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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.
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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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).
4.1.3. Litofacies F3 (LF3)
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.
4.1.4. Litofacies F4 (LF4)
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).
4.1.5. Litofacies F5 (LF5)
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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4.1.6. Litofacies F6 (LF6)
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).
4.2.3. Litofacies M3 (LM3)
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).
4.2.4. Litofacies M4 (LM4)
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).
4.2.5. Litofacies M5 (LM5)
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).
4.2.6. Litofacies M6 (LM6)
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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130 ANLISISESTRATIGRFICOSECUENCIALDELASFORMACIONESANACLETOYALLEN(CRETCICOTARDO)...
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).
4.2.7. Litofacies M7 (LM7)
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).
4.2.8. Litofacies M8 (LM8)
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).
4.2.9. Litofacies M9 (LM9)
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
7/26/2019 Anlisis Estratigrfico Secuencial de Las Fm Anacleto y Allen (Cretcico Tardo) en El Borde Nororiental de Cuenca
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137Armas y Snchez/ Andean Geology 38 (1): 119-155, 2011
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
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138 ANLISISESTRATIGRFICOSECUENCIALDELASFORMACIONESANACLETOYALLEN(CRETCICOTARDO)...
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)
Este elemento arquitectural incluye las litofacies
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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139Armas y Snchez/ Andean Geology 38 (1): 119-155, 2011
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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140 ANLISISESTRATIGRFICOSECUENCIALDELASFORMACIONESANACLETOYALLEN(CRETCICOTARDO)...
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)
Este elemento arquitectural incluye las litofacies
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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142 ANLISISESTRATIGRFICOSECUENCIALDELASFORMACIONESANACLETOYALLEN(CRETCICOTARDO)...
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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143Armas y Snchez/ Andean Geology 38 (1): 119-155, 2011
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