El Ambiente Marino

Ambientes Sedimentarios

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TEMA VI

Ambientes Marinos: Sedimentacin en costas macro, micro y mesotidales, subambientes del rea de nearshore. Planicies de mareas, islas barreras y costas arrecifales. Sedimentacin en el rea de plataforma continental, plataformas dominadas por olas de tormenta y mareas. El talud y alzamiento continental, fisiografa y sistemas depositacionales. Abanicos submarinos, facies y procesos sedimentarios: turbiditas de alta y baja densidad, flujos de detritos, etc.. Cuencas marinas profundas y planicies abisales, fangos rojos y sedimentos orgnicos, ndulos de manganeso. La lnea de compensacin de la calcita, su significado geolgico y comportamiento en el tiempo y el espacio.


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EL AMBIENTE MARINO

El ambiente que comienza en el borde del mar se puede subdividir de una manera

general en dos reinos principales: el pelgico, que se refiere a la masa de agua en s, y el

bentnico, que se refiere a los substratos de sedimentos en el fondo. A su vez, el reino

pelgico puede subdividirse en agua que yace sobre las plataformas continentales

(ambiente nertico) y agua que est ms all de las plataformas continentales en las

cuencas ocenicas ms profundas (ambiente Ocenico). La masa de agua ocenica

puede ser diferenciada aun ms en otros varios subambientes de acuerdo con la

profundidad del agua. El reino bentnico tiene tambin subdivisiones, que se correlacionan

ms o menos con las subdivisiones pelgicas. As el ambiente sublitoral incluye el fondo

del mar en las plataformas continentales y, por lo tanto, esta cubierto por el ambiente

nertico pelgico. EL fondo del mar de ms all de las plataformas continentales incluye

las regiones Batial, Abisal y Hadal, que se corresponden ms o menos con el Talud

Continental, el fondo del ocano profundo y los fosos profundos del ocano,

respectivamente. La parte del fondo del mar que se encuentra dentro de la amplitud de las

mareas alta y baja, se denomina ambiente litoral o intermareal. La lengua estrecha de

tierra que se encuentra encima de la marca de pleamar normal, pero que todava se

encuentra dentro de la extensin de la influencia del ocano (Salpicadura de sal, olas

tormentosas o mareas excepcionalmente altas), se define como el ambiente supralitoral.

La Plataforma Continental

Constituye la zona de enlace entre el continente y el ocano. Clsicamente se

caracterizaba atendiendo a un lmite de profundidad, lo cual careca de todo sentido

morfolgico y real. La plataforma continental (fig.6.1) debe ser definida morfolgicamente

sin tener en cuenta sus lmites batimtricos (antes establecido hasta 200 m, cuando en la

actualidad se observan zonas de plataforma con profundidades que rebasan los 600 m).

Es, pues, un rea con un relieve poco acusado, poco profunda, caracterizada por poseer

pendientes muy suaves que pueden establecerse como trmino medio alrededor del 1%.


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La extensin de la misma es muy variable, pues mientras en unos continentes est

ampliamente desarrollada, en otros, por el contrario, lo constituye una franja muy estrecha

de transicin entre la costa y los grandes fondos. Generalmente es una zona que se

extiende bordeando el continente con lmites ms o menos paralelos.

Su aparente monotona morfolgica se ve, de cuando en cuando, interrumpida por

la existencia de unos profundos valles que la surcan perpendicularmente. Estos valles, que

se denominan caones submarinos, poseen su cabecera en la misma plataforma y su

desembocadura en el en el borde precontinental o pie del talud.

Es el rea en donde existe el mximo dominio de vida, por lo tanto tambin ser

aqu donde la sedimentacin organgena y orgnica alcancen mayor intensidad.

Figura 6.1.- La Plataforma Continental del Atlntico.


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El Ambiente de Plataforma

El ambiente de plataforma puede ser subdividido en base a un nmero de diferentes

caractersticas: (1) Morfologa, (2) Rgimen Hidrodinmico, (3) Salinidad y (4) Ligera

penetracin (zona ftica). Las variaciones y las interacciones de estos factores explican la

diversidad de depsitos carbonticos encontrados en este ambiente, ambos en el pasado

geolgico y en el presente. Varios modelos son necesarios para cubrir la diversidad de

ambientes de plataforma, modelos que permitan, por ejemplo, por la presencia y ausencia

de una barrera o cuenca profunda.

Una barrera o bajo que es ms o menos continuo a travs de la plataforma es una

modificacin importante. La barrera puede tener complejas y variadas caractersticas tal

como asociada a construcciones arrecifales, diques, deltas, dunas, barreras, llanuras de

marea, canales, lagunas, y reas donde ocurre erosin activa, el nivel de equilibrio de la

barrera est influenciada directamente por la energa, temperatura y qumica (oxigenacin

y salinidad), el cual alternamente afecta la actividad biolgica en un lado de la barrera.

Estas variaciones dan de cualquier manera la distincin entre la plataforma interna y

externa.

Factores fsicos que influencian el tamao de grano, distribucin, y forma del grano

de depsitos sedimentarios en el ambiente de plataforma incluye olas, corrientes,

corrientes de mareas y viento. Variaciones en estos factores determina la energa en el

ambiente de depositacin. En mares pericontinentales, donde ocurren los movimientos, la

plataforma interna puede ser subdividida en varios ambientes:

- Ambiente supramareal, el cual es raramente alcanzado por la marea alta y oleadas.

- Ambiente intramareal, la zona entre el agua alta y baja

- El ambiente submareal, la zona que ocurre bajo la marea baja.

El trmino peritidal es usado para abarcar ambientes marino marginal, de submarea

a supramarea, los cuales estn sujetos a las fluctuaciones de la marea. Usando la

asociacin de facies y la evolucin de facies con el tiempo, es a menudo posible deducir

aproximadamente la localizacin de la lnea de costa en el tiempo geolgico pasado y as

varias partes de la secuencia de ambientes establecidos.

1. Ambiente Supramareal, varios subambientes ocurren en esta zona, se caracteriza por largos perodos de exposicin subarea comprendiendo en la zona costera situada por


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encima del nivel medio de la marea alta, slo afectada por las mareas vivas y de forma

espordica por inundaciones producidas por tormentas, incluyendo sabkas, pantanos

salinos, se desarrollan por encima de la influencia normal del mar. La ocurrencia de

depsitos bien desarrollados en esta zona depende ampliamente del perfil de la costa.

La naturaleza de los depsitos es ampliamente influenciado por el clima, por ejemplo

en un rea clida de sabhas ocurre, mientras la mayora de regiones climticas

extensas regiones de pantanos salinos pueden desarrollarse. La presencia de ambos

aguas altamente salinas y dulces. Por ejemplo en el rea de Sabkas ocurre, mientras la

mayora de regiones climticas extensas pueden desarrollarse. La presencia de ambos

altamente salino y de agua fresca en el ambiente supramareal hace una importante

zona de alteracin diagentica temprana.

2. Ambiente intermareal: Sedimentacin rtmica caracteriza el ambiente intermareal, el cual es una zona de emergencia peridica y submergencia. Se Esta es una zona de

vida abundante, pero viviendo en condiciones extremas y la biota debe ser capaz de

adaptarse a la alternancia de emergencia y submergencia, tan bien como las grandes

variaciones en temperatura, salinidad, pH, y qumica del agua. El clima tiene una

influencia en los depsitos intermareal. Subambientes de la zona intermareal incluye la

anteplaya, playa, canales de marea, y qumica del agua. El clima tiene una influencia

importante, diques. Junto con la zona supratidal, la zona intertidales una zona de

diagnesis temprana. Esta incluye la formacin de dolomitas y evaporizas.

3. Ambiente submareal. Este es generalmente un ambiente de baja energa, pero en zonas de altas corrientes y el remanente de la energa alta de la actividad de las olas y

los sedimentos son similares a los encontrados en la zona intermareal. Las

caractersticas ms importantes desde el punto de vista sedimentario son: sedimentos

de colores grises y marrones claros, debido a la oxidacin. Abundan las algas verdes

azules Depsitos en la zona subtidal no son tan variables como a los encontrados en el

ambiente intertidal. Sin embargo, este es un ambiente importante de depositacin de

carbonatos. La microfauna es diversa y las variaciones en la salinidad del agua, el cual

depende principalmente de aguas profundas, produce una variedad de condiciones

sedimentarias. Alta salinidad, saturacin carbontica, y pobre oxigenacin

generalmente indica un ambiente de baja energa. Estas condiciones resultan en una


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asociacin faunal modificada, usualmente una de baja diversidad. El reconocimiento de

tal asociacin de las condiciones del agua y de la fauna sirve para distinguir un

ambiente marino restringido de un ambiente marino abierto. Estas distinciones son

mantenidas por mares epricos donde existen barreras no fsicas y circulacin de

aguas, pero donde la gran anchura y la profundidad baja de la circulacin pobre del

medio del cuerpo del agua, de las ondas humedecidas y de la baja energa. La

profundidad de la penetracin ligera permite que dos zonas sean distinguidas en el

ambiente subtidal: (1) La zona ftica y (2) la zona aftica. Condiciones biolgicas

difieren considerablemente entre las dos porque no puede ocurrir la fotosntesis donde

no penetra la luz.

ESQUEMAS GENERALES DE DISTRIBUCIN DE FACIES. EL MODELO DE WILSON,

1975.

La mayor parte de las rocas carbonatadas que se han formado a travs de la

historia geolgica estn relacionadas con las grandes plataformas epicontinentales. Como

se ha visto anteriormente, la sedimentacin en estas plataformas viene condicionada por

muy diversos factores, hidrolgicos, climticos, orgnicos, tectnicos, etc., que influyen

muy directamente en la distribucin de facies en el modelo.

En 1965, Irwin, teniendo en cuenta el rgimen energtico, construy un modelo

compuesto por tres zonas o cinturones de distinto nivel de energa en funcin de la

interseccin del perfil de la plataforma con dos planos horizontales el nivel de base del

oleaje y el nivel del mar. La zona X es la ms profunda, situada bajo el nivel de base del

oleaje, y por tanto, de baja energa.

Los sedimentos son fangos micrticos poco lavados. La zona Y, o zona intermedia,

est afectada por las olas, siendo pues de alta energa. Se dan barras y bajos las arenas

esquelticas y oolticas y arrecifes. La zona Z, situada en la parte interna y protegida, es

decir, en la zona de sombra del cinturn Y, se caracteriza por una baja energa, con

sedimentos de fangos peletoidales, dolomas, estromatolitos de algas y evaporitas.


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Wilson, en 1975, tras un estudio intensivo de gran cantidad de ejemplos de

plataformas carbonatadas actuales y antiguas, y teniendo en cuenta no slo los niveles de

energa en la plataforma, sino tambin otros tipos de factores condicionantes, construy un

modelo estndar que por medio de nueve cinturones de facies trata de reflejar la

distribucin de facies que se puede producir en una: plataforma carbonatada cualquiera

(Figura 6.2). Lgicamente en ningn modelo se van a dar todos los cinturones, puesto que

existen multitud de factores propios de cada ejemplo que pueden alterar el desarrollo y

distribucin de facies. Sin embargo, el modelo de Wilson resulta enormemente til ala hora

de predecir las facies en un modelo antiguo, teniendo en cuenta sobre todo que al no tener

actualmente plataformas comparables a las que existieron en el Paleozoico y Mesozoico,

debemos muchas veces recurrir a modelos conceptuales.

A continuacin, de forma muy resumida, se describen cada uno de los cinturones de

facies:

l. Cuenca (euxnica o evaportica) Son facies que se acumulan en zonas profundas, por debajo de la lnea de

agotamiento del oxgeno, por lo tanto en condiciones euxnicas la mayor parte de las

veces, lo que impide la existencia de bentos. De esta forma los sedimentos consisten,

principalmente, en arcillas y carbonatos laminados no bioturbados, con organismos

nectnicos y planctnicos bien conservados, que tras la muerte caen al fondo. Tambin

pueden darse condiciones hipersalinas en ciertas circunstancias especiales de

aislamiento, dando lugar a veces a importantes depsitos de halita.

II. La plataforma abierta profunda (nertica) Se sita sobre la lnea de agotamiento del oxgeno y por debajo del nivel base del oleaje

de tormentas, aunque cuando stas son muy fuertes puede verse parcialmente afectada,

desarrollndose capas de tormenta. Aparecen sobre todo calizas nodulares (micritas) y

margas, con abundante epifauna e infauna hace que los sedimentos estn frecuentemente

bioturbados.

III. El pie del talud La profundidad, las condiciones del oleaje y el nivel de oxigenacin son variables,

pudiendo ser equivalentes a los del cinturn I o II: Esta zona se sita al pie de la pendiente


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de la plataforma productora de carbonatos y los sedimentos procedentes de ella

(turbiditas, bloques exticos, olistostromas, etc.) se intercalan con depsitos pelgicos y

hemipelgicos.

Figura 6.2.- Modelo de Wilson (1975)


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IV. El talud s.s. Se sita en general por encima del nivel de oxigenacin y por debajo del nivel de base del

oleaje normal. Es la pendiente que caracteriza a la plataforma continental, en su extremo

ms ocenico, sufre una ruptura bastante brusca, incrementndose de forma considerable.

En esta rea de ruptura de pendiente se inicia el talud continental o escaln, ms o menos

pronunciado, que da paso a las grandes profundidades ocenicas (fig.6.1).

El talud continental tiene mayor pendiente en su parte superior, y hacia las regiones

ms profundas se va haciendo ms suave y pasa gradualmente de la zona batial

(profundidades entre 200 2000 m.) a la zona abisal (profundidades de 4000 a 5000 m.).

El lmite entre la zona batial y Abisal es arbitrario, pero se coloca por definicin a 2000 m.

de profundidad. Los sedimentos en su mayor parte proceden de la plataforma:

brechas, calcarenitas resedimentadas, deslizamientos, bloques exticos, etc. Pueden

encontrarse localmente montculos arrecifales. La estratificacin caracterstica es de

foresets inclinados a gran escala (clinoformas) y est determinada por abundantes

deslizamientos debido a la pendiente.

V. El arrecife orgnico

El carcter de las construcciones orgnicas vara en funcin de gran cantidad de

factores, algunos de los cuales son: el rgimen hidrulico, la inclinacin de la pendiente, la

productividad orgnica, la capacidad constructora, el tipo de comunidad arrecifal, la

frecuencia de exposiciones subareas y la cementacin. Se producen calizas masivas

esquelticas (bundstones, rudstones y floatstones).

VI. Las calcarenitas de borde de la plataforma

Se disponen en bajos, barras mareales, islas barreras y deltas mareales. Son

fundamentalmente oolticas y / o esquelticas y se forman en profundidades de agua entre

10 y 5 m. y con frecuentes emersiones. Las comunidades bentnicas son muy pobres, ya

que al ser un medio de alta energa y sobre todo de fondo inestable, las condiciones no

son adecuadas para el bentos.


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VII. La plataforma somera no restringida

Se incluyen aqu los lagoones abiertos y las bahas que se encuentran detrs del

borde externo de la plataforma. La comunicacin marina es buena, pero se trata de una

zona muy somera, muchas veces de unas pocas decenas de metros de profundidad, por lo

que puede estar sometida a fuertes cambios estacionales (temperaturas, aporte de agua

dulce), lo que hace que el stress ambiental sea a menudo alto. Aparecen micritas con

intercalaciones de calcarenitas procedentes del cinturn de borde de la plataforma (mantos

calcarenticos)

VIII La Plataforma Restringida

"Constituida por las charcas permanentes, los lagoones mal comunicados y llanuras

mareales. Son medios de un alto stress ambiental porque las condiciones tan someras y

las exposiciones subareas frecuentes, provocan cambios rpidos de temperatura y de

salinidad. As, la fauna suele ser restringida, formada por comunidades de organismos en

general poco diversificadas. Los sedimentos provienen en su mayor parte de tormentas,

arrastrados desde el mar hacia tierra. La cementacin temprana es un fenmeno comn.

IX La llanura supramareal evaporitica

En las zonas supramareales con una evaporizacin neta muy alta, permanente o

temporal, se produce la formacin de yesos y anhidrita y otros minerales evaporticos tanto

primarios como diagenticos. El agua del mar inunda la llanura slo espordicamente

durante las tormentas y llena las lagunas o charcas, evaporndose despus y

precipitndose las evaporitas. La evapotranspiracin capilar es tambin Importante

(sebkhas) y un efecto muy comn es la dolomitizacin temprana del aragonito

preexistente. "Aunque en el esquema de Wilson no viene representado, en climas

hmedos este ltimo cinturn podra estar sustituido por la llanura supramareal con

marismas (fangos laminados y niveles estromatolticos).

El modelo de Wilson constituye un ejemplo terico completo de prcticamente todas

las facies y posibilidades que se encuentran tanto en medios antiguos como modernos.


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Aunque evidentemente en ningn modelo se pueden dar todos los cinturones de

distribucin, ni siquiera en el mismo orden de aparicin.

Adems es una zona por la que se resbalan parte de los sedimentos del borde externo de

la plataforma continental an no consolidados y que, en definitiva, irn a parar el pie de

este escaln o talud.

La Zona Batial y Abisal El cambio de pendiente suministra una base natural para separar la zona nertica de la

batial pero el lmite entre la batial y la abisal es enteramente arbitrario, estando colocado

por definicin ampliamente aceptada, a los 2000 metros (fig.6.2).

Definida as, la zona batial ocupa la parte superior de las pendientes continentales,

variando en anchura de unos 16 kilmetros a ms de 160, con un rea total de

aproximadamente 31 millones de kilmetros cuadrados o un poco ms que la actual zona

nertica. El resto del fondo profundo del mar constituye el abismo. Tiene un rea de unos

310 millones de kilmetros cuadrados, de los cuales 23 millones exceden a los 3600

metros de profundidad.

La pendiente continental est normalmente ms inclinada en su parte superior y al

aumentar la profundidad gradualmente se aplasta hasta fusionarse imperceptiblemente

con el amplio fondo del ocano. Localmente a lo largo de costas falladas, como la de

California, el cambio de pendiente en la cima es abrupto y la parte superior de la pendiente

continental es empinada, pero en general el cambio es de gran radio de curvatura y la

pendiente hacia abajo es suave. Por ejemplo, donde la zona batial tiene solamente 16

kilmetros de ancho, la pendiente media es de alrededor de 1 metro a 10, y donde tiene 40

kilmetros de ancho la pendiente es ms o menos de 1 metro a 25.

El lmite entre las zonas batial y abisal se encuentra en medio de esta pendiente y no est

marcado por un cambio apreciable en el ambiente o en el carcter de los sedimentos del

fondo. No tenemos, por lo tanto, un criterio para separar las rocas sedimentarias formadas

arriba de este lmite de las formadas a considerable distancia ms profunda.


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La Zona Hadal

Corresponde a las fosas y fosos submarinos profundos del ocano, y con respecto a las

profundidades esta localizada desde 5000 m. en adelante (fig.6.3).

En el fondo del ocano pelgico las condiciones son de total oscuridad, baja

temperatura, alta presin hidrosttica y quietud de las masas de agua.

El movimiento ms generalizado es aquel de las corrientes fras, provenientes de

las regiones polares, las cuales bajan lentamente y se esparcen por todo el fondo

ocenico. Hay tambin las corrientes de densidad, de carcter ms local y producidas por

diferencias en la salinidad de las masas de agua.

Por ltimo, la quietud del fondo ocenico puede ser perturbada por corrientes de

turbidez que son tambin de carcter local y de duracin muy breve.

Figura 6.3.- Morfologa de los fondos ocenicos.

Procesos en el Ambiente Pelgico

Con respecto a las corrientes de turbidez hasta muy recientemente se crea, que

ningn sedimento grueso podra ser transportado a las zonas batiales o abisales por falta

de fuertes corrientes de fondo. Claro est que se reconoca que los derrumbes y taludes

podran formarse adyacentes inmediatamente a fallas activas submarinas y que las


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montaas de hielo podran transportar detritos gruesos al mar y dejarlos caer lejos de

tierra, pero con estas excepciones, se haba supuesto, comnmente, que los

conglomerados y brechas eran la evidencia primordial de depsito terrestre o en la zona

nertica.

Un inters intenso en los caones submarinos comenzando alrededor de 1935, llev

a investigar a Kuenen (1937; Kuenen y Migliorini 1950) y otros a mostrar la potencia

previamente insospechada de las corrientes de turbidez para transportar sedimentos

gruesos muy lejos dentro de las cuencas ocenicas. Que tales corrientes hayan

erosionado de hecho los caones, es una cuestin que an est en discusin, pero parece

ser cierto que de tiempo en tiempo los sedimentos que se han acumulado en ellos han

salido inicindose como derrumbes que generaron corrientes de turbidez de alta velocidad

capaces de llevar arena y grava hasta la base de la pendiente continental y mucho ms

lejos.

La corriente colosal que se desarroll en la pendiente sur de los Grand Banks, a

raz del temblor del 18 de Noviembre de 1923 (Heezen y Ewing) alcanz una velocidad de

ms de 96 Kilmetros por hora en la parte inferior de la pendiente continental, a una

distancia de ms de 160 kilmetros de la orilla de la plataforma continental y a una

profundidad de ms de 3600 metros. Una velocidad de 96 kilmetros por hora excede a la

de cualquier corriente conocida que opera en tierra y sera competente para transportar

enormes cantidades de sedimento (fig.6.4).

Por otra parte, el termino turbidita se aplica a una alternancia de materiales (capas

de areniscas y de arcillas, por ejemplo) con una estratificacin muy regular. Sus capas se

caracterizan en conjunto por poseer los contactos planos paralelos entre ellas, e

individualmente, por ello impreso por las corrientes de turbidez (6.5 y 6.6).

Las caractersticas impresas por las corrientes de turbidez pueden resumirse en

dos:

a) un contacto inferior de las capas neto (erosional y plano), frecuentemente con

solo marks en la base; y

b) una estructura interna primaria de las mismas muy caracterstica.


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Figura 6.4.- Caones Submarinos

Figura 6.5.- Ejemplo de Corriente de turbidez

Figura 6.6.- Turbiditas Ocenicas Correspondiente al Grupo de Hecho, al N. De Aroiz (Navarra).


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Tipos de sedimentos Pelgicos.

1. Glacial Marino: Se deriva de un glacial, incluye partcula de granos no escogidos, es decir los granos pueden tener cualquier tamao.

2. Tefra: Las capas estn compuesta exclusivamente o casi siempre de sedimentos volcnicos.

3. Volcnicos de mar profundo: Estn distribuidos en grandes cantidades en el lecho marino. Comnmente estn asociado con basaltos almohadillados antiguos interpretados como productos de erupciones submarinas, la profundidad no siempre es conocida, son Chert radiolarios, capas de chert que contienen remanente de radiolarios. Algunos gelogos han sugeridos que el slice que produce el chert puede venir de la actividad volcnica como mecanismo alterno, otros autores consideran que el slice es menor proporcin puede ser precipitado directamente del agua.

4. Brechas marinas tectnicas: En varias cadenas montaosa ciertos estratos marinos de grano fino contienen secciones complejas y grandes bloques (de varios Km. de longitud) de estratos diferentes al material entendidos en las secciones. Tanto las secciones como los bloques y su matriz muestran evidencia de haber sido intensamente cortado y fracturado. Estos depsitos son brechas tectnicas peculiares que pueden no ser diferenciables, de cuerpos cortadas o de bloques de rocas desplazadas por la gravedad tales como taludes subacuatico o productos de deslizamiento subacuatico.

5. Sedimentos Autignicos: (formados in situ) En partes del suelo marino profundo las corrientes previenen la acumulacin de partculas para tomar cualquier clase de sedimentos pelgicos o terrgenos que hemos discutido anteriormente. Tales reas son descrita como ambiente no depositacionales. Este trmino es algo como un nombre equivocado, pues ciertas reacciones qumicas o bioqumicas podra aadir materiales directamente al fondo. Sin embargo, la rata de adicin es muy lenta ejemplos de esto son oxido de manganeso y fosforita. Junto con estas acumulaciones autignicas podran encontrarse restos fosilizadas de gran tamao como dientes de tiburn, escamas de pescados y vertebrados as como los resistentes huesos de las orejas de las ballenas.

Distribucin de sedimentos Pelgicos.

Varios factores afectan la distribucin de sedimentos pelgicos obviamente, condiciones especiales se requieren para el depsito de lodos negros, variados sedimentos rico en hierro, y evaporita. Adems de los efectos de luz en la superficie del agua de los ocanos moderno la distribucin de organismo planctnico esta controlada mayormente por temperatura, por ejemplo las diatomitas en los mares polares (cercano a los polos) y varios tipos de foraminferos estn restringido a ciertas masa de agua. Pero nosotros podemos predecir si la distribucin de organismos planctnicos en las aguas superficiales estn disponibles para su distribucin como sedimentos esquelticos en las aguas marinas profundas; despus de todo, nosotros sabemos que la tasa de sedimentacin de las partculas extremadamente pequea es muy lenta (una partcula de arenisca de tamao fino requiere de 10 diez das para sedimentar a unos 4.000 m, para una arcilla muy fina el tiempo excede los 100 aos) ya que la suspensin es muy lenta y que las corrientes superficiales y submarinas se encuentran en movimiento constante. A


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pesar de todas las posibles complicaciones, es un hecho remarcable que un mapa de distribucin de las pruebas de organismo planctnico en los sedimentos marinos profundos de hoy en da se ajustan casi exactamente a un mapa de distribucin de las formas vivientes en las aguas superficiales. Esta grata coincidencia solo puede significar una sola cosa: las pequeas partculas no se estn sedimentando como individuos aislado. En cambio, ellos probablemente hacen un largo viaje hacia la depositacin unidos en forma de agregado, los cuales se depositan relativamente rpido. Depsitos de los Ambiente pelgicos.

Flysch: Son serie de sedimentos comnmente formadas por una alternancia de arcillas (Blando) y arenisca (Duro). Los materiales dominante en esta serie son de facies turbiditica, caracterizada por la existencia de grano clasificacin en sus capas, este tipo de sedimentacin se localiza en el borde inferior del talud continental y en la llanura abisal, existiendo una mxima acumulacin de sus sedimentos en la desembocadura de los conos de deyeccin submarinos (figuras 6.7 y 6.8). En otro sentido, el termino flysch procede del dialecto suizo hablado en el valle de Simmenthal. All se emplea para indicar laderas que se deslizan. Fue Studer (1827) el primero que adapto este termino a la Geologa, y a partir de este autor ha ido utilizndose para indicar la fase de relleno de un geosinclinal.

Figura 6.7.- Modelo sedimentario para la turbidita.


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Figura 6.8.- La unidad turbidtica muestra la secuencia de Bouma completa junto a su interpretacin en termino de rgimen de flujo.

Al estar sus series comnmente formadas por una alternancia de arcillas (blando) y areniscas (duro), este termino se ha llegado a aplicar a cualquier tipo de serie rtmica. Despus del ya clsico trabajo de Kuenen & Migliorini (1950) se vio que los materiales dominantes en las series flysch son de facies turbidticas, caracterizadas por la existencia de granoclasificacin en sus capas. As se ha llegado a denominar, en lugar de cuenca de flysch, cuenca de turbiditas, lo cual implica muchas menos consideraciones de tipo tectnico.

Tampoco se puede utilizar como sinnimo de cuencas turbiditica a las formadas por clastos de profundidad, pues si bien son estas facies las que generalmente dominan, no son, ni mucho menos, las exclusivas. Adems existen cuencas de turbiditas ntimamente ligadas a depsitos de muy poca profundidad (Dabrio et al, 1972) o incluso lacustres. Es por ello que se hablar a partir de este momento, para designar estas Series clsticas de sedimentos profundos o bien de facies turbiditicas y facies asociadas a las mismas. Ha sido este grupo de sedimento el nico en que se han estudiado las facies antiguas (fsiles) con anterioridad a las actuales. Han sido casi los estudios de las facies fsiles los que han servido para localizar e interpretar los sedimentos actuales. En la actualidad las cuencas profundas de sedimentacin, donde se localizan predominantemente las turbiditas y facies asociadas a las mismas, se hallan bien delimitadas. En el fondo de los ocanos se observa que este tipo de cuencas se localizan en el borde inferior del talud continental y en la llanura abisal, existiendo una mxima acumulacin de sedimentos en la desembocadura de los caones submarinos (conos de deyeccin submarinos de figura 6.6). En la figura 6.8 se muestran las diferencias entre las caractersticas internas de una acumulacin masiva de sedimento sobre el fondo oceanico (debido a acumulacin detrtica en general o a lo largo de escarpado de fallas) con la turbidita. En la figura 6.9 se muestran las relaciones entre la turbidita basal del delta del Nger con los sedimentos deltico a ella sobrepuestos; ntense las dimensiones de la seccin. La figura 6.10 muestra una seccin donde se puede ubicar la columna A de la figura 6.8.


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Figura 6.9.- Aqu se muestran las diferencias entre las caractersticas internas de una acumulacin masiva de sedimento sobre el fondo oceanico (debido a acumulacin detrtica en general o a lo largo de escarpado de fallas) con la turbidita.

Figura 6.10.- Se muestran las relaciones entre la turbidita basal del delta del Nger con los sedimentos deltico a ella sobrepuestos; ntense las dimensiones de la seccin.

Figura 6.11.- Acumulacin submarina de una arena clstica a lo largo de un escarpado de falla.


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Lodos Terrgenos: Son llevados en suspensin a las aguas pelgicas y sedimentan muy lentamente en el fondo del ocano. La zona batial generalmente est cubierta por un lodo terrgeno de color plomo o gris azul que tambin se extiende a una distancia variable dentro del abismo. Comnmente tiene una pelcula superficial de color rojizo o parduzco debido al hierro oxidado, pero se encuentran condiciones reductoras abajo de la superficie y tan pronto como el lodo es cubierto, el hierro se reduce al estado ferroso y el tinte rojizo se pierde. Arcilla Roja Abisal: En la regin abisal el sedimento ms extendido es el llamado arcilla roja. Cubre como la cuarta parte del fondo de los ocanos Atlntico e Indico y casi la mitad del fondo del Pacfico (Sverdrup Johnson y Fleming. 1942, yaciendo principalmente en las regiones ms profundas y lejos de la costa, casi completamente bajo los 3600 metros. Su color vara desde el rojo ladrillo al pardo chocolate y muy prximo a la costa pasa localmente a azul. Es de grano extremadamente fino y qumicamente se aproxima a la composicin de la roca gnea promedio, de la cual difiere por un contenido de aluminio, hierro, manganeso un poco ms alto y un contenido de calcio, potasio y sodio ms bajo. El xido de magnesio se presenta en forma de concreciones, como granos diseminados, como recubriendo las conchas con una pelcula o como matriz y es uno de los rasgos ms distintivos de la arcilla roja abisal. La fuente de la arcilla roja es menos obvia que la de ningn otro sedimento ocenico y probablemente no es simple. Puede derivar es de polvo trado por el viento, de polvo meterico, de arena volcnica y posiblemente de sedimentos terrgenos de dimensiones coloidales. El color rojo es debido a la oxidacin del hierro a la condicin frrica. Puesto que las aguas profundas fras llevan oxgeno libre en solucin y las diminutas partculas de sedimentos que constituyen la arcilla roja se asienta lentamente, tienen una gran oportunidad para oxidarse antes de llegar al fondo, y la extrema dispersin de la materia orgnica a grandes profundidades les permite permanecer as despus del depsito. El carbonato de calcio se disuelve en agua fra rica en bixido de carbn, ms debajo de los 4500 metros: por lo tanto, los animales portadores de concha son muy raros o estn ausentes. An conchas tan grandes como la del Nautiles (o la de amonitas) que podran asentarse desde arriba, se disolveran en el fondo dejando cuando mucho impresin en la arcilla. Los objetos insolubles, tales como los huesos del odo de las ballenas, permanecen, sin embargo, las conchas silceas, notablemente de radiolarios, son comunes. Barro o Fango orgnico: La superficie de las aguas mantienen un vasto nmero de unas cuantas clases de organismos, la mayor parte microscpicos, que estn adaptados a la vida pelgica y constituyen conchas de CaCO3, o de SiO2, que extraen del gran almacn llevado en solucin. Estas conchas eventualmente se asientan en el fondo y donde la acumulacin del lodo es muy lenta forman los llamados fangos orgnicos. Barro de globigerina: El ms extendido de stos es el fango de globigerina que cubre casi 130 millones de kilmetros cuadrados del fondo del ocano. Est constituido por unas 30 especies de foraminferas que pertenecen a las familias Globigerinidae y Globorotalidae. Solamente dos de ms de 50 familias de foraminferos se han adaptado al hbito de flotacin (el resto vive en el fondo), pero habindose adaptado a la vida pelgica subsistente en nmeros increbles en toda la superficie de las aguas del ocano. Como otros organismos de una sola clula, estas criaturas se reproducen por subdivisin. Durante la poca de desov el protoplasma de cada una se subdivide en zoo-esporas que


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pululan saliendo y se dispersan, dejando el fondo. Normalmente stas no son las conchas de los muertos, como generalmente se dice, sino aqullas abandonadas por los vivos y los fangos incluyen muy poca materia orgnica. Cuando el lodo est acumulndose las conchas de foraminferos generalmente quedan incluidas en los intersticios y as pueden ocurrir todas las gradaciones entre lodo terrgeno y fango de globigerina. Los sedimentos son, por lo general, considerados fangos si contienen ms del 30% de conchas. Puesto que las globigerinas viven en la superficie, sus conchas pueden asentarse en el fondo de las aguas de cualquiera profundidad, pero las reas de los fangos de globigerina de hecho se encuentran casi exclusivamente a las profundidades entre 1800 y 4500 metros, porque a profundidades menores generalmente cerca de la costa, el lodo se acumula mucho ms rpidamente que las conchas y a profundidades mayores las conchas son disueltas y desaparecen. Barro de Pterpodos: Los pterpodos son un grupo menor de gasterpodos adaptados a la vida pelgica. Sus pequeas y delicadas conchas calcreas aparecen comnmente en los fangos de globigerina y localmente forman un fango calcreo que cubre pequeas reas a profundidades intermedias. Barro de Radiolarios: Los radiolarios son animales de una clula, verdaderamente microscpicos, la mayora de los cuales hacen sus conchas de SiO2. Aunque muchos de ellos viven a grandes profundidades, otros subsisten en grandes cantidades en la zona pelgica. Como los foraminferos, se reproducen por subdivisin, dejando que sus conchas vacas se asienten hasta el fondo del ocano. Siendo silceas estas conchas son insolubles an a grandes profundidades y pueden acumularse siempre que haya una escasez de otros sedimentos de fondo. En la actualidad el fango de radiolarios cubre unos 13 millones de kilmetros cuadrados en el fondo profundo del ocano. Normalmente no es de ningn modo una concentrado puro de arcilla roja rica en radiolarios. Algunos pedernales de radiolarios puedan representar depsitos de este tipo.

Barro de Diatomeas: Las diatomeas son plantas unicelulares, microscpicas, que viven en las aguas superficiales iluminadas por el sol, donde ciertas sustancias nutritivas son abundantes. Forman conchas silceas, delicadas, de las que se desprenden durante la poca de reproduccin. Viven con mayor abundancia en el agua fra y en la actualidad han formado fajas de fangos de diatomeas en las latitudes altas, una en el hemisferio sur formando burdamente un cinturn alrededor del continente de Antrtica y otra en el hemisferio norte, confinada principalmente a la parte norte de la cuenca del Ocano Pacfico. En resumen, los organismos pelgicos, tales como las diatomeas, los radiolarios, los pterpodos y las globigerinas, cada uno tiene una distribucin preferida en la zona pelgica que depende de la temperatura y de la distribucin de las sustancias nutritivas de las que se alimentan y de las cuales construyen sus conchas. No estn, sin embargo, claramente delimitadas como criaturas vivientes como en sedimentos de fondo. Aunque las diatomeas y los pterpodos viven solamente en la zona pelgica, grupos diferentes de radiolarios habitan zonas profundas preferentemente y algunas clases de ellos viven solamente a grandes profundidades. Cuando su distribucin sea mejor conocida los radiolarios podrn ser tiles cuando menos en las formaciones del Cenozoico, como un criterio para la profundidad de depsito. Las deducciones sobre profundidad pueden ser cada vez ms antiguas y especialmente deben desecharse cuando su conservacin es tan pobre que an la identificacin genrica est a discusin. Adems, aunque los fangos de radiolarios se estn formando ahora a profundidades


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abisales, la mera presencia de abundantes radiolarios en una lutita no es en s misma evidencia vlida de depsito a gran profundidad. Aquellos radiolarios que viven cerca de la superficie pueden derivar a aguas someras y ser muertos por cambios de temperatura o salinidad y pueden acumularse en abundancia. La abrumadora mayora de los foraminferos vive en el fondo arrastrndose sobre su superficie o sobre las hierbas marinas u otros organismos. Cuando el ambiente es adecuado, como en partes de la zona nertica donde faltan sedimentos terrgenos, las conchas de los foraminferos hacen el grueso de los sedimentos del fondo. Tales acumulaciones no deben confundirse con los fangos de globigerina. Los foraminferos de aguas someras, por ejemplo, son particularmente abundantes en la vecindad de los arrecifes de coral y localmente constituyen la mayor parte de la llamada arena coralina.

CONCLUSIONES SOBRE EL AMBIENTE MARINO

Como se puede entender las reas marinas no son prospectivas o poco prospectivas y las arenas de mar profundo tipo flysch en zona orognica no son, obviamente, prospectivas.

Los cuerpos arenosos en facies de abanico submarino pueden contener reservorios muy pobres debido a que tienen matriz arcillosa que reduce la porosidad y la permeabilidad lateralmente; la relacin arcilla/arena es 1:1.

Los cuerpos arenosos en facies de relleno de canal submarino producen excelentes reservorios debido a que son limpios sin matriz arcillosa y con alta porosidad y permeabilidad.

Las arenas de mar profundo restringidas a reas de fallas y bien cubiertas con arcillas de fondo rica de sustancias orgnicas son altamente prospectivas (ejemplo la cuenca de Ventura del Terciario en California (Sullwold, 1961 y Martin, 1964).

Situaciones de trampas se presentan cuando las arenas de mar profundo viene recubierta por las arcillas del talud y cuando una acumulacin submarina de una arena clstica a lo largo de un escarpado de falla viene recubierta y sellada de arcilla.

UN EJEMPLOS DE FORMACIN DE TIPO PELGICO La Formacin LA LUNA

Garner (1926) public originalmente el nombre de caliza de La Luna. Posteriormente descrita en detalle por Hedberg y Sass (1937) con rango de formacin. Renz (1959) reconoce los cambios litolgicos de la Formacin La Luna en los estados Trujillo y Lara y la divide en tres miembros, que son en orden estratigrfico: La Aguada, Chejend y Timbetes. En el estado Tchira el mismo autor introduce formalmente el Miembro Ftanita del Tchira.


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La unidad es litolgicamente caracterstica, por lo cual la literatura se refiere a ella con uniformidad. Algunos autores han empleado trminos compuestos (La Luna-Cogollo, La Luna-Urumales, etc.) cuyo significado se sobreentiende. Renz (1959) y Ford y Houbolt (1963) suministraron descripciones adicionales. El trmino "Rubio", empleado por Gerhardt (1897-98) y otros autores, es sinnimo en desuso de La Luna. Ocasionalmente se ha publicado la forma incorrecta "Luna".

La Localidad tipo: La Quebrada La Luna, unos 200 m al oeste de la Hacienda La Luna, 16 Km. al oeste de Villa del Rosario, distrito Machiques, estado Zulia, sierra de Perij. La ubicacin y el acceso fueron ilustrados por Schweighauser y Boomer (1960), la columna estratigrfica fue ilustrada por Rod y Maync (1954), y descrita por Jordn y Scherer (1982). Descripcin litolgica: La Formacin La Luna consiste tpicamente de calizas y lutitas calcreas ftidas, con abundante materia orgnica laminada y finamente dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de color gris oscuro a negro; la ftanita negra es frecuente en forma de vetas, ndulos y capas delgadas; las concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80 cm. de dimetro, son caractersticas tpicas de la formacin, que permiten reconocerla en cualquier afloramiento. Muchas de las concreciones tienen amonites y otros macrofsiles en su interior. Las capas de caliza varan en espesor de 1 - 2 cms hasta unos 50 cms,, con estratificacin uniforme y montona. Fracturas frescas de las calizas tienen olor caracterstico y fuerte a bitumen.

En la regin de Trujillo-Lara, la unidad ha sido subdividida en tres miembros (O. Renz, 1959) denominados La Aguada, Chejend y Timbetes, en orden ascendente. En la regin de Tchira-Barinas, Renz nombr la Lutita de La Morita, considerada por autores posteriores como miembro local de las formaciones La Luna y Navay. Otra unidad que algunos consideran como miembro de la Formacin La Luna es el Chert (Ftanita) de Tchira. En general, la litologa descrita caracteriza a la Formacin La Luna. Una excepcin es el Miembro Machiques de la Formacin Apn, apreciablemente ms antiguo, cuya similitud con las calizas de la Formacin La Luna ocasion confusin e identificaciones errneas en algunas de las primeras publicaciones. La Formacin La Luna aparentemente se deposit en una facies euxnica y contiene pocos fsiles bentnicos; abundan los foraminferos planctnicos (Rotalipora, Globotruncana, Guembelina) y los restos de peces. Los ammonites (Coilopoceras, Barroisiceras, Hoplitoides, Neoptychites, Peroniceras, Texanites) son localmente comunes Renz (1959). El Turoniense est bien establecido por la presencia del lamelibranquio de concha tenue Inoceramus labiatusn SCHLOTHEIM, y numerosas especies de amonites (Sutton, 1946; Liddle, 1946; Renz, 1959) entre las cuales Ford y Houbolt (1963) consideran que dos especies, Texanites texanum ROEMER y Parelenticeras sieversi GERDHART son ndices del Santoniense. Renz (1982) report una fauna de ammonites caracterizada por los gneros Acanthoceras, Protacanthoceras, Fagesia, Nannovascoceras, Vascoceras, Paramammites, Pseudoneoptychites, Neoptychites, Mammites, Watinoceras, Kamerunoceras, Mitonia, Pseudaspidoceras, Lenticeras, Hourcquia, Ankinatsytes, Subprionotropis, Hauericeras, Paralenticeras, Eulophoceras, Forresteria, Prionocycloceras, Harleites y Gauthiericeras. Romero y Galea (1995) mencionan Bolivinoides culverensis y Bolivinoides sirticus del Campaniense, recolectados del Miembro Tres Esquinas en el tope de la formacin, donde adems destacan las abundantes bioturbaciones producidas por Planolites y Thalassinoides, indicando que el diametro de los icnofsiles aumenta hacia el tope de la seccin.


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La formacin La Luna aparentemente se deposit en un ambiente euxnico de aguas cuya profundidad ha sido objeto de mucha controversia. Boesi et al (1988) indica profundidades que van de 100 m en el Turoniense hasta aproximadamente 800 m en el Campaniense, y mencionan condiciones euxnicas del Turoniense hasta el Santoniense. Romero y Galea (1995) mencionan ambientes disaerbicos para el Miembro Tres Esquinas del Campaniense. La Formacin La Luna es considerada la principal roca generadora de hidrocarburos de la cuenca de Maracaibo. Garner (1926) aparentemente fue el primero en postular la generacin de hidrocarburos de las calizas negras, finamente laminadas de la formacin La Luna. Hedberg (1931) identific las caractersticas generadoras de la formacin mediante el anlisis geoqumico de 9 muestras provenientes del flanco occidental de la cuenca de Maracaibo. Vierma (1984), Cabrera (1985) y Andara (1990) han demostrado, mediante diversas tcnicas geoqumicas modernas, la correlacin crudo-roca madre de muchos de los crudos producidos en la parte norte y central de la cuenca de Maracaibo con las calizas bituminosas de la Formacin La Luna en el rea de Machiques-Villa del Rosario. Stoufer (1993) y Scherer (1995) presentaron mapas regionales de concentracin de Carbono orgnico y de Tmax. Jordn y Scherer (1982) hacen una descripcin detallada y estudian la petrografa orgnica y maduracin de la seccin tipo en el estado Zulia, la cual fu analizada con istopos estables de Carbono por Vierma (1984), demostrando que los crudos de los campos Urdaneta, Mara y Boscn se originan a partir de rocas generadoras de la Formacin La Luna. La figura 6.12 muestra la posicin de la formacin La Luna en la estratigrafa de la cuenca del Lago de Maracaibo.


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Figura 6.12.- Posicin de la formacin La Luna en la estratigrafa de la cuenca del Lago de Maracaibo.

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