fig. 5), y se presenta como capas blanquesinas de cristales finos y gruesos del tamao de la arena (algunos de estos cristales se presentan en forma discoidal); interestratificados con arcillas rojas y formando capas contorsionadas y ndulos; en menor proporcin 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 ndulos estratificados; producto del reemplazamiento del yeso.

En la porcin central de la cuenca, las facies evaportica dominante es halita. No se encuentra expuesta en superficie, sino que se encuentra a poca profundidad (Fig. 5) en capas que tienen desde pocos centmetros hasta 4 m de espesor. Existen dos tipos principales de halita en estas capas que son: a) Capas de halita catica y 2) aislados o interconectados cristales de halita en forma de tolva (hasta 20 cm. de dimetro), incluidos en arcillas rojas y verdes.

Las capas de halita catica 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 travs de una compleja historia de precipitacin subacuosa en periodos de inundacin, intensa evaporacin y desecacin, as como posible descarga capilar. La halita en forma de tolva se presenta como producto de precipitacin evaportica en la superficie del agua estancada.

En la porcin central de la cuenca y hacia las orillas del lago efmero, se llegan a presentar una gran cantidad de costras dolomticas, producto del reemplazamiento de carbonatos anteriores por la interaccin de las aguas fluviales y las aguas subterrneas sobresaturadas (dolomitizacin de tipo Dorag). Esta agua subterrneas toman las sales al atravesar secuencias evaporticas cretcicas en el subsuelo.

DOLOMITA E HIPOTESIS DE DOLOMITIZACION

El trmino 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 proporcin 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 composicin ideal, por lo tanto no es estoiquiomtrica; sino que la composicin aproximadamente se acerca al rango de 55% molar de calcio y 44% molar de magnesio. La dolomita no estoiquiomtrica o pobremente ordenada se conoce comnmente como protodolomita, y est caracterizada por un alto contenido de calcio en la estructura cristalina. Esta dolomita no-estoiquiomtrica o pobremente ordenada, puede ser convertida a dolomita estoiquiomtrica a 250C en un periodo de 20 hrs., aproximadamente; por lo que algunos investigadores piensan que la dolomita como tal, proviene de la conversin de la protodolomita.

Una de las grandes controversias que han existido es saber si el mineral se forma de precipitacin 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 est 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 estn formando en la actualidad a partir de precipitacin directa de un sistema acuoso sin existir reemplazamiento. Uno de los problemas ms 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 mtodos geoqumicos sofisticados para poder probar si se trata de dolomita de reemplazamiento; estos mtodos son principalmente isotpicos.

Aparentemente la dolomita no precipita ni se disuelve directamente en aguas marinas, lo que sugiere que el agua marina se encuentra aproximadamente en saturacin con respecto a la dolomita; en tal forma que precipitacin o disolucin, de efectuarse, es imperceptible.

HIPTESIS DE DOLOMITIZACIN

La mayor parte de la dolomita presente en el registro geolgico, es producto secundario; esto es, como producto de reemplazamiento de antiguos carbonatos. A bajas temperaturas, la difusin de iones es extremadamente lenta an para los parmetros geolgicos, por lo que el proceso de dolomitizacin no puede ser una reaccin en estado slido. De hecho, el proceso se debe de llevar a cabo por medio de una simultnea disolucin del carbonato de calcio y precipitacin de dolomita, a partir de una solucin acuosa que fluye a travs de la roca. En general, dos requisitos importantes se deben establecer para que la dolomitizacin se efecte: a) La relacin Mg/Ca del fluido debe ser suficientemente alta como para que se efecte el fenmeno y b) Debe de existir un mecanismo capaz de hacer pasar una cantidad suficiente del fluido a travs de la roca para que la reaccin sea totalmente efectuada. Se han propuesto varios mecanismos para explicar este proceso de dolomitizacin y a continuacin se mencionan algunos de ellos.

1.-Reflujo por Evaporacin.- En 1960 Adams y Rhodes sugirieron un mecanismo basado en sus observaciones en el complejo arrecifal prmico en Texas y Nuevo Mxico. La hiptesis cumpla con los dos requisitos principales y sugera que la evaporacin del agua marina hasta el punto de precipitacin del yeso, producira una movilizacin de iones de calcio del agua marina, con el consecuente aumento de la relacin Mg/Ca en agua marina por encima del valor normal de 5.6. Esta misma evaporacin producira un aumento en la densidad del agua, por lo que sta tendera a hundirse hasta el fondo de la cuenca (Fig. 6) de evaporacin en donde entrar 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 relacin alta de Mg/Ca puede fluir en grandes volmenes a travs de los sedimentos previamente depositados. En 1965 Deffeyes, Lucia y Weyl reportaron sus estudios en la Isla Bonaires, en donde mostraron un ejemplo de dolomitizacin reciente, asociada con la precipitacin del yeso. La porcin sur de la isla se encuentra subyacida por calizas pleistocnicas 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 detrs 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 ltimos cientos de aos se ha acumulado yeso. Es de particular inters el hecho de que durante la mayor parte del ao entra al lago agua marina normal en forma de manantiales; esto es debido a que el lago se encuentra por debajo del nivel 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 precipitacin de la halita. La nica forma lgica de explicar este fenmeno es haciendo que las soluciones con altas concentraciones fluyan hacia fuera del lago (Fig. 6); y la nica va posible es a travs de los sedimentos y rocas pleistocnicas subyacientes (Fig. 6). En este ejemplo de Bonaire, la precipitacin de yeso ha causado un incremento en la relacin molecular Mg/Ca de 5.2 en agua marina normal a valores mayores a 20 en las soluciones concentradas que estn mostrando que estas dolomitas se han formado en los ltimos 1,000 aos. Otros ejemplos recientes existen en marcos similares, como seran lagos efmeros desrticos y zonas de supramarea, como seran los casos de las costas del Golfo Prsico y la Isla Andros en Bahamas.

Existen muchos ejemplos en el rcord geolgico en donde esta hiptesis de dolomitizacin explica en forma lgica la ocurrencia de la dolomita; principalmente por su asociacin con sedimentos evaporticos. Sin embargo, existen ocasiones en donde no se presenta la asociacin dolomita-evaporita y esto puede ser explicado de dos formas: la primera, implicando una disolucin 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 dolomitizacin tipo Dorag.

2.- Dolomitizacin tipo Dorag.- En esta hiptesis no interviene para nada la evaporacin del agua marina; sino que el proceso se lleva a cabo por medio de la interseccin entre el agua marina o sobresaturada y aguas freticas continentales (Fig. 7). Segn esta hiptesis la dolomitizacin se lleva a cabo en la zona de mezcla (Fig. 7) entre estos dos tipos de aguas y durante largo tiempo. Las principales caractersticas que diferencian a una hiptesis de la otra se presentan en la Figura 8.

D E L T A S

Un gran volumen de partculas sedimentarias son transportadas de los continentes por las corrientes fluviales, las cuales depositan parte de estas partculas en sus cauces o en zonas cercanas a ellos. La mayor parte de estas partculas son depositadas en las desembocaduras de las corrientes fluviales al entrar stas a grandes masas de agua como seran los ocanos y lagos. Este conjunto de sedimentos depositados por las corrientes fluviales en grandes masas de agua (lagos u ocanos), sedimentolgicamente se le conoce como depsitos deltaicos. Al entrar la corriente fluvial a una masa mayor de agua (cuenca de depsito), pierde energa y por lo tanto la capacidad de transportar las partculas que llevaba consigo. Por ello, es lgico pensar que las partculas ms grandes tendern a depositarse en zonas cercanas a la desembocadura del ro; mientras que las partculas ms finas sern acarreadas con mayor facilidad hacia la porcin interior de la cuenca de depsito y tendern a ser dispersadas en sta, en forma radial a partir de la desembocadura del ro; cubriendo el depsito de partculas finas un rea mayor que el de partculas gruesas. Esta dispersin diferencial de sedimentos producir, en forma terica, una geometra caracterstica de los cuerpos deltaicos; en donde tendremos que, en planta, los depsitos deltaicos tendern a tener una forma de abanico (Fig. 1), siendo el vrtice de ste la desembocadura del ro; mientras que en tres dimensiones tender a ser un cono. Por esta razn el cuerpo sedimentario recibe comnmente el nombre de abanico o cono deltaico. El volumen de material depositado en el delta se encontrar en proporcin directa con la cantidad de material que sea aportado por el ro, y por las condiciones y procesos dominantes en la cuenca de depsito. De esta forma tenemos que los grandes depsitos deltaicos recientes se encuentran asociados a corrientes fluviales de grandes proporciones, como sera el caso del Ro Misisipi, Volga, Hong-Ho y Amazonas. En forma general, los deltas formados en lagos o en zonas marinas, tendrn caractersticas similares; aunque es obvio que los deltas lacustres sern de menor tamao que los deltas marinos. Debido a que los deltas marinos presentan mayor diversidad en sus caractersticas sedimentolgicas, sern los que se discutirn aqu; pudindose aplicar estos mismos conceptos a los deltas lacustres.

Dado que los depsitos deltaicos son el resultado de la interaccin de la corriente fluvial y de los procesos reinantes en la cuenca donde desembocan, los depsitos deltaicos estarn sujetos y regidos al mismo tiempo por las condiciones hidrulicas 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 Homopcnico. En este caso las densidades del agua fluvial como el de la cuenca son iguales, por lo que en la desembocadura del ro existe una mezcla continua ( dependiendo de la cantidad de sedimento) y las partculas son dispersadas en forma radial ( Fig. 2). 2) Flujo Hiperpcnico. La densidad del agua fluvial es mayor que en la cuenca de depsito, por lo que las aguas fluviales tendern a fluir por debajo de las aguas de la cuenca, acarreando el sedimento hacia la porcin interna y restringiendo el desarrollo del delta (Figura 3 ) 3) Flujo Hipopcnico. Aqu las aguas fluviales son de menor densidad que la cuenca, por lo que las aguas fluviales tendern a fluir en la porcin superior, soportadas por las de mayor densidad y de esta forma la dispersin de sedimentos ser mayor, provocando el mximo desarrollo del depsito deltaico (Fig. 2c). Los dos primeros tipos de flujo son caractersticos de deltas lacustres, mientras que el ltimo es caracterstico 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 tambin por los procesos dominantes en el rea marina (mareas, corrientes, etc.) (Fig. 3). En s, la morfologa de los deltas marinos va a estar regulada por estos procesos, de aqu que tengamos tres tipos principales de deltas debido a ello: a) Deltas dominados por ros, b) Deltas dominados por mareas y c) Deltas dominados por corrientes (Fig. 4).

a) Deltas dominados por Ros:- Existen ros que aportan una gran cantidad de material a los mares; por lo general este tipo de ros tienen un caudal considerable, el cual vence con facilidad la energa que opone el mar. Esto provoca que el material que aporta el ro sea introducido mar adentro, para luego ser dispersado por las corrientes marinas. Debido a que la energa fluvial es mayor que la marina, esto provoca que al transcurrir del tiempo (y al existir depsitos deltaicos sucesivos), el punto de desemboque del ro se traslade hacia mar adentro, lo que se conoce como progradacin de un delta. En otras palabras, a travs del tiempo el delta avanza hacia mar adentro. Este tipo de deltas son los que llegan a formar grandes volmenes de depsitos deltaicos (Fif. 5).

b) Deltas dominados por mareas:- Cuando la energa del ro no es lo suficientemente fuerte como para vencer la energa marina, el sedimento que aporta el ro 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 lnea de costa original. Estas condiciones de flujo y reflujo estn dadas por las corrientes de marea precisamente (Fig. 6), provocando que el depsito deltaico sea de dimensiones pequeas y formado principalmente, por una serie de barras con su eje mayor en direccin 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 lnea de costa, sino que presentan un cierto ngulo con respecto a ella. En este caso existir un componente principal de la energa producida por las corrientes, que se desplazar en forma paralela a la lnea de costa; provocando as una nueva corriente conocida como corrientes paralelas a la costa. El sedimento que es depositado por un ro bajo estas condiciones, sufrir un transporte en forma paralela a la lnea de costa por las corrientes mencionadas (Fig. 7). Por estas razones, en realidad el delta no se podr desarrollar en la desembocadura del ro; sino que ms bien presenta como una serie de depsitos paralelos a la lnea de costa, los cuales reciben tambin el nombre de depsitos de planicies de arrastre.

ESTRUCTURA DE UN DELTA

De acuerdo al concepto clsico, un delta est formado por tres tipos principales de depsitos: secuencia superior, secuencia de avance, y secuencia inferior (Fig. 8). Estas tres divisiones principales, pueden ser subdivididas, cada una de ellas, en unidades ms pequeas; las que en realidad son depositadas en condiciones ambientales bastante variadas.

An mas, existen otros ambientes asociados a depsitos deltaicos, que en realidad se encuentran bordeando estos depsitos, pero que forman parte de todo el sistema sedimentario.

Depsitos de la secuencia superior.

Los depsitos de la secuencia superior estn formados principalmente por sedimentos paludales y limos y arenas del frente deltaico. En menor proporcin se presentan depsitos de canal fluvial (canal o canales de aporte) y depsitos de banco marginal. Asociados a este tipo de depsitos se econtrarn sedimentos lodosos de bahas restringidas interdistributarias, que quedan alojadas entre cada uno de los canales distributarios principales y los canales de marea. Esta variedad de sedimentos estn asociados unos con otros en una forma muy compleja, pasando lateralmente de un tipo a otro.

Por estas razones, algunos autores prefieren darle el nombre de PLANICIE DELTAICA, a esta asociacin de ambientes. Las relaciones verticales y horizontales de estos sedimentos pueden ser transicionales o bien abruptas, segn el o los subambientes de que se trate. La heterogeneidad en el sedimento y las relaciones estratigrficas complejas de los mismos son las caractersticas fundamentales de los depsitos de la secuencia superior deltaica o planicie deltaica (Fig.9).

Depsitos de la secuencia de avance.

Los depsitos de la secuencia de avance estn constituidos principalmente por limos y arcillas del prodelta, as 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 depsito deltaico, alcanzando espesores de hasta 2,000 m en un solo delta.

Depsitos de la secuencia inferior.

Los depsitos de la secuencia inferior estn constituidos principalmente, por sedimentos arcillosos que fueron depositados en condiciones de muy alta profundidad y hacia mar adentro; siendo este tipo de sedimento la ltima influencia que deja sentir la corriente fluvial y por lo tanto, estos sedimentos constituyen las partculas ms pequeas que transportaba dicho ro. De hecho, estos sedimentos constituyen los depsitos de plataforma externa y se caracterizan por ser de pequeo 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 nmero de subambientes, principalmente en la llanura deltaica. Estos subambientes van a depender de la posicin geogrfica del delta, as como de las condiciones climticas persistentes en la regin. La mayor cantidad de subambientes estar localizada en la llanura deltaica y por estar esta zona en condiciones parcialmente subreas, existirn diferencias notables entre deltas de clima tropical, subtropical, templado o polar. La discusin que se presenta a continuacin estar basada, tomando como modelo el Delta del Ro Misisipi en el Golfo de Mxico, en un clima subtropical a templado y hmedo (Fig. 10).

SUBAMBIENTES SUBAEREOS DE LA SECUENCIA SUPERIOR

La parte ms alta de una secuencia deltaica est compuesta principalmente por depsitos paludales (Figs. 9 y 10), representados por arcillas orgnicas y depsitos de turba.

Las arcillas ricas en materia orgnica son depositadas en reas en donde depsitos clsticos ms gruesos son acarreados ocasionalmente, estos sedimentos, por lo general, carecen de estratificacin bien definida. Los sedimentos se encuentran altamente bioturbados por races y otros organismos rastreadores. Por lo general, estos sedimentos se presentan como una mezcla homognea de arcilla y limo con fragmentos de plantas. Los depsitos 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 depsitos de pantanos con escasa agua estn compuestos por lodos negros con alto contenido de materia orgnica; con ocasionales laminaciones de limos, depositados durante inundaciones. Existe un alto grado de bioturbacin, 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 pequeos cubos, masas globulares, o bien reemplazando races pequeas. En ocasiones es comn encontrar vivianita; mientras que es sumamente rara la presencia de carbonato de calcio.

Los depsitos de pantanos inundados son similares a los anteriores; sin embargo, el contenido de materia orgnica es menor. Los depsitos estn compuestos principalmente por arcillas, con aislados lentes de limos. En ocasiones es posible encontrar caparazones de insectos, as como restos de carofitas. El contenido de Pirita y Vivianita es bastante bajo; mientras que son frecuentes los ndulos y pequeas concreciones de carbonato de calcio, el cual se puede encontrar tambin en los planos de estratificacin y en laminaciones. Los ndulos de xido 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 depsitos 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 depsito de arcillas floculadas y no floculadas, producto de cambios rpidos en el Ph. Los sedimentos son sumamente bioturbados. Es frecuente encontrar Pirita y Vivianita.

Los depsitos de deltas lacustres se llegan a formar, siempre y cuando un ramal del ro principal entre al lago. Estos depsitos sern similares a los del frente deltaico normal aunque con volmenes y dimensiones mucho menores, as como la granulometra ser mucho ms fina; sin embargo, se pueden diferenciar de los sedimentos descritos en el prrafo anterior en que la granulometra de este pequeo delta es mucho ms gruesa, con estructuras de socavamiento, estructuras de carga y estratificacin lenticular.

Los depsitos de relleno de canal estn constituidos por sedimentos gruesos mal clasificados, los cuales contrastan notablemente con los depsitos adyacentes. Este tipo de depsitos es similar, sino es que igual, que cualquier otro tipo de depsito fluvial y va a depender del tipo de corriente de que se trate.

SUBAMBIENTES SUBACUATICOS DE LA SECUENCIA SUPERIOR O FRENTE DELTAICO

La porcin subacutica (debajo del nivel medio del mar) de los depsitos de la secuencia superior, corresponde a lo que comnmente se conoce como los depsitos del frente deltaico. Este es un subambiente con alta complejidad de depsitos, cada uno con caractersticas bien definidas. En un delta activo que se encuentra en estado de progradacin, el frente deltaico es el punto de mayor depsito 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 extensin 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 todava de la porcin ms alejada del frente deltaico). En la porcin cercana a la costa la direccin general de flujo es hacia aguas abajo, o sea hacia mar adentro; mientras que en las porciones ms alejadas del canal, la direccin de flujo se vuelve variable y la velocidad es reducida notablemente; por lo que las partculas transportadas comienzan a depositarse con mayor facilidad, excepto aquellas que por su tamao puedan an ser transportadas por suspensin. Las estructuras sedimentarias ms comunes en estos depsitos son estratificacin cruzada, rizaduras de corriente, estructuras de socavado y superficies erosionales (canales). Fragmentos de arcilla son incorporados en el sedimento durante pocas de poco flujo. Estructuras de deformacin suelen presentarse, y entre ellas se encuentran estructuras de deslizamiento cerca de las paredes de los canales, as como estructuras de carga.

Niveles subacuosos.- Estos son los lmites submarinos o bancos que bordean al canal distributario, y los cuales se forman como respuesta a la erosin y cambios de flujo del canal (Fig. 11). Las mareas tienen un papel importante en estos niveles ya que modifican y controlan su morfologa. En ocasiones partes del nivel subacuoso son expuestas por encima del nivel del agua durante marea baja y se presentan como pequeos bancos de arena. Los depsitos de niveles subacuosos estn 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, estratificacin cruzada en forma local, as como raramente rizaduras de oleaje (ondulitas), estructuras de socavamiento, bioturbacin y concreciones de arcilla. Como estructuras de deformacin principal se tiene frecuentemente laminacin convoluta.

Barra de desembocadura de distributario.- Una barra de desembocadura de distributario es un banco de arena formado cerca del lmite hacia mar adentro del canal distributario (Fig. 11). La forma del banco es un resultado directo de la disminucin 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 relacin de sedimentacin en este punto es excepcionalmente grande, probablemente mayor que en ningn otro subambiente del delta. En este punto, los sedimentos estn sujetos a un continuo retrabajo por parte de las corrientes marinas, as como por el oleaje. Por esta razn 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 estratificacin cruzada festoneada, rizaduras de corriente y de oleaje; as como estructuras de carga. A medida que el delta sufre progradacin hacia mar adentro, estos depsitos son subyacidos por depsitos de baha interdistributaria o prodelta, los que llegan a contener gran cantidad de materia orgnica. Al ser qumicamente reducida esta materia orgnica, se desalojan hidrocarburos (gas principalmente), los cuales pasan a los sedimentos arenosos de la barra y producen una estructura caracterstica 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 sedimentacin.

Este punto es el lmite 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 ms frecuentes son estratificacin cruzada (planar y festoneada), socavacin y relleno (Fig. 12), superficies de erosin y diferentes tipos de rizaduras. Estas estructuras se repiten en una forma alterada bien definida para cada delta, lo que sugiere que son producidas peridicamente durante cambios estacionales. Esta zona es sumamente favorable para una vasta fauna bentnica: por lo que son sumamente abundantes las pistas y galeras, con intervalos completamente bioturbados, as como frecuentes depsitos de fragmentos de conchas o bien conchas completas.

BAHIA INTERDISTRIBUTARIA

Este subambiente an forma parte de los depsitos subacuticos de la secuencia superior; pero debido a que su sedimentacin no se encuentra relacionada directamente con el aporte fluvial, se discutir separadamente del frente deltaico. Los depsitos de la bahas interdistributarias (Figs. 10 y 11), forman parte fundamental, de existir, de los sedimentos de la secuencia superior. Estas reas son cuerpos de agua abiertos hacia el mar y circundados por pantanos o niveles subacuticos, entre dos canales distributarios fluviales.

La abertura hacia el mar est formada por una serie de canales de marea, los cuales separan a la baha de la plataforma continental marina. La sedimentacin en estas bahas se lleva a cabo principalmente por medio de dos procesos: 1) el sedimento de grano fino es depositado a partir de partculas en suspensin, y la sedimentacin se efecta en esta zona debido a la falta de oleaje en el ambiente, por lo cual las aguas de las bahas se comportan como si estuvieran prcticamente estancadas. 2) La sedimentacin de partculas ms gruesas se efecta, por medio de canales secundarios provenientes de mar adentro, dando lugar a sedimentos provocados por las corrientes de marea. Localmente se presenta como caracterstica fundamental la estratificacin lenticular, debido a pocas con escaso oleaje. Otras estructuras comunes en este ambiente son laminaciones paralelas, estando las diferentes lminas diferenciadas por tamao de grano o coloracin del sedimento. Depsitos de fragmentos de conchas e intervalos bioturbados son sumamente frecuentes, aunado con gran cantidad de materia orgnica que llega a preservarse fcilmente debido a las condiciones altamente reductoras reinantes; lo cual produce una coloracin oscura bastante distintiva.

AMBIENTE DE PRODELTA

Los sedimentos que se encuentran en la porcin ms alejada de la lnea de costa, inmediatamente despus 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 relacin y va a ser parte fundamental de la progradacin de todo el sistema sedimentario; ya que estos depsitos van a constituir el punto de apoyo para los dems sedimentos (Fig. 9). Algunos autores prefieren denominar a esta zona como el talud del frente deltaico, debido a su caracterstica morfolgica, aunque sedimentolgicamente el trmino prodelta es aceptado a nivel mundial. Los depsitos de prodelta son caractersticamente sedimentos lodosos (limos y arcillas), predominando las arcillas y arcillas limosas. Estos depsitos forman una zona de transicin entre el sistema deltaico y los sedimentos finos de la plataforma. Los depsitos de prodelta presentan laminaciones debido a diferencias en la coloracin o el tamao de grano; siendo estas laminaciones la estructura primaria caracterstica del ambiente. En las porciones cercanas al frente deltaico, el sedimento es ms limoso y son comunes las estructuras laminares paralelas y lenticulares. Ocasionalmente se presentan rizaduras de muy pequeas dimensiones, as como estratificacin gradada en pequea escala en los estratos limosos. En los sedimentos alejados del frente deltaico, predominan las arcillas y la diferencia de estratificacin por tamaos es menos frecuente. En estas arcillas la mayor parte de la laminacin que se llega a apreciar est dada por diferencias en la coloracin. Los fragmentos de conchas son comunes en toda la secuencia del prodelta, con bioturbacin moderada a baja. El ambiente de prodelta puede llegar a confundirse con mucha facilidad con sedimentos lodosos de plataforma; y en estos casos slo se puede lograr la diferenciacin de ambos ambientes si se tiene un buen control tanto vertical como horizontal de los sedimentos. A medida que geogrficamente nos alejamos ms de la lnea 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 depsitos de arcilla (hacia mar adentro del prodelta), donde el material de grano fino es depositado muy lentamente. La diferencia en estratificacin es principalmente debida a diferencias en coloracin, con una casi imperceptible estratificacin gradada (Fig. 10).

PRINCIPALES CUERPOS DE ARENA DELTAICOS

Se conoce de ejemplos recientes y ejemplos en el rcord geolgico que la progradacin de un delta (migracin del delta hacia mar adentro), produce extensos cuerpos de arena. Los dos tipos principales de cuerpos de arena producidos durante el depsito de un delta son: capas de arenas del frente deltaico y barras dendrticas. Estos cuerpos de arena forman importantes trampas de hidrocarburos.

Capas de arena del Frente Deltaico

En el Delta del Ro Misisipi (Fig. 13) en la porcin oriental del Delta de La Fourche, estas capas de arena cubren un rea total de 675 km2 y tienen un espesor que vara de 7 a 30 m. El cuerpo de arena se adelgaza hacia mar adentro. Hacia tierra adentro estas capas de arena estn sobreyacidas por aproximadamente 12 m de depsitos paludales. Presenta arenas con estratificacin cruzada de origen fluvial que han sido incorporadas al cuerpo arenoso total.

Las capas de arena estn formadas en s por depsitos de barra de desembocadura de distributario, as como limos y arenas del frente deltaico. Estas arenas son distribuidas lateralmente por las olas y acumuladas a lo largo de la lnea de costa.

Estas capas de arena aumentan de espesor hacia los canales distributarios y se extienden sobre grandes reas.

Barras de arena dendrticas (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 dendrtica. 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 ms de 50 km. En seccin transversal la barra de arena dendrtica presenta una forma biconvexa tpica (Fig. 14). Debido a la compactacin de los lodos del prodelta estos lodos pueden intrusionar los cuerpos de arena en forma de lodos dipricos. Las estructuras sedimentarias predominantes son rizaduras de corriente y por olas, estructuras en flama y en menor proporcin 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 dendrticas son arenas limosas que en forma vertical, o sea hacia la cima, se vuelven en casi arenas puras en la parte superior. Estn presentes estructuras de carga, as como otras estructuras deformacionales primarias. Los depsitos de canal estn constituidos por sedimentos gruesos, con escasas intercalaciones de sedimentos lodosos. En estos depsitos de canal son abundantes las estratificaciones cruzadas por migracin de rizaduras, siendo an ms 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 (progradacin) de un delta se detiene despus de un cierto tiempo. Esto es producido principalmente cuando el ro 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 imbricacin 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 ro se extiende fuertemente hacia mar adentro; mientras que durante la fase destruccional las corrientes marinas actan activamente sobre los depsitos construidos por el ro. La fase destruccional comienza tan pronto como el crecimeinto del delta disminuye en intensidad o es detenido por completo por el cambio de la posicin del ro. 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 bahas adyacentes y otras reas protegidas, lo que provoca que el sedimento restante est compuesto principalmente por arena limpia. Si la accin marina contina 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 accin marina. La secuencia vertical de un delta, por lo tanto, es el resultado de la progradacin del mismo (Figs. 15 y 16).

Si tiempo despus el ro vuelve a cambiar de curso, una nueva fase construccional es iniciada y la depositacin 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 Ro Misisipi en donde se presenta un complejo sistema de imbricacin 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 granulometra del sedimento se vuelve ms grueso hacia la cima en una secuencia vertical; y en forma similar en sentido horizontal se va a tener una gradacin granulomtrica encontrndose las partculas ms gruesas cerca del desemboque del ro y las ms finas hacia mar adentro (Fig. 17).

PLATAFORMA CLASTICA

I.-GENERALIDADES

Una plataforma continental es considerada aquella rea marina que abarca desde la lnea de costa hasta el cambio brusco, topogrfico, denominado talud continental; o bien, cuando este talud no existe, hasta una profundidad aproximada de 200 m. Las plataformas clsticas estn distribuidas a lo largo de las mrgenes continentales, sin tener ningn control geogrfico longitudinal. Las dimensiones de la plataforma van a depender de las condiciones locales y, en forma general, las plataformas situadas sobre mrgenes pasivas tienen una mayor extensin que las que se encuentran situadas en mrgenes activas. En estas reas es donde se efecta el depsito de los sedimentos clsticos derivados de los continentes y que son transportados hasta las cuencas ocenicas por ros y glaciares, para ser distribuidos posteriormente, en la plataforma, por corrientes marinas de varios tipos. En forma general el sedimento clstico se puede encontrar distribuido sobre la plataforma siguiendo un patrn granulomtrico, en el cual se tendrn sedimentos gruesos hacia la lnea de costa, y la granulometra disminuir (se har ms fina) a medida que avanzamos hacia mar abierto. Esto est dado ya que la zona de aporte (ros y glaciares) se encuentra precisamente en la lnea de costa; por lo que los sedimentos ms gruesos tendern a depositarse cercanos a ella, mientras que los sedimentos finos sern transportados por suspensin hacia el interior, para finalmente ser depositados.

II.-CONTROLES GEOLGICOS EN LA SEDIMENTACIN

A.-APORTE. Segn Emery, cerca del 70% de las plataformas continentales actuales estn cubiertas por sedimentos antiguos. Estos sedimentos fueron depositados en pocas anteriores y bajo condiciones diferentes, pero se encuentran ahora en esta posicin debido a las frecuentes transgresiones y regresiones marinas. Los depsitos modernos de plataforma abierta, estn 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, comnmente asociados y conocidos como depsitos de arena de tormentas, las cuales fueron depositadas durante periodos de tormenta, caracterizados por vientos huracanados a altas velocidades. La poblacin de organismos en una plataforma lodosa puede ser altamente variable de una plataforma a otra, y depender exclusivamente de las condiciones propias de la plataforma en cuestin; y en forma paralela, estar asociada la bioturbacin producida por estos organismos. Los sedimentos finos caractersticos de estas plataformas lodosas, es originado por los sedimentos que aportan principalmente los ros y constituye la mayor parte del material que el ro transporta en suspensin; que posteriormente es distribuido por las corrientes marinas sobre la plataforma.

B.-REGIMEN HIDRALICO. Por rgimen hidrulico entendemos la energa marina que es capaz de transportar partculas clsticas a travs de la plataforma y depositarlas. Esta energa marina est dada por las corrientes marinas, las cuales pueden ser de varios tipos y cada uno de estos tipos puede desplazarse a diferentes velocidades, imprimiendo as diferentes niveles energticos. 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 obstculos fsicos, como sera en mar abierto, las velocidades de las corrientes son por lo general lentas; en comparacin con las zonas donde si existen estas barreras, como seran los estrechos, bahas, etc. Esta diferenciacin en las velocidades de las corrientes, tiene una influencia en el tipo de sedimento que transportan y por consiguiente en el tipo de depsito que forman; as 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 caractersticas tienen gran influencia en la sedimentacin.

C.- FLUCTUACIONES EN EL NIVEL DEL MAR. A travs del tiempo geolgico el nivel medio del mar no se ha conservado en un punto fijo, sino que ste cambia constantemente. Estos cambios en el nivel del mar, pueden ser producidos por fenmenos tectnicos o periodos glaciares e interglaciares. Los cambios del nivel del mar, con respecto a un punto geogrfico, es lo que dar a las transgresiones. De esta forma tendremos que en diferentes tiempos geolgicos, un mismo punto se podr encontrar a diferentes profundidades y por consiguiente los sedimentos que en l se acumulen son de diferente tipo. Si este mismo principio es aplicado para una plataforma clstica, es lgico pensar que las relaciones de sedimentacin y transporte dentro de la plataforma sern diferentes, producto de las fluctuaciones en el nivel del mar.

D. FACTORES QUIMICOS. Existen ciertos factores qumicos que van a estar alterando la composicin del sedimento dentro de la plataforma. Estos factores sern el Eh y Ph, los cuales a su vez estarn regidos por las condiciones climticas de cada plataforma. En algunas plataformas clsticas, tendremos gran influencia de organismos, as como la precipitacin de carbonatos de calcio, slico-aluminatos, hidrxidos de manganeso y slice bioqumico. En forma semejante, la materia orgnica ser preservada o no, segn sean las condiciones qumicas del rea.

E. PROCESOS FISICOS.- Los procesos fsicos que intervienen en la distribucin y sedimentacin de las partculas clsticas son en s las corrientes marinas.

a) Corrientes ocenicas. Este tipo de corrientes est dado por la circulacin ocenica. Esta circulacin de las aguas ocenicas se lleva a cabo por diferencias de temperaturas entre las diferentes latitudes terrestres. Estas diferencias de temperaturas causan zonas mayor o menor presin baromtrica, producindose as el flujo de agua.

b) Corrientes de marea.- Estas corrientes son el resultado de la atraccin gravitacional entre la luna y el sol. La luna al estar en relacin con la superficie terrestre crea cierta atraccin la cual es registrada por las superficies marinas, creando as el flujo de un lugar a otro.

c) Corrientes metereolgicas. Al haber cambios de presin 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 direccin 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

Est dado por el rgimen hidrulico y factores metereolgicos (verano e invierno).

REGIMEN HIDRAULICO

Caracterizado por un fuerte aspecto estacional, la accin ms intensa ocurre en plataformas estables, con vientos y mayores reas en mar abierto. La fuente de poder ms intensa durante las tormentas de invierno que es acompaado por corrientes residuales paralelas a la lnea de costa con velocidad cerca de la superficie de 50 a 70 cm/seg.

En la plataforma de Oregon-Washington la fluctuacin est dada por corrientes semipermanentes como la de California-Davidson. La corriente Davidson influye directamente sobre la plataforma provocando una migracin de sta en invierno y reversible en verano. Esta velocidad de corriente de pocos centmetros 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 dbiles.

MAREAS ALTAS

En el invierno las fuerzas de viento y tormentas ocenicas que mueven mareas a travs 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 lmite de la plataforma.

La efectividad de estas corrientes tienen un significativo incremento por la propagacin de olas y tormentas en el norte del Pacfico, propagacin a travs de la plataforma, trae consigo el origen de rizaduras simtricas 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.

FACIES SEDIMENTARIAS

Son controlados por el acarreo de sedimentos, el rgimen hidrulico y la bioturbacin de organismos bentnicos.

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 ltimas; compuestas por cuarzo, feldespastos y fragmentos de roca (arenas dentrticas modernas); las arenas antiguas la constituyen diatomitas, radiolarios, foraminferos y la ms comn, glauconita.

ARENA LODO

Producto del retrabajo orgnico de la arena y la facies de lodo, la bioturbacin 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 distribucin 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 rgimen de energa hidralica

2.- tipo de sedimento disponible

3.- Direccin 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.

SEDIMENTACION DOMINADA POR MAREAS

ORIGEN

Los productos tpicos de corrientes de marea en los mares son en forma de base o de plataforma, son construidos como largas lneas 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, rectilneas 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 mxima fuerza o energa y duracin; el lento efecto asociado con la rotacin de marea retrasa la periodicidad de depsito de sedimento, y una sola direccin de corriente tiene aumento por otras corrientes, igual como las derivas de corrientes de viento. La interaccin de esos procesos son ejemplificados por todo el mundo, esos regmenes hidralicos 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 depsito.

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 direccin de las corrientes de mareas. En estas plataformas distintivas y facies sedimentarias caractersticas de direcciones de corrientes de mareas tienden a diferenciarse por: 1) mxima velocidad de corriente de mareas en direccin de la superficie. 2) elongacin de la elipse de la corriente de marea. 3) direccin y buzamiento de las caras de rizaduras de arena en el sotavento. 4) tendencia de las orientaciones de arena. 5) decrecimiento de tamao de arena. 6) decrecimiento de velocidad de corriente de marea y su direccin 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 mxima velocidad de corriente es la responsable para una supuesta estructura de flujo de viento. Estn compuestas por encima de 15 km. de largo y 200 m. de ancho, que son fijadas por ncleos de grava. Tpicas condiciones por estas formaciones incluyen velocidades mximas de 100 cm/seg. Kenyon en 1970 distingui cuatro tipos de acuerdo con su morfologa externa. Presentan variada estratificacin como consecuencia del tipo de corrientes que las forman sobre la lnea de marea baja.

2) RIZADURAS DE ARENA

Son en gran escala con crestas bien definidas y estrechas de igualmente cara de deslizamiento, stas son caractersticas de plataformas marinas. La asimetra de estas plataformas es frecuentemente en direccin y cerca de la superficie, tienen consideracin como indicadores responsables recientes corrientes de mareas. Esta idea es fundamentalmente apoyada o soportada por un dato como parmetro de direccin de las rizaduras de arena, son conformables con los datos de transporte de arena y stos ocurren con esa adecuada velocidad de corriente, bajo y moderado de actividad de olas y pronunciada asimetra de una corriente elptica de marea.

El estudio de la migracin de las rizaduras de arena no se tienen obtenidas exactamente y se pregunta la pequea relacin entre las rizaduras de arena y las condiciones hidralicas presentes, porque las rizaduras de arena tienen una asimetra definida, ocasionalmente o son inversas simtricamente a lo largo de la cresta de una sola ondulacin de arena; se llega a la conclusin de que existe un flujo secundario alrededor de las ondulaciones de arena. Los complejos rasgos morfolgicos de esa superficie de ondulaciones de arena deben ser recordados en las estructuras internas pero hasta el momento los datos son restringidos para el ncleo de estratificacin cruzada.

3) PARCHES O CONJUNTOS DE ARENA

Tienen trayectorias de arena en forma de hoja de buena distribucin de arenas finas con grado verticalmente y lateralmente tiene distribucin probablemente de arena fangosa.

El ms extensivo relativamente, estas facies nunca tienen reservada una o alguna atencin as 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 interaccin de estratificacin con un material distintivo o predominante en la estructura. Depositacin por suspensin de sedimentos de grano fino es retrabajado por organismos bentnicos que se consideran sus efectos nulos en estos tipos de estructuras para su formacin.

Como ejemplo (Figura 2) los tipos A, B, C, son caractersticos de zonas situadas en zonas de erosin 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 suspensin o lateralmente a travs de una trayectoria de transporte o por ambos, el patrn de circulacin de marea y corrientes llevadas por el viento. Estos depsitos son controlados por corrientes de marea que en el lmite cortan con fuerza olas efectivas y concentracin 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 extensin de las reas de lodo, son de aguas moderadamente profundas, con una combinacin de sedimento en suspensin de concentracin moderada y baja eficiencia de las olas permiten su acumulacin.

PARAMETROS DE DISPERSION DE SEDIMENTOS

La distribucin de facies en espacios sugiere la dispersin de sedimento dominante y los parmetros de plataforma, son corrientes de mareas recientes y stas son probablemente paralelas a la lnea de costa, estos parmetros generales parecen controlados por corrientes de mareas y son algunas realmente afectadas por las corrientes locales, igualmente como la base fisiolgica y aviabilidad de capas rugosas o expuesta a olas tempestuosas.

El revelado de la secuencia de transporte ms completa es un rea de 400 km de largo, pero algunos son incompletos, otros convergen o divergen. Zonas de convergencia marcan sitios de depsito de material predominante y estn representadas por ondulaciones de arena de planicies con montaitas de arena, tal como en la costa este de Inglaterra, zonas de material predominante en partes son ms comunes y son esencialmente reas de erosin (Figura 3).

La depositacin puede ocurrir en zonas de material predominante partiendo cuando hay una inferencia de arena de la lnea de marea baja a la combinacin del efecto de aporte de retraso de marea y el del sentido de rotacin de los vectores de corrientes de marea. Como conclusin, la arena no es enteramente derivada de toda la trayectoria o trasladada por retrabajado del Holoceno, pero incluye material de la lnea de marea baja, tiene importantes implicaciones concernientes a los mecanismos de dispersin 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 depsitos de plataforma y las grandes profundidades ocenicas. Est 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 ocanos con longitudes totales que exceden los 110,000 km, ocupando un rea total de ms de 60 millones de kilmetros cuadrados. El talud continental es relativamente abrupto con ngulos tpicos de 3 a 6(; y estn comnmente disectados por caones y escarpes con pendientes que exceden los 15(. El talud comienza, en forma general a los 100 200 m. de profundidad donde termina el lmite 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 estos taludes tiene un rango de 10 a 100 km. Los caones comnmente atraviesan todo el talud en forma perpendicular y por lo tanto el can se convierte en verdaderos ros submarinos con un gran caudal y masa transportada que es depositada en los abanicos abisales.

Los depsitos sobre el talud continental son comnmente sedimentos pelgicos y hemipelgicos de grano fino depositados por suspensin. Las estructuras ms importantes que se encuentran en los sedimentos sobre el talud son laminacin convoluta y estructuras de deslizamiento (Slumps) producidos por la accin de la gravedad y el peso de los sedimentos.

ABANICOS ABISALES

Los abanicos abisales son sedimentos en forma cnica, en donde el pice del cono se encuentra asociado con la desembocadura de un can submarino (Figura 1). Dentro de este can el sedimento es transportado por flujos de masa entre los que se destaca flujo de escombros, flujo de grano y por licuefaccin y corrientes de turbidez. Dentro del can el transporte se llevar a cabo por medio de estos cuatro tipos de flujo indistintamente; pero cada uno de estos flujos depositar una secuencia sedimentaria bien definida la cual se muestra en las figuras 2, 3, 4 y 5.

Estos diferentes depsitos estarn presentes (todos) cerca de la desembocadura del can para ir disminuyendo a medida que se adentra a la planicie abisal. Al desembocar el can submarino en la planicie abisal el flujo pierde energa (en forma similar como la de un delta) provocando el depsito de los sedimentos en forma diferenciada (Figura 6), provocando de esta forma que exista una gradacin granulomtrica en sentido horizontal, encontrndose los sedimentos ms gruesos cercanos a la desembocadura del can y disminuyendo el tamao del grano a medida que nos alejamos de esta zona, debido a que la influencia del can ser menor en las zonas alejadas. En las porciones ms distales del abanico los sedimentos pasarn transicionalmente y se interdigitarn con los sedimentos pelgicos de las planicies abisales. La porcin donde recibe la mayor influencia del can o sea en las partes cercanas a la desembocadura de ste se le conoce comnmente como el abanico superior y se caracteriza por una gran cantidad de canales distributarios. La porcin alejada a la desembocadura del can se le conoce como el abanico inferior. El abanico superior (Figura 6) se caracteriza por una topografa abrupta (Figura 7) asociada a los canales principales, mientras que la porcin media disminuye esta topografa ya que en este tamao (Figura 7). Hacia la parte inferior la superficie es ms o menos suave.

1. Abanico superior.- En forma general se caracteriza por una topografa cncava hacia arriba y una depresin central que es ocupada por el canal principal, con sus correspondientes bancos marginales (Figura 7). Este abanico tambin es llamado abanico interno (Figura 8) y se caracteriza litolgicamente 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, as como con sedimentos pelgicos. 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 formacin de lbulos d