Análisis Estratigráfico Secuencial de Las Fm Anacleto y Allen (Cretácico Tardío) en El Borde...

7/26/2019 Anlisis Estratigrfico Secuencial de Las Fm Anacleto y Allen (Cretcico Tardo) en El Borde Nororiental de Cuenca

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Andean Geology 38 (1): 119-155. January, 2011 Andean Geologyformerly Revista Geolgica de Chile

www.scielo.cl/andgeol.htm

Anlisis estratigrfico secuencial de las formaciones Anacleto y Allen

(Cretcico Tardo) en el borde nororiental de Cuenca Neuquina, Argentina

Paula Armas1, Mara Lidia Snchez2

1 CONICET - Departamento de Geologa, Universidad Nacional de Ro Cuarto (Crdoba-Argentina).

[email protected] Departamento de Geologa, Universidad Nacional de Ro Cuarto, Ruta 8 Km 603, 5800 Ro Cuarto, Crdoba, Argentina.

[email protected]

RESUMEN. En las provincias de Neuqun y Ro Negro a partir de un estudio sedimentolgico de detalle se realiz

un anlisis estratigrfico secuencial de los depsitos del Cretcico Superior de la Formacin Anacleto y miembro

inferior de la Formacin Allen para el borde nororiental de Cuenca Neuquina. La asociacin de las litofacies permiti

interpretar elementos arquitecturales de origen fluvial y elementos con influencia de mareas. Tres sistemas fluviales

(sistema entrelazado, sistema anastomosado y sistema mendrico), un sistema esturico proximal y uno medio fueron

identificados para La Formacin Anacleto. Para el miembro basal de la Formacin Allen, se defini un sistema esturicodistal o boca de estuario. En el anlisis de estratigrafa secuencial se identific una secuencia constituida por: un cortejo

de baja acomodacin, en ambiente continental limitado por una superficie de inundacin f luvial (discontinuidad I) y la

discontinuidad II; y un cortejo de alta acomodacin y su equivalente cortejo transgresivo en ambiente marino, incluyendo

este ltimo las discontinuidades III, IV y V.

Palabras clave: Cretcico Superior, Formacin Anacleto, Formacin Allen, Estratigrafa secuencial, Sistemas esturicos, Sistemas

fuviales, Cuenca Neuquina.

ABSTRACT. Sequential stratigraphic analysis of the Anacleto and Allen formations (Late Cretaceous) in the

northeastern margin of the Neuquina Basin, Argentina.Based on a detailed sedimentological study we carried outa sequential stratigraphic analysis of the Upper Cretaceous deposits of the Anacleto Formation and lower member of

the Allen Formation in the north-eastern border of the Neuquina Basin. The lithofacies association allowed interpre-

ting architectural elements of f luvial origin and tide influenced elements. Three f luvial systems (a braided system, an

anastomosed one, and a high sinuosity one), a proximal and a middle estuarine system were recognized for the Anacleto

Formation. A distal estuarine system or estuary outlet was defined for the basal member of the Allen Formation. In the

sequential stratigraphy analysis the following systems were identified: a low accommodation system tract in a continen-

tal environment limited by a flooding f luvial surface (discontinuity I) and discontinuity II; and a high accommodation

system tract and its equivalent transgressive system tract in a marine environment, with discontinuities III, IV y V.

Keywords: Upper Cretaceus, Anacleto Formation, Allen Formation, Sequential Stratigraphy, Estuarine Systems, Fluvial Systems,

Neuquina Basin.


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120 ANLISISESTRATIGRFICOSECUENCIALDELASFORMACIONESANACLETOYALLEN(CRETCICOTARDO)...

1. Introduccin

El desarrollo de la Cuenca Neuquina con un

estilo flexural hacia fines del Mesozoico ha sido el

resultado de un cambio en la dinmica del margencontinental en el borde occidental de Sudamrica. Esta

dinmica involucr la transicin desde un ambiente

de retroarco extensional a un margen tipo Andino

(Fig. 1) con el desarrollo de una cuenca de antepas

(Ramos y Folguera, 2005; Veiga et al.,2005). Una

faja plegada y corrida se desarroll como resultado

de la fase de antepas y su posicin control la dis-

tribucin de los depocentros y la migracin de los

mismos hacia el este. La actividad del arco, que se

inici en el Jursico Medio, sufri una expansin

hacia el antepas durante el Cretcico Tardo.En las ltimas dcadas se ha desarrollado un

intenso debate sobre la iniciacin de la fase de an-

tepas de la cuenca. Desde el Cretcico Tardo, con

los movimientos intersenonianos (Polansky, 1964),

el relleno fue tpico de una cuenca de antepas en la

cual se depositaron los Grupos Rayoso y Neuqun

(Franzese y Spalletti, 2001; Howell et al.,2005) hasta

el Grupo Malarge del Cretcico Tardo-Palegeno

(Uliana y Dellap, 1981; Legarreta y Uliana, 1999).

Otro aspecto en discusin, es el inicio del registro

de la Transgresin Atlntica del Maastrichtiano, paraalgunos restringidos al Grupo Malarge (Andreis

et al.,1974; Uliana y Dellap, 1981) sin mayores

precisiones en la definicin de los paleoambientes

sedimentarios y con un apoyo del contenido de

grandes vertebrados que confirman las propuestas

respecto al paleoambiente de sedimentacin.

La precisin de estos dos aspectos, que involucran

el lapso depositacional del Grupo Neuqun durante

el Cretcico-Palegeno es de difcil resolucin, tanto

por la falta de dataciones geocronolgicas como por

la escasa precisin temporal que puede deducirse delcontenido fosilfero, centrado fundamentalmente

en grandes vertebrados, para la definicin de los

lmites cronoestratigrficos. Otro de los mayores

inconvenientes es la ausencia de estudios de deta-

lle de las sucesiones sedimentarias que aportan a

la reconstruccin paleogeogrfica y definiciones

paleoambientales.

El empleo de los conceptos bsicos de la estrati-

grafa secuencial, basados en el anlisis de facies, el

uso del concepto de elementos arquitecturales a meso

y macroescala (Miall, 1996) y la correlacin a nivelregional de las discontinuidades estratigrficamente

significativas (Martinsen et al.,1999), permite esta-

blecer aproximaciones sobre los factores alocclicos

que controlaron la evolucin paleoambiental. Adems,

el conocimiento de tales factores favorece definir

con mayor precisin eventos especficos (impacto

de la variabilidad climtica, subsidencia y cambioseustticos), en el borde nororiental de Cuenca Neu-

quina, para la Formacin Anacleto (Subgrupo Ro

Colorado-Grupo Neuqun) y miembro inferior de

la Formacin Allen (Grupo Malarge) en el borde

nororiental de la Cuenca Neuquina durante el Cre-

tcico Tardo.

El rea de estudio (Figs. 2a y b) se ubica en el

sector limtrofe entre las Provincias de Neuqun

(Departamento Confluencia) y Ro Negro (Depar-

tamento Roca). Las secciones que se relevaron se

localizan en la ciudad de Neuqun (provincia deNeuqun), al norte de la localidad mencionada, sobre

la Ruta Provincial N 234 y en las proximidades

de la localidad de Cinco Saltos (Provincia de Ro

Negro) frente al margen izquierdo del ro Neuqun.

2. Estratigrafa del rea

El Subgrupo Ro Colorado, parte superior del

Grupo Neuqun (Fig. 1), es considerado el resultado

de procesos de reactivacin o rejuvenecimiento de

ciclos fluviales, que culminan con condiciones demadurez y el dominio de depsitos pelticos (Cazau

y Uliana, 1973; Leanza y Hugo, 1997). La potencia

mxima aproximada de este subgrupo es de 200 m

y se le asigna una edad santoniana-campaniana

temprana (Rodrguez et al., 2007). El tope de esta

unidad litoestratigrfica es la Formacin Anacleto

(Figs. 2b y 3a, b y c), definida por Herrero Duclox

(1939), la cual presenta una potencia que vara entre

60 y 90 m yfue interpretada como el producto de ladepositacin a partir de sistemas fluviales de tipo

anastomosado (Andreis et al., 1974). En cuanto alcontenido fosilfero de la Formacin Anacleto, en las

proximidades de Cinco Saltos se hallGasparinisaura

cincosaltensis(Coria y Salgado, 1996) y los niveles

pelticos han brindado numerosos ejemplares de dino-

saurios ornistiquios en distinto grado de preservacin

(Heredia y Salgado, 1999). Resulta significativa la

mencin de ostrcodos con caractersticas que se

asocian con ambientes marinos, en su tramo cuspidal

(Musacchio, 1973; Uliana y Dellape, 1981).

La Formacin Allen (Fig. 2b) definida por Uliana

(1979) constituye la base del Grupo Malarge y yaceen discordancia erosiva sobre la Formacin Anacleto

(Fig. 3c). La potencia mxima aproximada es de


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FIG.1

.EstratigrafadeCuencaNeuquinadura

nteelCretcicoyesquemasrepresentand

olasetapasdelaCuenca,tomadodeHowelletal.(2005).DuranteelJursicotem

prano-Cretcico

Tardolacuencapresentaunasedimen

tacincontinentalymarinaproveniente

delOcenoproto-Pacfico.EnelCretcicoTardoseproduceunrgimencompresional,seforma

completamenteelarcomagmticoyla

cuencasedesconectadelocenoproto-P

acfico,producindosesedimentacinnetamentecontinental(GrupoNeuqun),lacualdespuses

afectadaporlaingresinatlntica(Gru

poMalarge).


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52 m y se le asigna edad maastrichtiana temprana

(Uliana y Dellape, 1981). El contenido fosilfero de

esta formacin corresponde a restos de terpodos

Coelurosauria (Salgado et al., 2009), Titanosaurios,

dinosaurio ornitsquio, plesiosaurio (Andreis et al.,1974), aves, gastrpodo, restos de plantas, troncos,

placas de tortugas, cocodrilos y dientes de peces

pulmonados, adems de impresiones de vegetales

indeterminados, ostrcodos y pelecpodos de agua

dulce y salada (Wichmann, 1927; Uliana y Della-

p, 1981; Hugo y Leanza, 2001). La Formacin

Allen ha sido interpretada hasta el momento como

el resultado de la depositacin durante un proceso

transgresivo acompaado de un gradual hundimiento

de la cuenca con desarrollo de una planicie costera

intracontinental de escaso gradiente o una playa debarrera (Andreis et al.,1974).

3. Metodologa

La realizacin de este trabajo se llev a cabo

mediante el levantamiento de secciones estrati-

grficas de detalle (Fig. 4), registro de datos depaleocorrientes y la identificacin de discontinui-

dades de diferente rango estratigrfico. Mediante

el anlisis de las litofacies se identificaron y des-

cribieron elementos arquitecturales conjuntamente

con la jerarquizacin de las discontinuidades.

Adems, se analizaron los factores (eustasia y

tectnica) que controlaron la acomodacin para

realizar el anlisis secuencial. Los resultados

permitieron la def inicin de los paleoambientes

sedimentarios y establecer la evolucin y distri-

bucin paleogeogrfica de los mismos y obtenerun modelo depositacional.

FIG. 2 a.Mapa de Sudamrica, Argentina y las Provincias de Neuqun y Ro Negro, con la ubicacin del rea de estudio; b. Mapa

geolgico del rea (tomado de Uliana y Dellap, 1981), con la ubicacin de los perfiles y los frentes relevados.


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FIG.3.a

.FotosdeafloramientosdelcontactodelasformacionesBajodelaCarpayAnacletoenlalocalidaddeNeuqun;b.AfloramientodelaFormacinAnacletosobre

larutaprovincial

N

o.234,alnortedelaciudaddeNeuqun

,provinciadeNeuqun;c.FotosdeafloramientosdelcontactodelasformacionesAnacletoyAllenalnortedelalocalidad

deCincoSaltos,

p

rovinciadeRoNegro,sobreelmargeni

zquierdodelroNeuqun.


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FIG.4.P

erfilessedimentolgicosdedetalleyubicacindelosmismosenelreadeestudio.ElperfilA(PA)seubicaenlalocalidad

deNeuqun,elperfilB(PB)seencuentraalnortedeesta

c

iudadsobrelarutaprovincialNo.234.LosperfilesC,DyE(PC,PDyPE)seloca

lizansobreelmargenizquierdodelroNeuqunalnortedelalocalidaddeCincoS

altos.Enelperfil

A

seobservaladireccindepaleocorrientedelsistemafluvialI(SFI)haciaelSWy

SSW,mientrasqueelperfilBmuestrala

predominanciadelasdireccionesdepale

ocorrienteshacia

e

lNNW,NNEyNE,presentandounagranvariabilidaddebidoaqueelsistemafluv

ialII(SFII)esdealtasinuosidad.Enlos

perfilesC,DyElasdireccionesdepaleo

corrientesvaran

(NNW,SE,E,SWyW)evidenciandolabipolaridaddelasmismas.SEP:Sistemaesturicoproximal;SEM:Sistemaestu

ricomedio.SED:Sistemaesturicodistal.A:arcillitas;

L

:limolitas;Af:areniscasfinas;Ag:areniscasgruesas;Cf:conglomeradofino;Cg:conglomeradogrueso.


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4. Litofacies Sedimentarias

4.1. Litofacies Fluviales

4.1.1. Litofacies F1 (LF1)Son conglomerados medio a finos (Fig. 5a),

clasto a matriz soportado y con seleccin regular.

Presentan intraclastos pelticos rojizos y verdosos,

redondeados a subredondeados, con un tamao

mximo de clasto (TMC) de 4 cm. La matriz tiene

tamao de grano arena media a gruesa. Internamente

es maciza, la gradacin est ausente o es normal,

presenta nidos de clastos y es comn que estn

imbricados, a (t) b (i). Integran cuerpos lenticulares

con contacto basal erosivo de alto relieve, de hasta

0,37 m de potencia.Interpretacin:la imbricacin que presentan los

clastos sugieren un transporte de carga tractiva bajo

condiciones de alta descarga en canales fluviales. Esta

caracterstica asociada con la superficie de erosin

basal y la reducida potencia de los cuerpos permiten

interpretar a esta litofacies como depsitos de fondo

de canal que incluyen materiales erosionados de los

bancos de canal y planicies adyacentes (Miall, 1996).

4.1.2. Litofacies F2 (LF2)

Constituida por un conglomerado fino, clasto amatriz soportado y con seleccin regular (Fig. 5b).

Incluye intraclastos pelticos verdes redondeados con

un tamao mximo de clasto (TMC) de 2,5 cm. La

matriz es de color blanquecino o rojizo con tamao

de grano arena media y seleccin regular. Los con-

glomerados presentan estratificacin en artesas y

conforman cuerpos lenticulares granodecrecientes

de gran continuidad lateral, con base erosiva y un

espesor mximo de 0,40 m.

Interpretacin:la geometra de los cuerpos, su

gran continuidad lateral y su pequeo espesor, ascomo tambin su caracterstica base erosiva sugieren

que estos conglomerados finos representan el relleno

inicial de pequeos canales fluviales producidos por

flujos de alta energa (Massari, 1983), que afectan

tramos de la planicie de inundacin como evidencian

la presencia de intraclastos pelticos. La estratifica-

cin entrecruzada en artesas representa la migracin

de formas de lecho tridimensionales (Miall, 1996).


Integrada por conglomerados finos, matriz sopor-tados y con seleccin moderada (Fig. 5c), alternando

con areniscas y limolitas. Presenta intraclastos de

concreciones y niveles de caliche, subredondeados

a subangulosos (TMC) de 0,7 cm. La matriz es de

color blanquecino y tiene un tamao de grano arena

media. Exhibe lotes de estratificacin entrecruzadaplanar de escasa potencia (2 m). Esta litofacies inte-

gra cuerpos lenticulares con contacto basal erosivo

marcado de hasta 0,11 m de potencia.

Interpretacin:la presencia de estratificacin

entrecruzada planar en gravas permite interpretar esta

litofacies como la migracin de formas de lecho de

crestas rectas en canales fluviales (Lpez Gmez y

Arche, 1993; Miall, 1996). Los intraclastos de con-

creciones y niveles de caliche sugieren el retrabajo

de depsitos de llanura de inundacin sometida a

procesos de pedognesis.


Representada por areniscas sabulticas que gradan

a areniscas con tamao de grano medio, con seleccin

moderada y estratificacin entrecruzada en artesas o

asinttica a la base (Fig. 5d). Integra cuerpos lenti-

culares con base erosiva de hasta 0,70 m de espesor.

Interpretacin: representa la migracin de for-

mas de lecho tridimensionales en las secciones ms

profundas de canales fluviales que pueden asimilarse

a dunas de crestas sinuosas y/o linguoides (Miall,1996). La migracin de estas macroformas se pro-

duce por procesos depositacionales dominados por

acrecin vertical corriente abajo durante perodos de

alto rgimen de flujo (Lpez Gmez y Arche, 1993).


Incluye areniscas sabulticas que gradan a areniscas

con tamao de grano medio y con seleccin mode-

rada (Fig. 5e). Presenta estratificacin entrecruzada

planar con caras frontales gradadas y lotes de hasta

1,5 cm de espesor. Conforman cuerpos lenticularescon base erosiva y un espesor mximo de 0,70 m.

Interpretacin:es el producto de la migracin

de dunas de crestas rectas (Miall, 1996), asociadas

con barras transversales u oblicuas que se desarro-

llan en canales f luviales (Cant y Walker, 1978). La

arena es transportada por traccin por la cara de

trepada y depositada en la cresta hasta un punto en

el cual se alcanza la pendiente crtica y se genera la

avalancha de granos (Miall, 1996). Este mecanismo

de migracin produce la amalgamacin de lotes,

generando la estratificacin entrecruzada planar(Best et al., 2003).


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Son areniscas con tamao de grano fino a medio

(Fig. 5f). Presenta estratificacin paralela con lotes de1 cm de espesor e internamente laminacin paralela

o entrecruzada planar de bajo ngulo. La seleccin

es moderada e incluye intraclastos de pelitas verdes

aislados. Conforma cuerpos tabulares y lobularescon potencias que alcanzan hasta 0,80 m.

FIG. 5. Litofacies fluviales. a.LF1, conglomerado medio a fino, clasto a matriz soportado;b. LF2, conglomerado fino, clasto a matriz

soportado con estratificacin en artesa; c. LF3, conglomerado fino, matriz soportado con estratificacin entrecruzada planar;

d. LF4, areniscas sabulticas con estratificacin entrecruzada en artesa; e. LF5, arenisca sabultica con estratificacin entre-

cruzada planar; f. LF6, arenisca fina a media con estratificacin paralela; g.LF7, arenisca muy fina con laminacin paralela,

ndulas asimtricas y escalantes; h, i. LF8, limolita y arcillita con bioturbaciones;j.estructuras en bloques, superficies de

slickenside y moteados.


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Interpretacin:la estratificacin paralela o en-

trecruzada de bajo ngulo resulta de la depositacin a

partir de flujos de alto rgimen, de lecho plano o en

la transicin antiduna a lecho plano durante episodios

de alta descarga (Paola et al.,1989; Bridge y Best,1997; Marshall, 2000); tambin ha sido asociada

con la transicin del flujo subcrtico al supercrtico,

presentando estabilidad bajo condiciones de velo-

cidad de alrededor de 1 m/seg y profundidades de

entre 0,25 a 0,5 m cuando las areniscas son de grano

medio (Miall, 1996). Los intraclastos pelticos son

el producto de la remocin por flujos turbulentos de

los depsitos de la llanura de inundacin (Alexander

et al., 2001; Fielding, 2006).

4.1.7. Litofacies F7 (LF7)Constituida por areniscas con tamao de grano

muy fino y pelitas (Fig. 5g). Presenta laminacin

paralela, ndulas asimtricas o escalantes. Integra

cuerpos tabulares o lenticulares con espesores que

alcanzan hasta 1,25 m y puede incluir intercalaciones

de pelitas verdes macizas.

Interpretacin:resulta de la depositacin a

partir de f lujos de baja energa. La laminacin en-

trecruzada se asocia con pequeas formas de lecho

que responden a condiciones de escaso suministro

de sedimentos y reducida velocidad de flujo (


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o cubren el tope de las unidades conglomerdicas.

Durante la marea baja, al disminuir la profundidad

del agua, un incremento progresivo en la velocidad

de flujo produce ndulas aplanadas en fase de lecho

plano, sobrepuestos a la macroforma. Se interpretaentonces que la litofacies corresponde a formas de

lecho tridimensionales depositados bajo la influencia

de corrientes mareales (Klein, 1970).

4.2.2. Litofacies M2 (LM2)

Integrada por areniscas de tamao de grano fino

a medio, con buena seleccin en que intercalan capas

de pelitas, conformando una estratificacin heterol-

tica (Fig. 6b). Presentan estratificacin entrecruzada

planar, tangencial a la base y/o sigmoidal de mediana

a gran escala (Figs. 6b y c). Las lminas frontalesde la estratificacin entrecruzada varan entre 0,05

y 0,70 m de espesor para los paquetes de areniscas,

y 0,04 y 0,10 m de potencia para las capas pelticas.

Los ngulos de buzamiento de stos son variados:

8 para los lotes de mayor potencia y 19 y 37 en

los menos potentes. Los lotes varan entre 0,1 y 1,5

m de espesor y estn limitados por superficies de

reactivacin de muy bajo ngulo. Esta litofacies se

caracteriza por la bipolaridad en las direcciones de

paleocorrientes e integra cuerpos tabulares o acua-

dos, con una potencia mxima de 3,5 m, limitadospor superficies netas planares o erosivas.

Interpretacin:la presencia de estratificacin

entrecruzada planar, tangencial a la base y/o sig-

moidal, de mediana y gran escala, asociada con

estratificacin heteroltica puede ser asignada a

una variedad de regmenes hidrodinmicos. Los

caracteres generales coinciden con aquellos descri-

tos como el producto de la migracin de ondas de

arenas de crestas rectas y sinuosas bajo condiciones

de corrientes bidireccionales, con la presencia de

un flujo dominante y uno subordinado (Mowbrayy Visser, 1984; Richards, 1994; Mellere y Steel,

1995). Los lotes sigmoidales, en particular, se

generan por vrtices en la zona de separacin de

flujo relacionados con la aceleracin y posterior

desaceleracin del flujo de la marea. La estratifi-

cacin de bajo ngulo es el resultado del lavado de

las ondas de arenas por acciones de retrabajo de las

corrientes subordinadas (Plink-Bjrklund, 2005).

En ambientes dominados por mareas la alternancia

de lminas de areniscas y pelitas refleja los ciclos

de flujo y reflujo (Plink-Bjrklund, 2005). Loslotes arenosos se depositan durante el fuerte flujo

de la corriente dominante, mientras que las capas

pelticas corresponden al perodo de agua calma en

donde la velocidad del flujo disminuye y permite la

depositacin de materiales en suspensin (Mowbray

y Visser, 1984; Mellere y Steel, 1995).


Constituida por intercalaciones de areniscas de

tamao de grano fino y limolitas. Presentan linea-

cin parting (Fig. 6d), estratificacin entrecruzada

planar de bajo ngulo (5), estratificacin paralela a

cuasiplanar con lotes de 0,7 cm de espesor (Fig. 6e),

estratificacin entrecruzada hummocky (HCS) de

pequea escala (Fig. 6f) de hasta 10 cm de longitud

de onda y estructuras de humpback(Fig. 6g). Estas

ltimas se caracterizan por el bajo ngulo de las l-minas frontales, cuyas lminas horizontales topsets

corriente abajo definen una laminacin paralela.

Integra cuerpos de geometra tabular cuya mxima

potencia alcanza 1 m, con base y techo suavemente

ondulados. Algunas unidades presentan en el tope

bioturbaciones con rellenos con un tamao de grano

inferior al del sedimento que las aloja.

Interpretacin:las estructuras sedimentarias que

presenta esta litofacies corresponden al alto rgimen

de flujo, desde la transicin de duna a capa plana.

Los factores que determinan las variadas formas delecho son complejos y el campo de estabilidad de

estas estructuras est en funcin de los cambios en la

velocidad y el tamao de grano para una profundidad

de agua y temperatura constantes (Fielding, 2006).

El origen de las estructuras humpback se ubica

entre la fase de duna y lecho plano superior donde el

aumento en el rgimen de flujo produce que los lotes

entrecruzados de la duna modifiquen su geometra

convirtindolos en cncavos hacia arriba o sigmoi-

dales con elementos de topsets, lminas frontales

y lminas de base, discretas. La laminacin planarpreservada en los topsets implica la depositacin

durante el aumento del rgimen de flujo; por el

contrario, su identificacin en las lminas de base

sugiere la disminucin del mismo (Fielding, 2006).

La presencia de estratificacin paralela y cuasiplanar

asociada a lineacin parting caracterizan la fase de

lecho plano superior (Richard, 1994; Fielding, 2006).

La estratificacin entrecruzada planar de bajo ngulo

corresponde a dunas simtricas de gran longitud de

onda (10 m) generadas en un estadio entre la fase de

lecho plano superior y antiduna (Fielding, 2006). Laestratificacin entrecruzada hummocky (HCS) se


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origina a partir de la accin de olas durante los picos

de tormenta y corrientes de mareas en condiciones

extremas de flujo durante la marea viva y el reflujo

de la marea muerta (Kleinhans et al., 2004). En am-

bientes marinos influenciados por mareas, litofaciessimilares han sido interpretadas como el resultado

de la depositacin en condiciones de alto rgimen de

flujo durante el pico de velocidad de las corrientes

mareales (Richards, 1994; Plink-Bjrklund, 2005;

Fielding, 2006).


Constituida por areniscas de tamao de grano

fino y muy fino intercaladas con pelitas. Conforman

estratificacin flaser de pequea escala y ondulosa

(Fig. 6h). Las capas arenosas con ndulas simtri-cas (con valores medios de =8,5 cm y H=1,7 cm),

alcanzan hasta 3,5 cm de espesor, las pelculas de

pelitas oscilan entre 3 a 0,5 cm de potencia. Esta

litofacies integra cuerpos de geometra tabular y en

cua, con potencias mximas de 0,7 m.

Interpretacin: las estructuras sedimentarias

primarias constituyen el rasgo ms conspicuo para

la definicin de su origen y posible ambiente de

depositacin. En la estratificacin flaser los lotes

se forman a partir de flujos con carga mixta, la depo-

sitacin de la carga tractiva da lugar a los niveles dendulas arenosas en condiciones del ms alto nivel

del bajo rgimen de flujo, mientras que los niveles

pelticos resultan de la decantacin de la carga en

suspensin. La generacin de esta estructura nece-

sita un alto suministro de arenas y pelitas, como as

tambin mecanismos que permitan la depositacin

de la sucesin heteroltica; se requieren perodos

alternantes de alta y baja velocidades de corrientes

que transporten y depositen arena y pelitas respec-

tivamente, de manera intermitente. La formacin de

estratificacin flaser y ondulosa est vinculadaa la actividad de las mareas, asociadas a planicies

intermareales superiores y a ambientes submareales

profundos (Allen, 1983). Sin embargo, las condiciones

establecidas para su gnesis no permiten descartar la

posibilidad de que este tipo de estratificacin tenga

su origen relacionado con eventos de tormenta, dado

el alto suministro de arenas y pelitas que requiere

(McCave, 1970, 1971).


Esta litofaciesincluye areniscas de tamao degrano fino y pelitas (Fig. 6i). Presenta laminacin de

ndulas escalantes que varan gradualmente entre el

tipo I al III (Allen, 1983), de acuerdo a los cambios

en el ngulo de trepada de las ndulas con respecto

al de la pendiente de la cara erosiva (stoss). Los

lotes de ndulas alcanzan un espesor promedio de0,15 m y se reconocen niveles con predominio de

pelitas sobre las areniscas, separando los cosets con

laminacin paralela. LM5 integra cuerpos lenticulares

y tabulares de hasta 0,70 m de potencia.

Interpretacin: en esta litofacies constituyen un

rasgo distintivo las variaciones en el tipo de ndulas

escalantes, puesto que las mismas estn relacionadas

con un incremento en la relacin tasa de agradacin/

migracin corriente abajo de las formas de lecho

(Jopling y Walker, 1968; Allen, 1983). El suminis-

tro de carga en suspensin se incrementa a medidaque decrece la velocidad de la corriente (Ashleyet

al., 1982), as, las ndulas de tipo I y tipo II, con

un ngulo de trepada menor que el de la pendiente

erosiva (stoss), se asocian con flujos subcrticos

tabulares mientras que las ndulas de tipo III con

relaciones angulares inversas corresponden a flujos

supercrticos (Allen, 1983). Esta litofacies es carac-

terstica de depsitos de canales menores dentro de

una planicie de marea de un estuario o desbordes

(crevasse splay) de un lagoon influenciado por

mareas (Yokokawa et al., 1995).


Dominada por una alternancia en escala milimtrica

de areniscas de tamao de grano fino y pelitas (Fig.

6j), cuya proporcin relativa se incrementa hacia el

tope de los cuerpos. Presenta laminacin paralela, en

la cual los lotes de lminas tienen una potencia que

vara entre 1 a 5 cm para la arenisca y de 3 a 5 cm

para la pelita. Esta litofacies integra cuerpos de hasta

0,40 m de espesor.

Interpretacin: esta litofacies presenta similitudcon aquellas descritas por Eriksson et al. (2006), quien

la interpreta como el resultado de la depositacin

bajo la influencia de la accin de mareas. La estra-

tificacin mixta, areniscas y pelitas, es generada por

flujos modificados por efecto de varios batidos de

marea. La lmina individual de arenisca se deposita

durante el pico del flujo, mientras que la acumula-

cin de las capas de pelitas, se produce durante el

perodo de agua calma en cada ciclo mareal diario.

El espesor de los paquetes laminados de areniscas y

pelitas refleja la variacin semimensual de la marea.Los lotes con laminacin fina registran los perodos


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de marea muerta, mientras que el agrupamiento de

las lminas gruesas, los perodos de marea viva. Se

interpreta que esta litofacies representa procesos de

agradacin en un ambiente de planicie intermareal

superior o supramareal (Eriksson et al., 2006).


Constituida por areniscas y pelitas con laminacin

heteroltica. Exhibe intensas bioturbaciones cilndricas

verticales rectilneas (Figs. 6k y l), perpendiculares

u oblicuas a la superficie estratal, asociadas a la

actividad de cangrejos, costras ferruginosas, rizo-

concreciones ferruginosas y grietas poligonales

con mrgenes curvados (Eriksson et al., 2006). En

ellas se observan relaciones discordantes de capas

laminadas y moldes de clastos esferoidales (Bottjery Hagadorn, 2007). Estos ltimos son impresiones

circulares de clastos de areniscas cubiertos por matas.

La litofacies M7 integra cuerpos tabulares de hasta

0,70 m de potencia, limitados por superficies erosivas.

Interpretacin: Esta litofacies exhibe tanto rasgos

depositacionales primarios como posdepositacionales

producto de la modificacin por accin de procesos

fsicos, biolgicos y geoqumicos. El rasgo primario

ms significativo es la estratificacin heteroltica

preservada que sugiere la accin de f lujos con

alta variabilidad en las velocidades que permitenel transporte y depositacin de arenas y pelitas de

modo recurrente (Leckie y Singh, 1991).

La alteracin del depsito por efecto de pedo-

gnesis est evidenciada por la presencia de rizo-

concreciones ferruginosas. Estas se forman por la

oxidacin y precipitacin del hierro relacionadas

con el desarrollo de races, procesos que exigen la

movilizacin del Fe en medios reductores y cidos.

La generacin de costras ferruginosas se vincula

directamente con la presencia de plantas, las cuales

afectan las condiciones fisicoqumicas de los suelospor la liberacin de solutos y gases en la rizosfera. La

dinmica del Fe y el S, la cual es sensible a cambios

en las condiciones redox, es alterada por la actividad

biolgica, puesto que provoca el incremento o dismi-

nucin en la concentracin de estos elementos en el

agua de los poros y en otras fases slidas del suelo.

El Fe++ as producido migra a la superficie donde

predominan condiciones oxidantes que favorecen la

precipitacin de xidos y oxihidrxidos de hierro.

En zonas vegetadas, las altas temperaturas en verano

causan un incremento en la actividad de las plantas yen los rangos de evapotranspiracin, lo cual lleva a

un aumento en la difusin del oxgeno favoreciendo

estos precipitados que generan costras ferrosas.

La bioturbacin es el producto de organismos

excavadores y tambin contribuye a la movilizacin

del Fe++

, acompaando a la accin de las plantas enla rizosfera, confirmando la existencia de procesos

de pedognesis en los sedimentos (Retallack, 1990).

Otros organismos tambin son responsables de la

alteracin de los caracteres sedimentarios prima-

rios mediante la bsqueda de alimento, actividades

reproductivas y la construccin de canales, como

los cangrejos, puesto que retrabajan y permiten la

oxigenacin del sustrato.

Estructuras asociadas a moldes de clastos esfe-

roidales como as tambin grietas poligonales con

mrgenes curvados, registradas en esta litofacies,son el producto de la actividad de bacterias. Las

comunidades microbianas superficiales interactan

con los agentes fsicos de erosin, sedimentacin y

deformacin (Gerdes et al., 2000; Noffkel et al.,

2001; Schieber, 2004; Ericksson et al., 2007). Los

moldes de clastos esferoidales son impresiones de

clastos de arenas cubiertos por lminas de matas,

asociados a procesos microbianos que actan en la

superficie del estrato en medios cueos someros de

alta energa. La cohesin adicional que le otorga la

actividad microbiana permite que estos conservencierta flexibilidad, puedan ser deformados durante

su movilizacin y adquieran formas esferoidales

durante el transporte y retrabajo por accin de olas y

corrientes. Estos clastos pueden deformar los estratos

suprasubyacentes y, eventualmente, son preservados

como impresiones circulares dentro de los estratos de

areniscas (Bottjer y Hagadorn, 2007).

La generacin

de grietas con mrgenes curvados est relacionada

con la cohesin que otorgan a los sedimentos clsticos

la actividad bacterial, puesto que son el resultado de

procesos de desecacin y contraccin de los nivelessuperficiales durante los perodos de exposicin

subarea (Schieber et al., 2007). La combinacin

y alternancia de las estructuras fsicas y biognicas

han sido adscritas a ambientes marginales someros

de alta energa y/o pueden estar sujetas a exposicin

subarea peridica en planicies supraintermareales

(Leckie y Singh, 1991; Gerdes et al., 2000; Eriksson

et al., 2006; Bottjer y Hagadorn, 2007).


Est constituida por areniscas con tamao degrano muy fino y pelitas compactas con niveles


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muy cementados (Fig. 6 ll) y ndulos de carbonatos

e intenso moteado. Presentan laminacin paralela,

y ndulas simtricas y asimtricas. Se disponen en

cuerpos tabulares de hasta 1,50 m de espesor con

techo plano y base neta ondulada.Interpretacin:la laminacin paralela y ndulas

evidencian ambientes de baja energa. El abundante

moteado e intercalaciones de niveles de carbonatos

es caracterstico de un ambiente de planicie domi-

nado por mareas y, conjuntamente con los dems

caracteres, se la interpreta como depsito de la zona

intermareal inferior o submareal (Reading, 1996).


Son arcillitas y limolitas macizas con inter-

calaciones de capas delgadas de yeso. Presentalaminacin paralela, niveles de concentracin de

carbonatos, bioturbaciones cilndricas (Figs. 6 m, n)

con geometras en forma de X, V, Y y J de 1

a 1,5 cm de dimetro y hasta 30 cm de longitud, y

estructuras dmicas de reducido tamao en el tope

de los estratos. Integran cuerpos tabulares de hasta

1,5 m de potencia, con base neta planar a irregular.

Interpretacin:en esta litofacies la alternancia

de arcillitas y limolitas sugiere la depositacin de

sedimentos en un medio de muy baja energa. Exhibe

bioturbaciones asignadas al icnognero Psilonichnus,estructuras de habitacin producidas por cangrejos,

que caracterizan ambientes marinos de moderada a

baja energa como planicies supramareales (Buatois

et al.,2002). Las estructuras dmicas, descritas en

detalles en la litofacies M7, corroboran el ambiente

depositacional inferido, puesto que se vinculan a

superficies con exposicin subarea peridica en

ambientes dominados por mareas. El conjunto de

caracteres de esta litofacies permite asignarla a

un ambiente supramareal (Reading, 1996) o zona

intermareal superior (Galloway y Hobday, 1996).

4.3. Elementos arquitecturales fluviales

4.3.1. Elemento de Canal (CH I)

La geometra de este elemento, a gran escala, es

de base cncava hacia arriba y techo plano (Fig. 7a).

Los cuerpos incluyen varias unidades granodecre-

cientes limitadas por superficies erosivas onduladas,

presentando potencias variables entre 0,70 a 1,20 m

y alcanzando ms de 25 m de longitud. El relleno de

los canales se inicia con depsitos de fondo (LF1),y contina con conglomerados finos con estratifi-

cacin en artesas de pequea escala y entrecruzada

planar (LF2 y LF3) que grada a areniscas sabulticas

a medias, incluyendo estratificacin entrecruzada en

artesas (LF4) y oblicua planar (LF5). La sucesin

termina con niveles de hasta 30 cm de potencia dendulas (LF7) intercaladas con pelitas.

Interpretacin: CH I representa el relleno

de canales fluviales. Los depsitos del relleno de

fondo del canal, los cuales yacen por encima de la

superficie de erosin basal, se depositaron a partir

de las corrientes ms enrgicas que transportan los

materiales ms gruesos. En algunos casos, esta fase

de relleno inicial sufri procesos de rpida agrada-

cin, lo que favoreci la preservacin de espesores

de hasta 0,50 m.

Las areniscas y conglomerados con estratifica-cin en artesas y entrecruzada planar (LF2, LF3,

LF4 y LF5) son dominantes en los rellenos de canal

y representan la migracin de dunas subcueas que

cubren el piso de canal activo (Allen, 1983; Galloway

y Hobday, 1996). Estas mesoformas presentan en

el techo niveles de ndulas (LF7) que indican la

disminucin del rgimen de flujo (Lpez Gmez y

Arche, 1993). Su asociacin con elementos LA (ver

ms abajo) y los caracteres generales del relleno

sugieren que los mismos representan fenmenos de

desbastes dentro de las unidades mayores de canal.El apilamiento de las unidades limitadas por

superficies erosivas, representan la superposicin

de varios eventos dando lugar a rellenos de canales

multiepisdicos (Galloway y Hobday, 1996).

4.3.2. Elemento de canal (CH II)

Este elemento arquitectural presenta geometra

tabular (Fig. 7b), con 1,25 m de potencia y hasta

20 m de extensin lateral. Est compuesto por va-

rias unidades estratodecrecientes, en las cuales son

comunes las superficies de reactivacin, integradapor las litofacies F5, F6 y F7.

Interpretacin:Los caracteres generales de este

elemento permiten interpretar que la sedimentacin

tuvo lugar bajo condiciones de alta descarga, pro-

ducto de eventos de inundacin. Durante el pico de

descarga, el flujo se extendi como una lmina poco

profunda sobre un rea amplia y en condiciones de

capa plana de alto rgimen (Alexanderet al., 2001)

se depositaron las areniscas con laminacin paralela

(LF6). El debilitamiento de la inundacin permiti

la depositacin de sedimentos finos con laminacinentrecruzada planar, ndulas y laminacin paralela en


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FIG. 6. Litofacies mareales. a.LM1, conglomerados finos, matriz soportados y clastosoportados, estratificacin entrecruzada tangencial

en la base y ndulas aplanadas en el tope; b.LM2, areniscas finas a medias, con intercalacin de capas de pelitas con estrati-

ficacin entrecruzada tangencial en la base de mediana escala; c. LM2, con estratificacin entrecruzada tangencial en la base

y/o sigmoidal de gran escala; d.LM3, areniscas finas con lineacin parting;e.LM3, estratificacin entrecruzada planar de

bajo ngulo; f. LM3, estratificacin entrecruzada hummocky (HCS) de pequea escala; g.LM3, estructuras de humpback;

h. LM4,areniscas finas y muy finas intercaladas con pelitas con estratificacin ondulosa; i.LM5, areniscas finas y pelitas

con laminacin de ndulas escalantes;j.LM6, alternancias de areniscas finas y pelitas con laminacin paralela;k. yl.LM7,

areniscas y pelitas con bioturbaciones cilndricas verticales rectilneas; ll. LM8, areniscas muy finas y pelitas compactas con

niveles muy cementados;m. yn.LM9, arcillitas y limolitas macizas con bioturbaciones.


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condiciones de bajo rgimen de f lujo (Miall, 1996).

Este elemento arquitectural representa rellenos de

canales someros multiepisdicos, cuyo apilamiento

genera una geometra tabular a mayor escala.

4.3.3. Elementos de Acrecin lateral (LA)

Este elemento consiste de unidades con estratifi-

cacin tipo psilon limitadas por superficies de bajo

ngulo (entre 14 y 9) de hasta 120 m de longitud,

con bases erosivas netas e irregulares (Fig. 7c).

Est integrado por una sucesin grano y estratode-

creciente, con potencias que varan entre 0,40 m y

0,70 m, que se caracteriza por areniscas sabulticas

a medianas (LF4 y LF5) que pasan a areniscas finas

con escasas bioturbaciones (LF7). A gran escala

presenta geometra tabular con un espesor de hasta2,5 m de potencia.

Interpretacin:Esteelemento se caracteriza por

el desarrollo de superficies de acrecin lateral de bajo

ngulo que permiten asignarlo a un sistema fluvial

de alta sinuosidad (Daz Molina, 1993). El relleno

de canal preserva rasgos que sugieren la migracin

de dunas de crestas sinuosas y rectas, con pequeas

formas de lecho en el tope. Las exposiciones mues-

tran las secuencias completas de depsitos de cintas

de meandros (Cuevas Gonzalo y Martinius, 1993;

Davies et al., 1993), y sus espesores sugieren quelos canales fueron de escasa profundidad (Miall,

1996). El decrecimiento vertical en el tamao de

grano y la presencia de ndulas y estratificacin

tabular planar que caracteriza la parte superior de las

barras en espoln se deben a que los sedimentos se

mueven hacia arriba y hacia afuera del canal sobre las

barras donde la profundidad del agua es somera y la

velocidad del flujo es baja. Los niveles bioturbados

sugieren exposicin durante perodos ms o menos

prolongados, puesto que por lo general las barras en

espoln son comnmente vegetadas y cubiertas porsedimentos de grano fino de planicies de inundacin.

4.3.4. Elemento de migracin de dunas (DA I):

Este elemento conforma cuerpos con una geo-

metra tabular o acuada, integrados por facies

arenosas y conglomerdicas (LF2, LF4, LF5 y LF6).

Usualmente la base es neta erosiva y es comn la

preservacin de topsets y la presencia de ndulas

que migran sobre la macroforma (Fig. 7d).

Interpretacin:El elemento representa grandes

dunas tridimensionales que migran en el piso del canaly pueden ser reemplazadas corriente abajo por el

elemento DA II. Son macroformas complejas (Allen,

1983) que acrecionan corriente abajo y verticalmente,

integradas por dunas tridimensionales con formas

menores sobrepuestas acompaadas y reemplazadas

corriente abajo por barras transversales arregladasen un simple set de estratificacin entrecruzada

oblicua planar. La geometra final de los cuerpos

mayores resulta del apilamiento de varias unidades

integradas por barras complejas.

4.3.5. Elemento de barras de centro de canal (DA II)

Este elemento conforma cuerpos con una

geometra general tabular (Fig. 7e), integrados

predominantemente por areniscas y conglomerados

(LF3, LF5 y LF6).

Las unidades son granodecrecientes y exhibenbases erosivas ligeramente irregulares o neta planar.

En ocasiones, es posible observar la migracin de

pequeas formas de lecho (LF7) en el tope de las

caras de avalancha. Unidades de acrecin lateral

y procesos de avalancha en el frente de las barras

generan un patrn complejo de canal. La identifi-

cacin de superficies de erosin mltiples permite

suponer que las unidades superpuestas representan

varios eventos depositacionales en el relleno de canal.

Interpretacin:La gradacin que presentan las

unidades sugiere eventos de alta energa con migracinde mantos de grava conformando barras de centro

de canal, en las que domina la acrecin corriente

abajo y la agradacin vertical, cuyos techos pueden

mostrar profusa actividad de races. Esto evidencia

largos perodos de estabilidad y emergencia de las

barras durante los cuales el canal estuvo confinado

a los espacios entre las formas de lecho (Davies

et al., 1993). La geometra tabular de los cuerpos

mayores resulta del apilamiento de varias unidades

integradas por barras.

4.3.6. Elementos de desbordes (CS I)

Son cuerpos de geometra lenticular que alcanzan

hasta 50 cm de potencia y una gran continuidad lateral

(Fig. 7f). Las unidades incluyen cuerpos constituidos

internamente por lentes apiladas granodecrecientes

limitadas por superficies erosivas y compuestos por

las litofacies F2, F3 y F6.

Interpretacin: La geometra lenticular de estos

cuerpos de areniscas, su potencia reducida y su gran

continuidad lateral, as como tambin el patrn gra-

nodecreciente que lo caracteriza, las bases erosivasy la estratificacin en artesas, permiten interpretar


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estas unidades como flujos canalizados dentro de los

abanicos de desborde (crevasse splays) o canales

de drenaje dentro de la planicie de inundacin. El

apilamiento de lentes granodecrecientes con litofacies

conglomerdicas con intraclastos pelticos limitadospor bases erosivas, indican sucesivos episodios de

inundacin con alto rgimen de flujo durante eventos

de alta descarga, provocando la removilizacin de

los depsitos pelticos de la planicie de inundacin

y su transporte como carga tractiva. Estos indicios

de flujos canalizados de alta energa permiten

interpretar que estos depsitos corresponden a los

sectores ms proximales del canal principal (Rajchl

y Ulicn, 2005).

4.3.7. Elementos de desbordes menores (CS II)Este elemento est conformado por cuerpos con

geometras lobulares (Fig. 7g), con una continuidad

lateral que supera los 100 m, y tabulares con espesores

que varan entre 0,5 y 0,15 cm. Estn compuestos por

litofacies de areniscas con estratificacin paralela

con laminacin planar (LF6).

Interpretacin: Estos depsitos son producidos

por flujos de alto rgimen durante picos de alta des-

carga (Fielding, 2006). Sus caractersticas sumadas

a su ocurrencia dentro de la llanura de inundacin

(OF) permiten interpretarlos como depsitos dedesbordes provocados por flujos en manto (sheet

flood)en sectores distales al canal principal. La

geometra tabular, la ausencia de bases erosivas,

la abundancia de particin peltica, estratificacin

paralela y ciclicidad vertical de pequea escala,

indican condiciones alternantes de bajo y alto rgi-

men de flujo en un ambiente de aguas someras sin

confinar. La canalizacin del flujo puede causar

erosin y profundizacin de los canales de desborde,

y sus tramos terminales desarrollar flujos en manto,

caracterizados por profundidades muy somerasque perduran escaso tiempo, conformando amplios

abanicos de desborde en la planicie de inundacin

(Galloway y Hobday, 1996).

4.3.8. Planicie de inundacin (OF)

Este elemento est conformado por cuerpos

tabulares que alcanzan hasta 5 m de potencia y

una continuidad lateral que superan los 3 km. El

mismo presenta base neta plana y est integrado porarcillitas (Fig. 7h) y limolitas de tonalidades rojizas

y verdosas. Las unidades estn integradas por las

litofacies F7 (Figs. 7i, j) y F8, y presentan estructuras

en bloques subangulares con destacados moteados

verdosos, slickenslides, ndulos de carbonatos

cuya coalescencia conforma niveles continuos de

calcretes (Figs. 7k, l) e intensa bioturbacin.

Interpretacin: Las caractersticas de los de-

psitos corresponden a una llanura de inundacin

y estn integrados por litofacies depositadas por

decantacin. La presencia de estructuras macizasen bloques, bioturbacin, moteados verdosos, slic-

kenslides, ndulos y niveles continuos de carbona-

tos, son rasgos caractersticos de paleosuelos, los

cuales indican pausas en la sedimentacin, y dado

su color rojizo representan ambientes bien drenados

(Therrien, 2005). Las estructuras en bloques son

producto de agregados que se producen por esfuerzos

de expansin y contraccin de las arcillas durante

condiciones alternantes de humedecimiento y secado,

y sus morfologas subangulares se relacionan con

la ruptura de estos bloques por medio de fisuras oslickenslides. Cabe destacar que la presencia de

los mismos seala estacionalidad en el rgimen

de precipitaciones, que a su vez provocan fluctua-

ciones del nivel fretico y generan alternancia de

condiciones oxidantes y reductoras, evidenciadas

por el intenso moteado (Retallack, 1990; Therrien,

2005). Los ndulos calcreos se forman por la

traslocacin de los carbonatos como consecuencia

de la percolacin del agua de lluvia que se evapora

antes de alcanzar el nivel fretico y causa la pre-

cipitacin de los carbonatos. Estos inicialmenteprecipitan como filamentos y con posterioridad se

conforman ndulos cuya coalescencia da lugar a

niveles continuos de calcretos.

FIG. 7. Elementos arquitecturales fluviales. a. Elementos de Canal, CH I, con geometra de base cncava hacia arriba y techo plano;

b.Elemento de canal, CH II, con geometra tabular, compuesto por varias unidades y rellenos multiepisdico; c. Elementos

de Acrecin lateral, LA, unidades limitadas por superficies de bajo ngulo; d. Elemento de migracin de dunas, DA I, pre-

domina la estratificacin en artesas; e. Elementos de barras de centro de canal, DA II, con geometra tabular; f.Elementos de

desbordes, CS I, con geometra lenticular; g.Elementos de desbordes menores, CS II, con geometras lobulares;h. Planicie de

inundacin, OF, compuesta de arcillitas. i yj.laminacin en ndulas en depsitos de la planicie de inundacin. kyl. niveles

continuos de calcretas.


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4.4. Elementos arquitecturales mareales

4.4.1. Canal fluvial influenciado por mareas (CFM)

Este elemento arquitectural incluye las litofacies

F4 y F5, cuyo apilamiento conforma cuerpos deentre 0,50 y 1,30 m de potencia (Fig. 8a). Las bases

de las unidades que lo integran estn caracterizadas

por superficies basales onduladas con pelculas de

pelitas. El patrn de relleno es granodecreciente desde

arena media a limolitas, registra bipolaridad en la

direccin de paleocorrientes (310/11 y 155/05),

bioturbaciones cilndricas asociadas con organismos

perforantes rellenas de limoarcillitas verdes, en el

tope y moteados verdosos y ocres. Su geometra a

gran escala es tabular, con base y techo ondulado y

cubren una gran extensin areal con una longitudde ms de 5 km.

Interpretacin: Este elemento, caracterizado

por el apilamiento de unidades de canal fluvial, con

presencia de pelculas de pelitas continuas en las

superficies que limitan los cuerpos y la bipolaridad

de las paleocorrientes que reflejan el retrabajo por

la accin de mareas (Dalrymple y Zaitlin, 1992;

Plink-Bjrklund, 2005), sumada a su gran exten-

cin areal, permite interpretarlo como canales de

baja sinuosidad dominados por agradacin vertical

(Ghosh et al., 2006). La presencia de bioturba-ciones en el techo de las unidades de organismos

excavadores sugiere un ambiente con buena oxi-

genacin, representa pausas en el funcionamiento

del sistema y el desarrollo de pedognesis con

desarrollo de horizontes gleyzados. Estos ltimos

se caracterizan por presentar moteados verdosos

y ocres, ya que se originan por efecto de las va-

riaciones redox (Williams et al.,1996). Este tipo

de canal, con relleno multiepisdico, y geometra

cuasitabular a gran escala, ha sido descrito en

ambientes esturicos proximales, donde canalesfluviales con influencia de mareas gradan tierra

adentro a sistemas fluviales sin influencia de las

mareas (Plink-Bjrklund, 2005).

4.4.2. Canales de mareas I (CM I)

Este elemento est constituido por las litofacies

M2 y M3 que integran cuerpos lenticulares con

espesores mximos que varan entre 0,60 y 1 m,

limitados por superficies suavemente onduladas

de muy bajo ngulo (Figs. 8b y c), sobre las que se

observan delgadas pelculas de pelitas o intraclastosde arenisca imbricados de 4 a 5 cm de espesor. Otro

rasgo relevante en este elemento es la presencia de

una gran variedad de estructuras deformacionales de

pequea y gran escala (entre 0,10 a 11 m de longitud

y desde 0,05 hasta 3 m de potencia). Algunas de ellas

son fracturas, capas con estructuras pinch-and-swell,pseudondulos, estructuras de bolas y cojines (ball

and pillow) y de carga (load cast) con laminacin

convoluta interna. El apilamiento de los cuerpos que

integran este elemento arquitectural define unidades

a gran escala que exceden los 300 m de longitud y

3,60 m de potencia, con lmite basal erosivo.

Interpretacin:Las superficies de bajo ngulo

que limitan los cuerpos que integran este elemento

arquitectural son interpretadas como superficies

de acrecin lateral que se asocian con canales de

alta sinuosidad (Ramos y Galloway, 1990; Plink-Bjrklund, 2005). Las estructuras sedimentarias que

presentan estos cuerpos evidencian altas velocidades

de corrientes con regmenes de flujo que alcanzan

la fase de lecho plano, corroboradas por la identi-

ficacin de fragmentos de areniscas, incorporados

como intraclastos, en la base de los rellenos de canal.

Las superficies de acrecin lateral con pelculas

de pelitas, la bipolaridad de las paleocorrientes, el

tipo de relleno y la abundancia de estructuras defor-

macionales que sugieren un estado tixotrpico del

mismo, permiten interpretar este elemento comocanal de mareas de alta sinuosidad, dominado por

corrientes de alta energa (Nio et al., 1980; Wei-

mer et al., 1981; Ramos y Galloway, 1990). Los

caracteres originales del cinturn de canal han sido

parcialmente alterados por sismicidad contempornea

con la sedimentacin (Armas y Snchez, 2008). Esta

afirmacin est fundamentada en la restriccin de la

deformacin a un intervalo estratigrfico especfico,

cuya extensin supera los 6 km dentro de la cual se

identifica al elemento arquitectural.

4.4.3. Canales de mareas de II (CM II)

Este elemento arquitectural est conformado por

las litofacies M2, M5 y M6. En las dunas (LM2) de

este elemento, las lminas frontales tangenciales

son ms comunes que los sigmoidales y presentan

variaciones de potencia y caracteres; as, los ms

finos exhiben continuidad en las pelculas de pelitas

y los ms gruesos discontinuidad o fragmentacin

(chips) de los mismos. La bipolaridad de las pa-

leocorrientes presenta un patrn dominante hacia

el NNW (326/06; 355/08) y uno subordinadohacia el SE. Las superficies de reactivacin son de


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muy bajo ngulo (Fig. 8d). La litofacies de ndulas

escalantes (M5) caracteriza el pie de la estratifica-

cin entrecruzada tangencial y sigmoidal (M2) y

est afectada por deformacin sinsedimentaria o

ligeramente postdepositacional, que abarca nivelesque oscilan entre 0,05 y 0,80 m. Entre las estructuras

de deformacin deben mencionarse la estratificacin

convoluta de gran escala, estructuras de pinch-and-

swell y estructuras de carga (Neuwerth et al., 2006;

Collinson, 1994) entre las que se identifican estructuras

flamgeras de gran escala (Bowman et al., 2004).

Tambin se identifican pseudondulos elongados

en sentido paralelo a los planos de estratificacin y

con laminacin interna fuertemente deformada. Este

elemento arquitectural es el resultado del apilamien-

to de cuerpos con techo ondulado, base cncava ypotencias mximas que varan entre 1 y 0,15 m, que

culminan con la litofacies LM6 en el tope, alcanzando

3,5 m de espesor total y hasta 550 m de extensin lateral.

Interpretacin: La estratificacin bipolar con

una direccin predominante refleja la direccin de

una corriente dominante y una subordinada (Plink-

Bjrklund, 2005). La primera puede asociarse a

los eventos del flujo, seguidos por perodos de

agua calma que permite la depositacin de la carga

en suspensin concordante en la superficie de las

lminas frontales y las pelculas de pelitas (Mow-bray y Visser, 1984; Ghosh et al., 2004). Durante

el reflujo la corriente subordinada tendra un poder

erosivo medio, dado que slo es erosionado el tope

de las particiones de pelitas. Las variaciones de los

ngulos de buzamiento que registran las lminas

frontales se asocian a cambios en el transporte de

la carga de lecho durante lapsos cortos, vinculados

con las variaciones semidiurnas/diurnas.

En los depsitos estudiados se han identificado

superficies de reactivacin que evidencian variacio-

nes en la velocidad y direccin de las corrientes demareas (Harris y Eriksson, 1990). Las variaciones

en el espaciamiento de estas superficies reflejan

cambios de largo plazo en el transporte de la carga

de lecho, asociados con los perodos de marea viva

y marea muerta (Terwindt y Brouwer, 1986). Por

otro lado, las variaciones en el espaciamiento lateral

de las superficies de reactivacin indican cambios

significativos en el rango de migracin de formas

de lecho durante sucesivos perodos de mareas. Esto

refleja cambios peridicos en la aceleracin de los

flujos de mareas, un control ejercido por el tamaode la forma de lecho sobre los rangos de migracin

y la existencia de un flujo dominante y uno subor-

dinado (Dalrymple et al.,1990).

Las estructuras deformacionales asociadas con

este elemento arquitectural se vinculan con eventos

ssmicos como en el elemento arquitectural anteriorconsiderando, adems, que integran un mismo nivel

estratigrfico.

La geometra de este elemento, la bipolaridad

de las paleocorrientes, las pelculas de pelitas, la

presencia de estructuras deformacionales y la es-

tratificacin heteroltica permiten interpretar este

elemento como canales de mareas de baja sinuo-

sidad con relleno multiepisdico por la migracin

de dunas de mediana escala donde la litofacies M6

representa el evento final de colmatacin (Reading,

1996; Neuwerth et al., 2006).

4.4.4. Canales de mareas III (CHM III)

Este elemento arquitectural incluye las litofa-

cies M2 y M3. Conforman unidades canalizadas

que incluyen estratificacin planar de alto rgimen

(LM3) y dunas de pequea escala (LM2) con escasa

bipolaridad y tope aplanado (Fig. 8e). Adems, los

cuerpos presentan estructuras deformacionales de

carga de tipo pseudondulos de pequea escala.

Este elemento est limitado en la base por superficies

fuertemente erosivas, presenta geometra lenticular,su longitud alcanza hasta 16 m y, puesto que inclu-

ye varias unidades limitadas por contacto neto, la

potencia total alcanza 0,70 m.

Interpretacin: Los rasgos que caracterizan a

este elemento corresponden a canales rellenos por

migracin de dunas de origen mareal. La escasa

bipolaridad en la direccin de paleocorrientes y el

aplanamiento de las formas de lecho, sugiere que la

depositacin de las mismas estuvo controlada, de

acuerdo a la direccin de paleocorrientes obtenida,

por la corriente de flujo dominante, mientras que lacorriente de reflujo subordinada solo retrabaj el tope

de las mismas (Nio et al., 1980). La coexistencia de

dunas y estratificacin cuasiplanar sugiere diferentes

estadios de relleno del canal: mientras que las primeras

se apilan limitadas por superficies de reactivacin

indicando condiciones de relleno multiepisdico,

la ltima puede sugerir que durante los perodos de

marea viva, cuando las corrientes de flujo alcanzaron

su mxima velocidad, los canales estuvieron sujetos a

condiciones de alto rgimen de flujo (Weimer et al.,

1981). Las estructuras deformacionales que afectanel relleno se asocian con procesos similares a los


20/37


descritos para los elementos arquitecturales anterio-

res. Las caractersticas de relleno que presenta este

elemento permiten interpretar esta arquitectura como

canales de mareas de baja sinuosidad, de pequea

envergadura (Nio et al., 1980).

4.4.5. Elemento de albardn (leve) de canales

de mareas (LVM)


M5, M6 y M9. Los cuerpos que conforman esta

arquitectura presentan un relleno en el que alternan

litofacies heterolticas (Fig. 8e) con porcentajes

variados en la participacin de areniscas y pelitas

(LM5 y LM6), cubiertas o reemplazadas lateralmente

por pelitas (LM9). Adems, incluyen estructuras

deformacionales de carga de geometra elipsoidalque afectan a LM5, con dimensiones que alcanzan

los 0,9 m de longitud en su eje mayor. Est integrado

por unidades de hasta 0,40 m de espesor, caracte-

rizadas por una geometra lobular asimtrica, con

un borde de pendiente suave (5 valor promedio) y

otro abrupto hacia un borde de canal, y alcanza una

potencia total de 1,80 m y 12 m de longitud.

Interpretacin: La geometra del elemento y

la asociacin de litofacies que exhibe se atribuyen

a episodios de depositacin en forma selectiva

vinculados con las variaciones en las velocidadesde las corrientes mareales y guarda alta similitud

con los caracteres de albardones de canales de ma-

rea (Nio et al., 1980). Este tipo de depsito es una

acumulacin linear de sedimentos a lo largo de las

mrgenes del canal que se elevan por encima de la

planicie circundante y se asocian con el ascenso de

la marea por encima de los bordes de canal de ma-

rea. Las corrientes de flujo generalmente alcanzan

el ambiente de planicie durante el estadio tardo del

ingreso de la marea y el rgimen de la corriente no

es suficiente para generar grandes formas de lecho.Esto causa que la agradacin en el borde del canal

registre litofacies de baja energa. La geometra, los

caracteres del depsito y la relacin que presenta

con los rellenos de los canales de mareas sugieren

interpretar este elemento arquitectural como elemen-

tos de albardn (levee), ubicado en los mrgenes

externos de los canales de mareas.

4.4.6. Planicie Supramareal fangosa(PSf)

Este elemento incluye las litofacies M9 y M7,

e integra unidades tabulares o lenticulares con unespesor que vara entre 0,30 y 1,20 m. Las primeras

estn constituidas casi exclusivamente por limoarci-

llitas (LM9) que exhiben una intensa bioturbacin,

con rizoconcreciones (Fig. 8f) y trazas cilndricas

(Figs. 8g, h, i, j) en forma de Y, V y J (Psilu-

nichnus) geometra tabular y topes cubiertos porcostras ferruginosas.

Los componentes lenticulares en ocasiones

conforman cuerpos tabulares por su amalgamacin

o apilamiento. El contenido de xidos de Fe au-

menta hacia el tope de las lentes, generando niveles

fuertemente encostrados en el techo. En algunos

sectores, son comunes las grietas de desecacin,

los moteados grises y ocres, ndulos y costras de

carbonatos, areniscas macizas con alta concentracin

de carbonatos y estructuras en bloque, e intercala-

cin de niveles evaporticos. Tambin se identificandiapiros de fango y estructuras flamgeras (Fig.

8k), que alcanzan hasta 20 cm de largo, dentro de

cuerpos de areniscas finas que suprayacen a estratos

arcillosos. Adems, se presentan otras estructuras

deformacionales de pequea escala de tipo moldes

de carga, cuyo eje mayor es de 20 cm y pseudo-

ndulos de hasta 5 cm. Este elemento arquitectural

presenta una gran continuidad lateral, y alcanza una

potencia mxima de 1,70 m.

Interpretacin: El tamao fino de estos dep-

sitos evidencia ambientes de baja energa asociadacon laminacin heteroltica, con estructuras pro-

ducidas por accin microbiana y el origen de las

bioturbaciones vinculadas con organismos costeros

(incluido en LM9) permiten interpretar esta aso-

ciacin como una planicie fangosa de marea. La

presencia de rizoconcreciones, moteados ocres,

niveles de costras de Fe, capas de yeso y el color

rojizo de la asociacin, sugiriendo buena oxige-

nacin, indican exposicin subarea, permitiendo

ubicar esta planicie en un ambiente supramareal

a intermareal proximal (Dalrymple et al., 1990).La influencia de las alfombras microbianas en

la fbrica depositacional es a travs de procesos

biolgicos y fsico-qumicos. Una de las acciones

ms efectivas es la bioestabilizacin que incluye

el tramado, entrampamiento y preservacin de los

sedimentos clsticos. Este elemento arquitectural,

se diferencia como un subambiente de la zona de

marismas. La identificacin del mismo es debido

al reconocimiento de sedimentos pelticos limosos

ricos en materia orgnica, con menor cantidad de

areniscas y en estratos macizos, con niveles de cos-tras calcreas y evaporitas, y grietas de desecacin


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FIG. 8. Elementos arquitecturales mareales. a.Canales fluviales influenciados por marea, CFM, con geometra tabular, base y techo

ondulado; b yc. Canales de mareas I, CM I, unidades lenticulares limitadas por superficies suavemente onduladas de muy

bajo ngulo; d.Canales de mareas II, CM II, conformados por dunas limitadas por superficies de reactivacin de muy bajo

ngulo; e.Afloramientos de Canales de mareas III, CHM III y Elemento de albardn (leve) de canales de mareas, LVM.;

f. Rizoconcreciones dentro de la Planicie Supramareal fangosa; g, h, i, j. Trazas cilndricas dentro de la Planicie Supramareal

fangosa;k. Depsitos de marismas dentro de la Planicie Supramareal fangosa con estructuras flamgeras.


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y abundantes moldes de races. Estos caracteres

son diagnsticos del subambiente (Lander et al.,

1990), puesto que las marismas se restringen a reas

confinadas por encima de la altura media de agua

(Dalrymple et al., 1990). El pobre drenaje en estaszonas elevadas dentro de la planicie supramareal

favorece la preservacin de la materia orgnica

(Aslan y Autin, 1998). Como son ambientes re-

ductores, con el nivel fretico generalmente alto,

las marismas son propicias para el desarrollo de

suelos con horizontes gleyzados (Bg), motivo por

el cual son comunes y abundantes los moteados.

Este tipo de horizonte se genera en ambientes

reductores donde el Fe+2presenta alta movilidad;

sin embargo, en condiciones de mal drenaje, no se

elimina totalmente y precipita como compuestosferrosos, generando tales horizontes (Bg). Otras

evidencias que presenta este elemento arquitectural,

caracterstico de las marismas, son las estructuras

deformacionales de tipo flamgeras y moldes de

carga (Phillips, 2003) asociadas con diferencia de

viscosidad entre las capas (Neuwerth et al., 2006)

y que adems son comunes en estos subambientes

por las litologas que lo componen.

4.4.7. Planicie Intermareal fangoarenosa (PIfa)

Este elemento arquitectural incluye las litofaciesM6 y M8. Las areniscas y pelitas presentan escasas

bioturbaciones, con niveles cementados de ndulos

de carbonatos y colores morados (LM8). En el tope

de los cuerpos, predomina la alternancia de areniscas

y pelitas (LM6), que normalmente se disponen en l

de manera discontinua.LaPIfa conforma cuerpos

tabulares (Fig. 9a) con potencias que varan entre 0,30

y 1 m con base neta ondulada a irregular, producto

de estructuras deformacionales de carga, ndulos

cementados y pseudondulos. Se identifican, adems,

otras estructuras deformacionales en este elementocomo pinch-and-swell y laminacin convoluta.

Hacia el tope de este elemento, la litofacies M6

muestra un incremento en el desarrollo de costras

calcreas y rizoconcreciones.

Interpretacin: Los caracteres descritos son

similares a los de las planicies intermareales mix-

tas (Reading, 1996). El incremento relativo de la

proporcin en la participacin de areniscas en este

elemento con respecto a la PSf,conjuntamente con

la abundancia de estructuras de baja energa, permite

interpretar que corresponde a los tramos proxima-les de la planicie intermareal, puesto que en estos

ambientes la granulometra y la energa disminuyen

hacia tierra. La identificacin de varias unidades

apiladas es el resultado de la acrecin vertical que

la caracteriza, excepto donde es afectada por la

migracin lateral de los canales de marea. La bajadensidad de bioturbaciones puede deberse a factores

vinculados con el retrabajo por la migracin de los

canales de marea, a la textura del sedimento, a las

condiciones de salinidad y a la baja disponibilidad

de nutrientes (Weimer et al.,1981). El caractersti-

co incremento en el contenido de carbonatos y las

rizoconcreciones carbonticas hacia el tope de este

elemento arquitectural permiten interpretar condicio-

nes de ambiente de marismas colmatadas, similares

a las descritas anteriormente asociadas a la planicie

supramareal (PSf). Las estructuras deformacionalesidentificadas en este elemento constituyen el mismo

horizonte estratigrfico mencionado anteriormente

y se interpreta como el resultado de la actividad

ssmica contempornea.

4.4.8. Planicie Submareal arenosa (PSa)


M3 y M4. En la base dominan las areniscas con la-

minacin paralela (Fig. 9b), cuasiplanar y lineacin

tipo parting y hacia el tope presentan estratificacin

hummocky (LM3) y se observa un incrementoen material peltico y capas de yeso de hasta 1 cm

de espesor, acompaados del desarrollo de estrati-

ficacin flaser y ondulosa (LM4). La geometra

de este elemento es tabular con base plana, alcanza

0,70 m de potencia y presentan una extensin areal

de ms de 6 km.

Interpretacin: Las estructuras tractivas de

alto rgimen de flujo en las unidades inferiores de

este elemento permiten definir una planicie arenosa

de mareas bajo condiciones de alto rgimen (Plink

Bjrklund, 2005). Este rgimen de flujo superior(Daily et al., 1980) en estas planicies es considerado

diagnstico de ambientes esturicos macromareales

o planicies de mareas (Dalrympleet al.,1990; Dal-

rymple y Zaitlin, 1992).

La laminacin paralela que caracteriza a este

elemento pudo generarse por la migracin de ondas

de baja amplitud sobre superficies planas (Fielding,

2006) cuando las corrientes alcanzaron velocidades de

2 m/segy profundidades menores a 2-3 m (Dalrymple

et al., 1990), o pudieron formarse como consecuen-

cia de la combinacin de eventos de tormentas yaccin de las corrientes de mareas. La presencia de


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estratificacin f laser y ondulosa hacia el tope de

este elemento evidencia la accin de mareas y, con-siderando que para la generacin de estratificacin

flaser es necesario un alto suministro de material

en suspensin, su origen tambin se adjudica a la

accin de tormentas, ya que son las nicas capaces

de producir un incremento considerable del material

peltico en suspensin (McCave, 1970, 1971). El

origen de este elemento arquitectural se interpreta

como una planicie arenosa de mareas, influenciada

por eventos de tormentas (Kleinhanset al., 2004).

4.4.9. Barras de mareas (BM)Este elemento est conformado por las litofacies

M1, M2 y M3 que se disponen en cuerpos lenticu-

lares y tabulares con bases planas que presentan a

gran escala un bajo ngulo de inclinacin (Fig. 9b).

Los principales rasgos que presenta este elemento

arquitectural son depsitos de migracin de dunas

conglomerdicas de mediana escala (LM1), sobre

los cuales se disponen dunas de marea caracterizadas

por una estratificacin entrecruzada tangencial en la

base de gran escala, con intenso retrabajo por accin

de olas en la base asinttica (toeset) (LM2), y po-tentes cuerpos con estratificacin paralela (LM3),

con formas de lecho sobrepuestas. En este elemento

se observan pelculas de pelitas aisladas, con espe-sores reducidos. El apilamiento de los cuerpos, con

potencias que oscilan entre 0,20 m a 1,20 m, alcanza

los 3,50 m y se identifican numerosas superficies de

reactivacin de bajo y alto ngulo, asintticas en la

base y con espaciamiento variado.

Interpretacin: Este elemento se interpreta como

complejos de dunas de gran escala de gravas y arenas

formadas en planicies submareales o estuario distal

o bocas estuarinas donde la energa de las mareas

alcanza un valor mximo (Dalrymple y Zaitlin,

1992; Plink-Bjrklund, 2005). En estos ambientesel rgimen de la corriente subordinada puede ser

suficientemente fuerte como para erosionar las l-

minas frontales sobre la cresta de las dunas durante

una fase del ciclo de marea y as crear superficies

de reactivacin planas o convexas hacia arriba, las

que separan las distintas dunas (Rubin y Hunter,

1982). La identificacin de estas superficies resulta

clave, puesto que cuando presentan un espaciamiento

grande se infiere que las mismas son el producto

de altas velocidades de corrientes de mareas que

provocan una migracin neta de la forma de lechoque hasta puede exceder la longitud de onda de

FIG. 9. Elementos arquitecturales mareales. a. Afloramientos de Planicie Intermareal fango-arenosa y Planicie Supramareal fangosa; b.

Barras de mareas, BM, con cuerpos lenticulares y tabulares con un bajo ngulo de inclinacin y estratificacin paralela. Planicie

Submareal arenosa, PSa, con predominio de areniscas con laminacin paralela en la base y estratificacin flaser hacia el techo.


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sta. En aquellos casos donde las superficies de

reactivacin estn menos espaciadas, se interpreta

que las velocidades de las corrientes son menores y

el rango de migracin es ms pequeo (Dalrymple

et al.,1990). A partir de estas consideraciones sepuede afirmar que en los componentes individuales

del elemento arquitectural, en la parte inferior, la

agradacin supera a la migracin, mientras que,

hacia el tope, se verifica una relacin inversa. Las

pelculas de pelitas son depositadas durante pausas

en la migracin de estas dunas (Harris y Eriksson,

1990). Las caractersticas de las estructuras de ndulas

aplanadas del tope de los niveles conglomerdicos

en las unidades inferiores de este elemento y la

direccin oblicua que presentan las ndulas con

respecto a la cresta de las dunas evidencian que lacorriente dominante y la subordinada (en este caso el

reflujo), tenan orientaciones diferentes. Esta ltima

tuvo un rango de velocidades relativamente bajas

puesto que, si bien gener aplanamiento del tope de

la duna, fue incapaz de producir caras de avalancha

que evidencien migracin de la forma de lecho

bajo su influencia. La corriente de flujo gener, en

cambio, migracin y rpida agradacin del tren de

dunas, segn se infiere a partir de la persistencia de

los niveles de ndulas aplanadas (Dalrymple et al.,

1990; Carling et al., 2006). Considerando la superficiede geometra planar en la base de este elemento y su

extensin y continuidad a escala regional, junto con

la persistencia a lo largo de ms de 15 km de estos

complejos de dunas de gran escala de gravas y arenas,

se interpreta el desarrollo de BM correspondientes a

bocas de estuarios dominados por mareas.

5. Anlisis arquitectural a gran escala

5.1. Sistema fluvial entrelazado de alta agradacin

(SF I)

Este sistema (Fig. 10a) est caracterizado por la

presencia de canales conglomerdico-arenosos (CH

I), unidades de desborde (CS I y CS II) y limitado

registro de depsitos de planicie de inundacin

(OF). Se interpreta como un sistema fluvial de baja

sinuosidad con desarrollo de dunas tridimensionales

y barras transversales. El efecto erosivo de corrientes

enrgicas que quedaron registradas por abundantes

niveles de intraclastos pelticos en el relleno basal

de los canales, da como resultado una fuerte incisinvertical en las unidades subyacentes, canibalizacin

de los depsitos de planicie de inundacin y apila-

miento vertical de los canales (Davieset al., 1993).

Estos procesos son comunes en sistemas fluviales

rpidamente agradantes, afectados por condiciones

de alta descarga. Adems, las modificaciones enel gradiente del piso del canal generan abundantes

desbordes que interrumpen la sedimentacin en la

planicie de inundacin, y con frecuencia los canales

de alimentacin son ocupados luego por la red troncal

del sistema (Kraus y Wells, 1999, Davies-Vollum y

Kraus, 2001).

Slo en algunos sectores los depsitos de planicie

de inundacin son potentes y registran niveles de

paleosuelos, sugiriendo que la faja fluvial se mantuvo

estable sin episodios relevantes de avulsin ni perodos

de estabilidad del canal principal con ausencia deepisodios de inundacin de gran magnitud.

Caractersticas tales como fuerte apilamiento de

cinturones de canales de baja sinuosidad altamente

agradantes, con elevada concentracin de carga de

lecho arenosa y reducido registro de depsitos de

planicie de inundacin, indican estabilidad de la faja

fluvial y canibalizacin de los depsitos preexisten-

tes como resultado de intensas fluctuaciones en el

rgimen de descarga. Estos rasgos son consistentes

con el desarrollo de sistemas fluviales entrelazados

(Miall, 1996; Bordy y Catuneanu, 2002; Lorenz yNadon, 2002; Lukie et al., 2002; Twidale, 2004). A

gran escala el sistema presenta una relacin canal/

planicie de inundacin alta.

5.2. Sistema Fluvial meandriforme (SF II)

El sistema fluvial est integrado por elementos

de intracanal (Figs. 10b y 11a), canales con relleno

multiepisdico (CHI y CHII), elementos de acrecin

lateral (LA), barras transversales (DA I), derrames

de llanura en flujos canalizados (CS I) y en flujos enmanto (CS II) y planicie de inundacin (OF). Este

sistema muestra la apertura de canales que cortaron

los meandros por flujos que sufrieron desviaciones.

Esto se debe a la distribucin asimtrica del flujo,

a la velocidad y turbulencia dentro de un cinturn

de canal que sufre un incremento progresivo de la

sinuosidad, afectando el desarrollo de la planicie

de inundacin (Miall, 1996). Durante condiciones

de flujo normal migraron barras que acrecionaron

lateralmente y corriente abajo, rellenando el canal.

Los cinturones de canal muestran localmente apila-miento y estn separados por escasos depsitos de


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llanura de inundacin, los cuales exhiben frecuentes

intercalaciones de niveles de desborde, canalizados

o en manto, relacionados con abruptas fluctuaciones

en la descarga, que sugieren marcada estacionalidad

climtica (Galloway y Hobday, 1996; Miall, 1996).Esto ltimo es corroborado por la preservacin de

secuencias completas de meandros que se correla-

cionan con condiciones de alto suministro y rpida

agradacin. La planicie muestra un desarrollo va-

riable en el que se identifican numerosos eventos de

desborde. Estos se asocian a flujos con gran cantidad

de material en suspensin que superan los mrgenes

del canal y se extienden como flujo canalizado, en el

cual la prdida abrupta de velocidad permite que se

extienda como en manto a travs de grandes reas en

los sectores ms distales de los bancos marginales, enel ambiente adyacente (Galloway y Hobday, 1996).

Estos procesos contribuyeron a la rpida agradacin

de la planicie de inundacin (Miall, 1996).

5.3. Sistema Fluvial Anastomosados (SF-III)

Est caracterizado (Fig. 10c) por el desarrollo

de una sucesin compuesta por canales (CH II),

depsitos de desbordes (CS I y CS II) y de planicie

de inundacin (OF).

Este conjunto define un sistema fluvial con ca-

nales interconectados mltiples, de baja sinuosidad

y con escasa participacin de depsitos de acrecin

lateral. Los canales muestran relaciones multilate-

rales o localmente aparecen aislados dentro de los

depsitos de llanura de inundacin. Los depsitos

de desbordes son frecuentes y desarrollan potenteslbulos en los sectores distales. Estas acumulaciones

FIG. 10. Esquemas representativos de los distintos paleoambientes sedimentarios interpretados en este trabajo. a.Sistema fluvial

entrelazado (tomado de Miall, 1

Análisis Estratigráfico Secuencial de Las Fm Anacleto y Allen (Cretácico Tardío) en El Borde...

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