TURBIDITAS

TRABAJO FINAL

CATEDRA DE SEDIMENTOLOGIA ESPECIAL FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES Y MUSEO

UNIVERSIDAD NACIONAL DE LA PLATA

AO 2015

LUIS ALBERTO MEZA ARROYO

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1. INTRODUCCIN

Las turbiditas fueron concebidas como depsitos marino-profundos, originados por el colapso gravitacional de materiales clsticos acumulados cerca del talud. El mecanismo contempla una acumulacin primaria en zonas costeras y de plataforma, posteriormente seran peridicamente removidos y resedimentados en zonas ms profundas. El concepto de turbiditas se origin del clsico trabajo de Keunen y Migliorini (1951) Turbidity currents as a cause of graded bedding. Se denominan corrientes de turbidez (Fig. 1) a los flujos gravitacionales en el cual los sedimentos son soportados durante el transporte totalmente por turbulencia (Sander, 1965; Middleton y Hampton, 1973; Lowe 1982; Middleton 1993; Simpson 1997). Pero este trmino se ha se adoptado para describir algunos fenmenos en los cuales los mecanismos de soporte de los sedimentos es difcil de determinar en la naturaleza.

Las corrientes de turbidez se generan posiblemente cuando un gran volumen de sedimentos es removido por terremotos, desmoronamientos, tormentas y crecidas de ros (Normark y Piper, 1991). Observaciones directas en el fondo ocenico son muy difciles pero sus efectos han sido monitoreados en un pequeo nmero de ocasiones. En noviembre de 1929 un terremoto inici una corriente de turbidez en el rea del Grand Bank en la costa de Terranova (Heezen y Ewing, 1952), el pasaje de la corriente fue registrado al irse cortando secuencialmente los cables del telgrafo producto del avance del flujo, la interpretacin de los datos indica que la corriente de turbidez viaj a una velocidad de entre 7 m/seg a 19 m/seg. (Heezen et al., 1954; Krause et al., 1970; Piper et al., 1999). Debido a la dificultad de observaciones directas se recurri a estudios experimentales, pero la mayora de estos trabajos se concentr en flujos catastrficos de corta duracin y pequeo volumen (corrientes de turbidez tipo surge). Sin embargo en la actualidad hay cada vez ms evidencias de que existen corrientes de turbidez que probablemente duren horas y das, debido a un aporte continuo de sedimentos por flujos hiperpicnales generados en las crecidas de los ros, implicando una relacin gentica entre los ambientes de sedimentacin fluvio-deltaica y los ambientes de sedimentacin de las turbiditas (Mutti et al. 1999).

Las turbiditas son volumtricamente las acumulaciones clsticas ms importantes en ambientes marino profundos (Normark et al. 1993) y se encuentran probablemente entre los principales reservorios de hidrocarburos de clase mundial (Weiner y Link, 1991).

Las corrientes de turbidez son un tipo de corrientes de densidad y a veces en la literatura se emplea como sinnimo pero su uso es menos apropiado porque una menor densidad puede ser debido a una temperatura ms baja o alta salinidad, de hecho la mayora de las corrientes en los ocanos son corrientes de densidad (Keunen y Migliorini, 1951). Tambin el trmino corrientes o flujos de densidad (Mulder y Alexander, 2001) puede ser utilizado como sinnimo de flujos gravitacionales de sedimentos (Middleton y Hampton, 1972) porque los dos estn clasificando los mismos procesos naturales pero con diferentes criterios.

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Fig. 1. Representacin esquemtica de las partes de una corriente de turbidez. 2. FLUJOS GRAVITACIONALES DE SEDIMENTO

El trmino Flujos Gravitacionales de Sedimento fue introducido por Middleton y Hampton (1973, 1976) al reconocer 4 tipos de flujos principales por los cuales el transporte de granos es soportado por encima de una capa (Fig. 2). Segn el comportamiento reolgico existen dos categoras. La primera son los flujos newtonianos y tienen un comportamiento viscoso (fluidal flow). Los segundos se denominan flujos no newtonianos y tienen un comportamiento plstico (debris flow). Estas dos divisiones generales, pueden subdividirse en tipos de flujos individuales segn el mecanismo primario de soporte de los clastos:

- Corrientes de turbidez: los sedimentos son soportados por turbulencia provocando la flotabilidad y se desarrolla preferentemente en el seno de la mezcla fluido-sedimento cuando sta puede alcanzar velocidades elevadas de propagacin.

- Flujos fluidizados: los sedimentos son soportados por escape de agua poral hacia arriba.

- Flujos de granos: los sedimentos estn soportados por presiones dispersivas que surgen de la colisin de partculas, posibilitando la suspensin y, por tanto, el transporte de las partculas.

- Flujos cohesivos: los sedimentos son soportados por una matriz cohesiva que dependiendo de su densidad y viscosidad, puede proporcionar una flotabilidad completa a las partculas de mayor tamao, y/o una lubricacin de las mismas durante el transporte.

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Fig. 2. Clasificacin de los flujos gravitacionales de sedimento de Middleton & Hampton (1973, 1976). Modificado de Mutti et al. (1999)

3. REOLOGA

La reologa de los fluidos puede ser expresada como la relacin entre el esfuerzo aplicado y la tasa de deformacin (Fig. 3). Los fluidos Newtonianos, como el agua empiezan a deformarse en el momento que el esfuerzo es aplicado siendo la deformacin linear (comportamiento viscoso) y el criterio de iniciacin de la turbulencia es el nmero de Reynolds (Re), que debe ser mayor a 2000. Los fluidos no newtonianos, como los flujos plsticos empiezan a deformarse solo despus de superar un esfuerzo lmite (yield stress), es decir que el material tiene una resistencia inicial a fluir debido a fuerzas cohesivas y son considerados como plsticos Bingham. Para los plsticos Bingham el criterio de iniciacin de la turbulencia (Fig. 4) est basado en el nmero de Reynolds (Re) y en el nmero de Bingham (B). La turbulencia en estos tipos de flujos requiere condiciones de alta energa (Hampton, 1972) y el nmero de Reynolds debe ser mil veces el nmero de Bingham.

Fig. 3. Relacin esfuerzo-deformacin de los fluidos no newtonianos (plsticos Bingham) y los fluidos Newtonianos. Tomando de Shanmugam (1997)

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Fig. 4. Zona de transicin laminar-turbulento en flujos plsticos Bingham. Modificado de Hampton 1972

La reologa de las mezclas de agua y sedimentos est controlada principalmente por la concentracin de sedimentos (Fig. 5) y en menor medida por el tamao de grano y las propiedades fsicas y qumicas de los slidos transportados (Pierson y Costa, 1987). Por tal motivo el lmite entre los flujos newtonianos y los flujos plsticos vara segn el porcentaje de arcilla presente en la mezcla y la concentracin de sedimentos (Fig. 6).

Fig. 5. Terminologa usada en los flujos gravitacionales segn el porcentaje de concentracin de sedimentos por volumen. Shanmugam (2000)

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Fig. 6. Caracterizacin reolgica del mezclas simuladas segn la concentracin volumtrica y la presencia de arcilla. Modificado de Manica (2012)

4. MECANISMOS DE LOS FLUJOS

En los estudios experimentales de las corrientes de densidad se pueden describir una cabeza bien definida, un cuerpo y en algunos casos un pie (Fig. 7). Producto de la turbulencia se reconocen remolinos identificados como inestabilidades de Kelvin-Helmholtz (Britter y Simpson, 1978). El perfil vertical de velocidad (Fig. 8) es comnmente divido en una zona interna por debajo de la zona de mxima velocidad (usualmente 0,2-0,3 la altura de la corriente) y una zona externa por arriba de la zona de mxima velocidad (Kneller y Buckee, 2000).

En los flujos gravitatorios se observa un gradiente vertical de concentracin (estratificacin segn la densidad) con una regin basal densa y una regin superior menos densa (Fig. 9). Walker (1965) atribuye este comportamiento al desarrollo de remolinos turbulentos que generan una segregacin vertical y lateral de la corriente (Fig. 10).

Fig. 7. Corriente de gravedad salina mostrando las subdivisiones y las inestabilidades de Kelvin-Helmholtz. Tomado de Kneller y Buckee (2000)

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Fig. 8. Esquema del tpico del perfil vertical de velocidad. Tomado de Kneller y Buckee (2000)

Fig. 9. Modelos de distribucin de la concentracin/densidad (lneas punteadas). (a) estratificado (b) baja densidad. Tomado de Kneller y Buckee (2000).

Fig. 10. Segregacin vertical y lateral de una corriente de turbidez. Walker (1965)

Bagnold (1962) demostr que la turbulencia en corrientes gravitacionales puede ser mantenida con solo una baja concentracin de sedimentos (C < 9%), argumentando que altas concentraciones de sedimentos restringen el desarrollo de la turbulencia. Sin embargo en la literatura se ha usado el trmino corriente de turbidez para flujos con concentraciones de sedimentos de hasta 45 % del volumen (Kuenen, 1966; Middleton, 1967), por este motivo Lowe (1982) reconoci depsitos con diferentes caractersticas y atributos a la secuencia de Bouma en las corrientes de turbidez de alta densidad. Otro problema en la definicin de corrientes de turbidez lo evidencia Sanders (1965) al observar en los experimentos de Kuenen (1950) que una misma corriente de densidad tiene un estado laminar en la parte basal (flowing-grain layer) y un estado turbulento en la parte superior (Fig. 11). Razn por la cual algunos autores como Shanmugam (1997) llaman a estos flujos laminares de mayor densidad como sandy debris flow. A la vez

(a) (b)

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Mutti et al. (1999) definen que las corrientes de turbidez son bipartitas con una parte basal con flujo granular de alta densidad y sobrepresionado, llevando consigo un flujo totalmente turbulento de baja densidad.

Fig. 11. Perfil esquemtico a travs de un flujo de densidad. Perfil basado en los experimentos de Keunen (1950) y modificado por Sanders (1965). Tomado de Shanmugam 2002.

Kneller (1995) menciona que las capas gradadas tpicas de los modelos de depositacin de Bouma (1962) y Lowe (1982) atribuidas a corrientes de turbidez no explican una alta proporcin de las facies de ambientes marino profundo (areniscas masivas, secuencias desordenadas, cambios abruptos en el tamao de grano, formas de lecho de gran escala, etc.).

La solucin que proponen es redefinir a las corrientes de turbidez usando a la velocidad (), distancia () y tiempo (). La aceleracin substantive de un clasto est dada por la formula = + . , en donde / es en trminos de flujos inestables (aceleracin en el tiempo) y . es en trminos de flujos no uniformes (aceleracin en el espacio). Los flujos estables no varan su velocidad con el tiempo y los flujos inestables se llaman waning flow cuando la velocidad media de un punto decrece con el tiempo, en cambio s las velocidades se incrementan se denominan waxing flow (Fig.12a). Si la velocidad del flujo es desviada solo levemente de la media a largo termino, se llama quasi-steady flow (Fig. 12b) y son responsables de las sustained currents (Kneller y Branney, 1995). En los flujos uniformes la velocidad es constante en la direccin de la corriente, y en flujos no uniformes se usan los trminos flujo acumulativo y flujo depletivo para describir respectivamente los gradientes de velocidad positivos y negativos que ocurren en respuesta a la topografa (Fig. 12c y Fig. 13).

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Fig. 12. Bosquejo de las definiciones de flujo: (a) estable/inestable, (b) quasi-stesdy flow en sustained currents y (c) uniforme/no uniforme. Tomando de Kneller (1995) y Kneller y Branney (1995).

Fig. 13. Situaciones producidas en flujos no uniformes. Los flujos depletivos pueden ocurrir a la salida de los caones y canales submarinos por cambios en el gradiente al pie del talud. Los flujos acumulativos se desarrollan por incrementos en la pendiente y el confinamiento del flujo. Tomado de Kneller (1995).

Con estos conceptos Kneller (1995) realiza una matriz de aceleracin (Fig. 14) que le permite clasificar a las corrientes de turbidez en 5 tipos denominados:

- Depletive waning flow: En el campo estn representadas por gradacin normal generadas por corrientes de turbidez peridicas tipo surge con la convencional relacin proximal-distal de las secuencia de Bouma (Walker, 1967) en cuencas no confinadas.

- Uniform waning flow: Tambin tienen gradacin normal, pero sin reduccin de espesor en la direccin del flujo (no hay relacin proximal distal). Las condiciones de generacin de este tipo de flujos son raras.

(a)

(b)

(c)

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- Depletive steady flow: Desarrollan capas en las cuales no hay una variacin vertical significativa en el tamao de grano, pero con reduccin de espesor en el sentido del flujo. Los depsitos representativos incluye a las capas de areniscas masivas o a las espesas secuencias con ondulas escalantes.

- Depletive waxing flow: Secuencias grano creciente, los candidatos para ser incluidos en estos depsitos son las capas de arena y grava con gradacin inversa (R2/S2 Lowe) con carpetas de traccin. Posiblemente se generan durante una etapa de aceleracin de flujos de larga vida (eventos de inundacin).

- Accumulative waning flow: Flujos representados por capas con gradacin normal, pero al ser acumulativos la perdida de competencia es menor en el sentido del flujo, cuencas confinadas.

Fig. 14. Matriz de aceleracin, en cada campo se ilustra los cambios verticales y laterales relativos al tamao de grano, las flechas indican la direccin de la corriente. Tomado de Kneller (1995).

Debidos a los inconvenientes en los esquemas de clasificacin y nomenclatura Mulder y Alexander (2001) siguiendo la subdivisin de acuerdo a la diferencia de densidad entre el flujo () y el agua que los rodea (), que permite diferenciar entre overflows (flujos hipopicnales) si < , underflows (flujos hiperpicnales) si > y interflows (flujos mesopicnales) si 1 < < 2 (Fig. 15). Proponen una clasificacin basada en la cohesividad de las partculas, duracin del flujo, concentracin de sedimentos y mecanismos de soporte (Fig 16, Fig. 17 y 18). Los flujos de densidad que transportan grandes volmenes de sedimentos en ambientes marinos profundos son probablemente underflows, sin embargo el termino flujos hiperpicnales es usado para referirse a los underflows generados directamente por accin fluvial.

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Los underflows son subdivididos a partir del comportamiento reolgico segn predomine el flujo cohesivo o el flujo friccional (no cohesivo). Los flujos cohesivos son matriz sostn como resultado de la cohesin entre las partculas (usualmente de grano fino). La fuerza de resistencia cohesiva no permite la penetracin del agua en el flujo, manteniendo la coherencia. En contraste los flujos friccionales (no cohesivos) pueden desarrollan una alta porosidad en el espacio intergranular que es predominantemente llenado con agua y se generan fuerza dispersivas entre los granos. La subdivisin de los flujos no cohesivos est basada principalmente en la concentracin de sedimentos con tres principales clases: flujos de densidad hiperconcentrados, flujos de densidad concentrados y flujos de turbidez

- Flujos cohesivos: Se diferencian del resto de los flujos por tener suficiente material cohesivo (fango) que le imparte una reologa pseudoplstica, reduciendo la tasa por la cual se pueden diluir en otros tipos de flujo.

- Flujos de densidad hiperconcentrados: La concentracin de sedimentos es similar a la de los flujos cohesivos, pero su comportamiento es diferente (friccionales) a causa de baja proporcin de granos cohesivos o por que la cohesin es superada por la agitacin interna (aumento de la tasa de cizalla)

- Flujos de densidad concentrados: Se diferencian de los flujos hiperconcentrados por ser ms diluidos, la progresiva entrada de agua causa que se comporten como fluidos Newtonianos. Operan una gran variedad de mecanismos de soporte y la importancia de estos mecanismos varan en el espacio y en el tiempo, sin embargo predomina la interaccin de los granos por presiones dispersivas.

- Flujos de turbidez: Existe una transformacin continua de los flujos de densidad concentrados en flujos de turbidez por progresiva dilucin. La proporcin de partculas soportadas por turbulencia se incrementa a travs de la transformacin. Alternativamente las corrientes de turbidez pueden ser generadas directamente por la accin de tormentas en la plataforma o rpidas run-off. Los flujos de turbidez se pueden dividir en flujos surge, surge-like y quasi-steady (Fig. 19). Los primeros dos son de muy corta duracin por un aporte sedimentario no permanente y el comportamiento de la cabeza del flujo es de primaria importancia por el insignificante desarrollo del cuerpo. En cambio en condiciones quasi-steady el aporte sedimentario se mantiene por periodos de tiempos sustanciales, permitiendo flujos de larga duracin. No es posible observar limites en el cuerpo del flujo (cabeza o pie) por lo tanto el comportamiento de la cabeza (o frente del flujo) es de menor importancia comparado con los procesos ocurridos en el cuerpo.

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Fig. 15. Tipos de flujos de densidad. Tomado de Mulder y Alexander (2001)

Fig. 16. Concentracin de sedimentos expresado en porcentaje en volumen de la clasificacin de los flujos de densidad propuesta por Mulder y Alexander (2001)

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Fig. 17. Diagrama esquemtico de los flujos de densidad sedimentario subacuos. Tomado de Mulder y Alexander (2001)

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Fig. 18. Diagrama que muestra las principales caractersticas de la transformacin de los flujos hiperconcentrados en flujos de turbidez tipo surge. Tomado de Mulder y Alexander (2001)

Fig. 19. Principales tipos de corrientes de turbidez (a) corrientes de turbidez de tipo surge de corta vida y (b) corrientes de turbidez sustained (quasi-steady) de larga vida relacionadas a flujos hiperpicnales. Tomado de Mutti et al. (1999).

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5. MECANISMOS DE DEPOSITACIN

En los flujos altamente concentrados el principal mecanismo de depositacin se conoce como congelamiento (freezing), porque el esfuerzo de cizalla aplicado queda por debajo del lmite aparente de fluencia del material (yield strength) producto de la perdida de velocidad (waning flow) y dependiendo de su comportamiento se conoce como cohesive freezing en el caso de los flujos cohesivos o friccional freezing en el caso de los flujos granulares hiperconcentrados. En los flujos de densidad concentrados (Mulder y Alexander, 2001) equivalentes a las corrientes de turbidez de alta densidad (Keunen, 1966; Middleton, 1967) los granos se desplazan como carga de lecho pudiendo desarrollar una carpeta de traccin (Dzulynski y Sanders, 1962) debido al aumento en las presiones dispersivas. Sohn (1997) divide a las carpetas de traccin en una regin inferior friccional y una regin superior colisional (Fig. 20), pudiendo presentarse una gradacin inversa en los depsitos por lo menos en la base (Fig. 21).

En las corrientes de turbidez de baja densidad el principal mecanismo es por cada de la suspensin, con traccin de la carga de lecho subordinada (Fig. 22) y el desarrollo de las tpicas capas con gradacin normal.

Fig. 20. Depositacin de una carpeta de traccin por una gradual agradacin. Tomado de Sohn (1997).

Fig. 21. Diferentes tipos de depsitos generados por carpetas de traccin. Tomado de Sohn (1997).

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Fig. 22. Depositacin por cada de la suspensin. Tomado de Allen (1991)

6. MODELOS DE FACIES

6.1. SECUENCIA DE BOUMA

Bouma (1962) desarroll el modelo clsico (Fig. 23a) a partir de las observaciones hechas en depsitos del Negeno y Palegeno superior de los Alpes Martimos (Arenisca Annot) y en los Apeninos (Formaciones Macigno y Marnoso- arenacea). El modelo de Bouma incluye el concepto fundamental de cono de depositacin (Fig. 23b) implicando un carcter depletivo a las corrientes de turbidez.

En la Secuencia de Bouma hay 5 divisiones llamadas Ta, Tb, Tc, Td y Te, consideradas producto de un solo evento turbiditico (Bouma, 1962; Walker, 1965; Mutti y Ricci Lucchi, 1972; Middleton y Hampton, 1973, 1976). Sin embargo en las localidades tipo solo en el 10 % de los estratos analizados la secuencia est completa, siendo comn los siguientes arreglos de facies Ta, Tb, Tc; Tc, Td, Te; Tb, Tc y Ta, Te.

Fig. 23. (a) Secuencia de Bouma y (b) cono de depositacin. Tomado de Mutti et al. (1999).

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La base de la secuencia es generalmente erosiva pudindose observar calcos de flujo con una variedad de formas como el resultado de la interaccin de remolinos turbulentos y el fondo fangoso cohesivo (Sander, 1965). En la interpretacin de la secuencia de Bouma (Fig. 24) la divisin Ta es la ms controvertida, si es gradada, la mayora de los autores estn de acuerdo en interpretarla como producto de la rpida depositacin por el colapso de la suspensin en una corriente de turbidez, a ser la gradacin normal bien desarrollada posiblemente es indicadora de depsitos en suspensin de flujos dominados por turbulencia (Mulder & Alexander, 2001).

El problema surge cuando estas capas de areniscas son masivas. Stauffer, (1967) sugiere que son producto de flujos de granos, en ese sentido Middleton (1967) las atribuye al congelamiento friccional (frictional freezing) de flujos altamente concentrados en donde el principal mecanismo de soporte de los granos es la presin dispersiva, por esa razn (Shanmugam, 1996) llama a las unidades Ta masivas como sandy debris flows. Sin embargo la falta de estructuras en areniscas no indica necesariamente que estas capas masivas sean depositadas por el congelamiento (freezing) en masa de un flujo de detritos o de granos. Estos depsitos pueden ser el resultado de la destruccin de la estratificacin por procesos post-depositacionales como inyecciones de arena, licuefaccin, bioturbacin o erosin (Stow y Johansson, 2000; Duranti y Hurst, 2004; Baas, 2004). Estudios experimentales llevados a cabo por Arnott y Hand (1989) mediante un flume demostraron que depsitos masivos se generan cuando la laminacin es suprimida como consecuencia de la agradacin suficientemente rpida en capa plana de alto rgimen de flujo. Kneller y Branney (1995) sugieren que las potentes capas de areniscas masivas son el producto de la agradacin progresiva durante un quasi-steady flow (sustained high-density flows) asociados a flujos hiperpicnales (Fig. 25).

La laminacin de la divisin Tb ocurre a bajas tasas de cada de sedimentos producto de la traccin en capa plana de alto rgimen de flujo y el pasaje a la divisin Tc con laminacin ondulitica o entrecruzada se debe a la desaceleracin de la corriente y la formacin de formas de lecho tractivas en bajo rgimen de flujo.

La divisin Td refleja principalmente la sedimentacin directa de la suspensin pero tambin algo de traccin, generando la laminacin y seleccin textural tpica de esta divisin. Finalmente la divisin Te representa la sedimentacin por suspensin pelgica clsica.

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Fig. 24. Modelo de Bouma y su interpretacin. Tomado de Walker (1976)

Fig. 25. Secuencia tpica descripta por Stauffer, (1967) en California e interpretada por Kneller y Branney (1995) como producto de la agradacin progresiva durante un quasi-steady flow.

6.2. SECUENCIA DE LOWE

Lowe (1982) establece un modelo de facies para flujos de densidad concentrados en el cual la depositacin se divide en tres etapas: I) etapa de sedimentacin por traccin, II) etapa de carpeta de traccin y III) etapa de suspensin-sedimentacin. Esta secuencia refleja incrementos en flujos inestables y el colapso de la nube de sedimentos en suspensin. Los cambios en la secuencia reflejan la evolucin del flujo a lo largo de su recorrido pendiente abajo (Fig. 26).

La divisin S1 muestra estructuras de traccin, generalmente laminacin plana y estratificacin entrecruzada reflejando capas plana y formas de lecho tipo dunas. La divisin S2 contiene capas horizontales finas comnmente con gradacin inversa y laminacin friccional basal, interpretadas como depsitos de carpetas de traccin.

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La divisin superior S3 depositada por sedimentacin de la suspensin, posiblemente sin estructuras o con gradacin normal y posiblemente con estructuras de escape de agua. La divisin S3 es equivalente a la divisin Ta de Bouma y se puede seguir con el desarrollo de un nuevo ciclo con la secuencia de Bouma Tbc (estructuras de traccin), Td (laminacin por traccin/suspensin) y Te (depsitos de suspensin masiva).

En ambientes proximales posiblemente generan las divisiones R2 y R3 gravosas tambin representantes de un ciclo tractivo (R2) y de suspensin (R3) (Fig. 27).

Fig. 26. Diagrama que muestra los cambios en la direccin del flujo en la organizacin de las turbiditas. Lowe (1982)

Fig. 27. Modelos de depositacin de Lowe (1982)

6.3. FACIES TRACTS (MUTTI 1992 Y MUTTI ET AL. 1999)

Mutti (1992) y Mutti et al. (1999) consideran que las corrientes de turbidez son bipartitas compuestas por un flujo denso que eventualmente se transforma en un flujo turbulento durante el movimiento pendiente abajo (Fig. 28). Identifican cuatro grupos de facies principales que son definidas por sus texturas:

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(A) aglomerado grava fina. (B) grava fina arena gruesa. (C) arena mediana arena fina. (D) arena fina pelita.

Estos cuatro tipos de poblaciones tienden a ser transportados y depositados por corrientes de turbidez como distintas entidades naturales, formando diferentes grupos de facies. Las poblaciones (A) y (B) se mueven en un flujo denso, la poblacin (C) se mueve inicialmente como un flujo denso pero pueden incorporar carga en suspensin en el suprayacente flujo turbulento y la poblacin (D) es la tpica carga en suspensin de un flujo totalmente turbulento (concentracin de sedimentos < 9% del volumen, Bagnold 1962).

La incorporacin de agua y aceleracin provoca sucesivas transformaciones del flujo y saltos hidrulicos que resultan en turbiditas diluidas. Las caractersticas y diversidad de facies del depsito final dependern en gran medida del volumen inicial y la pendiente del talud, la cual permite acelerar y transformar eficientemente el flujo original.

El esquema ideal de facies (Fig. 29) es el siguiente:

F2: Mezclas desorganizadas de gravas y arena gruesa flotando en una matriz pelitica- arenosa. Son las clsicas facies de pebbly mudstone comnmente referidas como depsitos de flujos de detritos o debritas. La erosin producto del sector frontal del flujo denso gravoso queda documentado por la abundancia de intraclastos peliticos. F3: Conglomerados clastos soportados, interpretados como el registro del congelamiento friccional de los bordes principales del flujo. Pueden formar unidades amalgamadas o unidades aisladas lenticulares convexas hacia arriba con fangolitas brechosas en la base. F5: Conglomerados finos - areniscas gruesas masivas pobremente seleccionadas o gradadas formando potentes y lateralmente extensas unidades. Pueden contener intraclastos peliticos y estructuras de escape de agua. F6: Areniscas gruesas y medianas con estratificacin horizontal y entrecruzada. Se interpretan como producto de capas plana y migracin de megaondulas despus que el flujo sufre elutriacin de las partculas finas y es retrabajado por el flujo turbulento. Pueden formar lentes discontinuos con base erosiva e intraclastos peliticos. F7: Areniscas gruesas y medianas con laminacin horizontal grosera y capas cada vez ms finas hacia arriba. Son formadas por carpetas de traccin de grano grueso alternado con sedimentos ms finos producto de la cada de la suspensin. F8: Areniscas medianas y finos masivas o sutilmente gradas. Es la divisin Ta de la Secuencia de Bouma producto de altas tasas de sedimentacin que previene la generacin de formas de lecho y causa licuefaccin por la elevada presin de poro. F9: Areniscas finas y pelitas que representan las etapas tractivas y de cada de la suspensin de la Secuencia de Bouma (Tb, Tc, Td y Te). Registra la etapa depletiva y waning del flujo turbulento.

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Fig. 28. Principales procesos de depositacin y erosin asociados a la evolucin de una corriente de turbidez. Tomado de Mutti et al. (2003)

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Fig. 29. Facies y procesos inferidos asociados a una corriente de turbidez bipartita ideal. Tomado de Mutti et al. (2003)

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Un concepto fundamental es el de eficiencia de flujo (Mutti, 1979), que se define como la capacidad que tiene el mismo de poder transportar sedimentos hacia el interior de la cuenca y la habilidad de poder segregar las poblaciones de granos en distintas tipos de facies con la distancia. Es decir un flujo turbiditico de alta eficiencia tendr la capacidad de evolucionar mostrando el mximo nmero de facies, con una seleccin granulomtrica importante, desarrollado amplias zonas de transferencia y depositacin. Por el contrario, un flujo poco eficiente sufrir pocas transformaciones y depsitos pobremente seleccionados (Fig. 30).

Fig. 30. Facies tracts relacionadas a la eficiencia de flujo. Tomado de Mutti et al. (1999) 7. ICNOFACIES

Los sistema turbiditicos o abanicos submarinos (Fig. 31) son notablemente complejos y existe una gran variedad de esquemas de clasificacin y modelos de facies (Normark, 1970; Mutti y Ricci Lucchi, 1972; Walker, 1978; Mutti, 1979, 1992; Mutti y Normark, 1991; Reading y Richards, 1994), pero una subdivisin muy til que ayuda a establecer un marco de observacin de las icnofaunas es la de sistemas turbiditicos de grano fino y grano grueso (Bouma 2000a, b, 2004).

La condiciones de baja energa de estos ambientes y la estabilidad temporal permite el establecimiento de una gran variedad de grafoglptidos (trazas fsiles ornamentadas encontradas con relieves positivos tpicas de ambientes marinos

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profundos) y pistas de pastoreo, representados generalmente por la icnofacies de Nereites.

Fig. 31. Modelo de un abanico submarino (Mutti y Ricci Lucchi, 1972)

7.1. SISTEMAS TURBIDITICOS DE GRANO FINO

Los sistemas turbiditicos de grano fino estn caracterizados por (1) alta relacin areniscas/pelitas en la base del talud y en el abanico exterior, pero baja proporcin en el abanico medio; (2) arena fina y muy fina con abundantes partculas tamao limo y arcilla; y (3) interdigitacin con depsitos de cuenca. Son tpicos de mrgenes pasivos (aunque algunos ejemplos se conocen de cuencas de antepas) y tienden a ocurrir en cuencas con plataformas y planicies costeras anchas. Por su alto contenido en material fino se los considera de alta eficiencia (Mutti, 1979).

Un complejo de canales se forma en la base del talud (Fig. 32) compuesto por leves y overbanks separando reas de intercanal, tambin se desarrollan depsitos de crevesse-splays por la ruptura de levees, y en el abanico exterior terminan en un complejo de frontal-splay (Posamentier y Kolla, 2003).

Los sistemas turbiditicos de grano fino contienen algunas de las ms espectaculares icnofaunas descriptas en el registro fsil con respecto a diversidad, abundancia y complejidad (Buatois y Mngano, 2011). Los caones submarinos se caracterizan por un sustrato firme, erosin intensa y largos periodos de no depositacin caracterizados por la icnofacies de Glossifungites representada en este caso por Thalassinoides y Rhizocorallium. En los canales proximales la continua erosin y altas tasas de depositacin no permiten el desarrollo o preservacin de grafoglptidos, sin embargo este entorno de alta energa, sustrato arenoso, partculas orgnicas en la columna de agua y buena oxigenacin presenta icnofaunas tpicas de aguas someras como la icnofacies de Skolithos. Abundan las galeras de crustceos de la icnosubfacies de Ophiomorpha rudis. La icnosubfacies de Paleodictyon de la icnofacies de Nereites est presente en el frontal splay junto a gran nmero de grafoglptidos como Paleodictyon, Desmograpton, Protopaleodictyon, Megagrapton, Helicolithus, Spirorhaphe,

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Helminthorhaphe, Lorenzinia, Cosmorhaphe y Urohelminthoida. Los depsitos de frontal splay, crevasee-splays y levees tambin contienen abundantes estructuras de viviendas (Palaeophycus y Ophiomorpha), pistas de pastoreo sinuosas Gordia, Helminthopsis, Nereites y Scolicia, pistas espirales robustas Spirophycus, los sistemas ramosos Chondrites y varias estructuras spreite como Zoophycos, Polykampton y Phycosiphon. La icnosubfacies de Nereites tiende a ocurrir en turbiditas distales fangosas, son tpicas de overbanks distales y en la transicin entre los frontal splay y la planicie de la cuenca. Abundan varias icnoespecies de Nereites y Scolicia junto Chondrites, Phycosiphon, Dictyodora (en rocas Paleozoicas), Zoophycos y Helicodromites, la formacin de grafoglptidos es inhibida por las condiciones deficientes en oxigeno o la alta frecuencia de corrientes de turbidez. Los depsitos de la planicie de la cuenca adyacente frecuentemente se encuentran intensamente bioturbados. Las suite pre-turbiditicas estn dominadas por grafoglptidos y pistas de pastoreo siendo preservadas como relieves positivos. Las suite post-turbiticas consisten en pistas de vivienda, alimentacin y pastoreo y son preservadas en las superficies superiores de los estratos pero tambin en la base.

Fig. 32. Reconstruccin esquemtica de la distribucin de las trazas fsiles en sistemas turbiditicos de grano fino. La base de los caones submarinos caracterizados por un sustrato firme posiblemente contienen Thalassinoides (Th) y Rhizocorallium (Rh) ilustrando la icnofacies de Glossifungites. Los depsitos de canales submarinos tpicamente contienen Ophiomorpha (Op). En los levee, crevasse-splay y fronta- splay contienen Nereites (Ne), Scolicia (Sc) y Phycosiphon (Ph) como elementos post-depositacionales y una gran variedad de componentes pre-depositacionales como Paleodictyon (Pa), Megagrapton (Me), Desmograpton (De), Lorenzinia (Lo), Cosmorhaphe (Co), Helicolithus (He), Spirorhaphe (Sp) y Protopaleodictyon (Pr). Turbiditas fangosas distales en la transicin entre los frontal-splay y la planicie de la cuenca posiblemente contienen Nereites (Ne), Scolicia (Sc), Phycosiphon (Ph) y Chondrites (Ch). La planicie de la cuenca est intensamente bioturbada.

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7.2. SISTEMAS TURBIDITICOS DE GRANO GRUESO

Los sistemas turbiditicos de grano grueso estn caracterizados por (1) muy alta relacin areniscas/pelitas incluyendo las reas de intercanal; (2) arena gruesa y mediana con pequeas cantidades o sin minerales de arcilla; y (3) progradacin gradual hacia el interior de la cuenca. Por la escases de material muy fino son sistemas pobremente eficientes (Mutti, 1979).

Son sistemas tpicos de mrgenes activos con plataformas y planicies costeras angostas. Los canales submarinos que se forman en la base del talud son de baja sinuosidad tipo braided, porque por la pobre eficiencia los depsitos tienden a formarse relativamente cerca de la base del talud (Fig. 33).

Al igual que en los sistemas de grano fino las reas canalizadas y proximales de alta energa no son bioturbadas o contienen trazas fsiles que son comunes en aguas someras, ilustrando icnofacies de Skolithos en un contexto marino profundo. Sin embargo y en contraste con sistemas de grano fino la icnofacie de Nereites (en particular la icnosubfacies de Paleodictyon) es rara o est ausente, en su lugar es reemplazada por la icnofacies de Zoophycos dominando pistas de alimentacin y depositos de alimentacin como Phycosiphon, Chondrites, Planolites y Zoophycos. Este cambio en las icnofacies es probable que este asociado a una plataforma angosta y a la proximidad del frontal-splay con la base del talud. Posiblemente la alta frecuencia de aporte sedimentario aporta significativas cantidades de materia orgnica al sistema y los organismos no tienen necesidad de desarrollar sofisticadas estrategias de alimentacin (Buatois y Mngano, 2011).

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Fig. 33. Reconstruccin esquemtica de la distribucin de las trazas fsiles en sistemas turbiditicos de grano grueso. Como en los sistemas de grano fino la base de los caones submarinos caracterizados por un sustrato firme posiblemente contienen Thalassinoides (Th) y Rhizocorallium (Rh) ilustrando la icnofacies de Glossifungites. Los depsitos de canales submarinos contienen tpicamente Ophiomorpha (Op), Skolithos (Sk) y Arenicolites (Ar). Los depositos de frontal-splay deposits exhiben Palaeophycus (Pa), Ophiomorpha (Op) y Thalassinoides (Th). En el borde de los depositos de frontal-splay posiblemente contienen Nereites (Ne), Zoophycos (Zo) Chondrites (Ch).

8. ESTRATIGRAFIA SECUENCIAL

Mutti & Normark (1987, 1991) sugieren una terminologa para comparar sistemas turbidticos y eventos depositacionales relacionados en escala temporal y espacial (Fig. 34):

- Complejo Turbidtico: Se refiere a la sucesin del relleno de una cuenca y est

compuesto por varios sistemas turbidticos apilados uno sobre otro. - Sistema Turbidtico: Es un cuerpo de facies y asociaciones de facies

genticamente relacionadas que son depositados en continuidad estratigrfica. Es usado como sinnimo de abanico submarino (Bouma, 2000b).

- Etapa Turbidtica: Consiste en asociaciones de facies y superficies de erosin que son formadas en un periodo especifico de crecimiento del sistema.

- Subetapa Turbidtica: Asociaciones ms especficas que pueden ser reconocidas, facies y superficies de erosin contenidas en asociaciones de facies.

Fig. 34. Jerarqua de las sucesiones turbidticas. Mutti & Normark (1987)

Los conceptos de estratigrafa secuencial aplicables en ambientes marinos profundos, particularmente los desarrollados por Mitchum (1985), Vail (1987) y Posamentier et al. (1988, 1991) tienden a un marco en el cual los patrones de sedimentacin de las turbiditas est controlado por las variaciones relativas del nivel del

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mar y la fisiografa. En este marco los sistemas turbidticos ocurren predominantemente como depsitos de lowstand systems tract". Acumulaciones potentes de areniscas se generan en etapas tardas de regresin forzada y temprana de lowstand systems tract. El desarrollo de un determinado tipo de flujo de densidad de sedimentos est en funcin del aporte de sedimentos al borde de cuenca (staging area), de los cambios del nivel de base en la lnea de costa - borde cuenca, y el grado de eficiencia del flujo (Fig. 35 y Fig. 36).

Fig. 35. Flujos de densidad sedimentarios en relacin a los cambios del nivel de base, (1) flujos cohesivos, (2) flujos de densidad concentrados y (3) Flujos de turbidez. Catuneanu (2006)

Fig. 36. Arquitectura idealizada de un complejo de abanico submarino durante un ciclo de cambio del nivel de base. Catuneanu (2006)

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Bouma (2004b) identifica 4 controles principales en el desarrollo de abanicos submarinos, (1) procesos y caractersticas sedimentarias, (2) actividad y entorno tectnico, (3) variaciones del nivel del mar y (4) clima. Por ese motivo en cuencas de antepas las turbiditas arenosas posiblemente se originan a partir de inundaciones catastrficas y cada de sedimentos durante una etapa de regresin forzada y lowstand systems tract como consecuencia de un dramtico uplift del borde de la cuenca (Mutti et al. 2003). Un progresivo uplift incrementa la cantidad de sedimentos en los ros a travs de la de la erosin de las cuencas de drenaje. Una etapa de lowstand systems tract resulta en la formacin de grandes sistemas fluvio-deltaicos que pueden ser erosionados y acelerados a lo largo de los conductos submarinos generando corrientes de turbidez bipartitas altamente eficientes (Fig. 37).

Fig. 37. Diagrama esquemtico que muestra las condiciones requeridas para generar corrientes de turbidez de gran volumen y altamente eficientes en cuencas de antepas. Mutti et al. (2003) 9. TURBIDITAS EN LA CUENCA NEUQUINA

La cuenca Neuquina est localizada en el centro-oeste de la Argentina y el este de Chile entre las latitudes 32 y 40 S. El relleno sedimentario excede los 7.000 metros de estratos marinos y continentales cuyo rango de edad que abarca del Trisico tardo al Palegeno. Posiblemente existen dos episodios marinos en cuales se registraron eventos turbidticos y corresponden a la Formacin Los Molles (Weaver, 1931) y Formacin Vaca Muerta (Weaver, 1931).

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9.1. FORMACIN LOS MOLLES

La Formacin Los Molles (Jursico inferior-medio) constituye unas de las primeras unidades marinas de la cuenca Neuquina. El espesor registrado es mayor a 1000 metros y est compuesto por pelitas negras (black shale) con amonites y turbiditas intercaladas depositadas en un contexto de lowstand systems tract (Burgess et al., 2000, Leanza et al. 2013). En un estudio basado en el anlisis de facies, asociaciones de facies y elementos arquitecturales Paim et al. (2008) identifican lbulos arenosos, interlbulos, canales, flujos cohesivos y deslizamientos (Fig. 38, Fig. 39 y Fig. 40). En lneas ssmicas se reconocen una serie de caones submarinos de una extensin de decenas de kilmetros (Fig. 41) y abanicos submarinos Pngaro et al. (2009).

El sistemas Los Molles es interpretado como un sistema depositacional mixto (Mutti et al. 2003), generalmente ricos en arena, pero pobremente eficientes y los ms importante es que encuentran en relacin lateral y vertical con depsitos deltaicos. En el rea de la dorsal de Huincul las turbiditas de la Formacin Los Molles son productoras de hidrocarburos y asignadas al Miembro Cutral C (Kim et al. 2014), (Fig. 42)

Fig, 38. Asociacin de facies y elementos arquitecturales del sector basal de la Formacin Los Molles. G (gravelly), S (sandy), HF (heterolithic siltstone/claystone), HSF (heterolithic sandstone/mudstone y siltstone/claystone), FC (fine-grained claystone), FS (fine-grained siltstone), DF (debris flows), m (massive), g (normal grading), i (inverse grading), l (low-angle), t (trough cross-stratification), hcs (hummocky cross-stratification), h (horizontal lamination), r (ripple cross lamination), tc (traction carpets), bio (bioclast-rich), d (mud drape), rs (reactivation surface), twr (wave-reworked trough cross-bedding), tw (wave-produced trough cross-bedding), Sc (coarse- to very coarse-grained sandy matrix paraconglomerate) y Sf (very fine- to medium-grained sandy matrix paraconglomerate). Paim et al. (2008)

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Fig, 39. Lbulos arenosos (a) arenisca gruesa-mediana con estratificacin entrecruzada de bajo ngulo y (b) arenisca mediana con carpetas de traccin. Paim et al. (2008).

Fig. 40. (a) canal turbidtico arenoso con algunas estructuras de fluidizacin (b) lbulo de arenisca mediana con capa plana, (c) conglomerado clasto soportado de un depsito de un can submarino, (d) arenisca deformada de un depsito de canal fluidizados, y (e) deslizamientos en facies peliticas y heteroliticas. Paim et al. (2008)

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Fig. 41. (a) Plano isopquico del relleno de un can submarinos identificados mediante ssmica 3D, y (b) corte ssmico transversal a uno de los caones reconocidos. Pngaro et al. (2009).

Fig. 42. Modelo paleoambiental propuesto para el Miembro Cutral C. Kim et al. (2014).

9.2. FORMACIN VACA MUERTA

Las pelitas calcreas bituminosas (dark gray calcareous shales) de la Formacin Vaca Muerta (Jursico superior - Cretcico inferior) registran en su parte superior una asociacin de fangolitas verdosas y areniscas amarillento verdosas atribuidas a un episodio turbidtico (Leanza et al., 2003 y Spalletti et al., 2008). Recibieron el nombre litoestratigrfico de Miembro Huncal (Leanza et al., 2001), en la localidad homnima se reconoce una asociacin de facies compuesta por fangolitas con intercalaciones de areniscas gruesas a medianas (Fig. 43) de geometra lenticular amalgamados, en la base se observan laminacin paralela, de bajo ngulo y hacia el techo laminacin ondultica.

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Algunos estratos presentan la secuencia de Bouma completa, laminacin interna de mayor escala tipo HCS (Leanza et al., 2003 y Spalletti et al., 2008) y restos vegetales (Zavala et al. 2014).

En la base son comunes los calcos de flujo, y estructuras deformacionales (calcos de carga). Los depsitos se encuentran involucrados en una estructura de desmoronamiento de escala regional cuya geometra interna muestra un sistema de pliegues asimtricos. Son interpretadas como facies proximales a medias de un lbulo turbidtico (Leanza et al., 2003), (Fig. 44).

La presencia de restos vegetales y estructuras tipo HCS indican que estos episodios turbidticos estn posiblemente relacionados a flujos hiperpicnales vinculados con inundaciones catastrficas (Myrow y Southard, 1996; Mutti et al., 1996; Mutti et al., 2003)

Fig. 43. Miembro Huncal (a) detalle de una turbidita con desarrollo de horizontes A, B, C y D de Bouma, (b) trminos cuspidales de bancos de areniscas donde se aprecian fenmenos de traccin con desarrollo de estratificacin cruzada tipo hummocky, estratificacin cruzada y ondulitas, (c) restos vegetales y (d) detalle de los pliegues en el horizonte de desmoronamiento. Leanza et al., (2003), Zavala et al. (2014), Spalletti et al., (2008).

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Fig. 44. Interpretacin paleoambiental para la depositacin del Miembro Huncal. Leanza et al., (2003).

Un poco ms al norte de la localidad de Huncal se describe la sucesin Rahueco (Spalletti et al., 2008) en la cual se identifican dos asociaciones de facies. La primera incluye fangolitas masivas y laminadas con delgadas intercalaciones de areniscas a areniscas limosas masivas o con estratificacin gradada normal con calcos de surcos (Fig. 45). La segunda asociacin de areniscas mediana estratocrecientes amalgamadas o separadas por fangolitas o intervalos heterolticos. Presentan calcos de carga o de flujo, intraclastos pelticos, por general masivas en la base y en la parte superior es frecuente la laminacin ondultica y niveles espordicos de laminacin convoluta.

La primera asociacin es interpretada como producto de la decantacin de la suspensin de corrientes de turbidez muy diluidas y la segunda asociacin se vincula a flujos de densidad concentrados (sustained high-density turbidity; Kneller y Branney, 1995) erosivos con sucesivos episodios de traccin y decantacin de la suspensin. El aporte continuo de sedimentos (quasi-steady flows) se relacionan posiblemente con flujos hiperpicnicos debidos a causas climticas (lluvias excepcionales), por lo cual se pueden generar independientemente de la posicin relativa del nivel del mar (Zavala et al., 2014)

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Fig. 45. (a) Interdepsitos de turbiditas finas con gradacin normal entre los cuerpos mayores de areniscas y (b) calcos de carga. Spalletti et al. (2008).

En la subcuenca de Picn Leuf (Hogg 1993) en su extremo occidental se extrajeron testigos corona de niveles arenosos de la Formacin Vaca Muerta (Santiago et al., 2014). Se reconocen dos asociaciones de facies (1) fangolitas arenosas laminadas y (2) areniscas finas masivas (Fig. 46 y Fig. 47).

La primera asociacin se vincula a flujos gravitatorios densos de grano fino pobremente eficientes por su baja capacidad de seleccin, la escasez de bioturbacin y fsiles bentnicos sugiere un ambiente anxico o subxico en aguas probablemente profundas.

La segunda asociacin est integrada por areniscas muy finas a finas, cuarzosas a feldespticas fuertemente cementadas, con bajo contenido arcilloso y sin matriz. Internamente se presenta masiva, pero localmente se reconoce laminacin convoluta y estructuras de escape de agua.

Es comn la presencia de pirita, en tanto que carece totalmente de bioturbacin o contenido fosilfero. La ausencia de matriz arcillosa en esta facies se corresponde con un proceso de transporte efectivo en seleccionar los sedimentos, con capacidad de erosin del sustrato e incorporacin de carga de fondo, compatible con un flujo turbulento. La laminacin convoluta se relaciona a procesos de licuefaccin de los sedimentos, probablemente vinculada a un ambiente de pendientes inestables. La composicin feldesptica de las areniscas sugiere una relativa cercana a la zona de proveniencia de los sedimentos.

Las dos asociaciones de facies se vinculan a un sistema turbidtico, posiblemente en un abanico submarino alimentado por flujos hiperpicnicos que transportan los sedimentos a travs de una plataforma relativamente angosta y con pendientes inestables. Las concreciones calcreas en esta sucesin representan perodos de pausa en la sedimentacin, permitiendo una activa percolacin en la interfase agua-sedimento y una muy temprana diagnesis (Santiago et al., 2014).

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Fig. 46. Descripcin sedimentolgica simplificada de las coronas 1 y 2 tomadas en la Fm Vaca Muerta en el pozo LHo.x-1. Santiago et al. (2014).

Fig. 47. Microfotografas (a) facies de fangolitas arenosas laminadas y (b) facies de areniscas masivas. Santiago et al. (2014). 10. CONCLUSIN

Los depsitos de turbiditas pueden incluir un amplio espectro de las corrientes de densidad o flujos gravitacionales. Constituyen las ltimas etapas del transporte de sedimentos hacia el fondo ocenico debido a la transformacin de flujos densos en flujos diluidos.

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Los mecanismos que originan estos depsitos dependen en gran medida de la ubicacin tectnica de la cuenca sedimentaria, se pueden observar diferencias entre los depsitos de cuencas de mrgenes pasivos y los de cuencas de mrgenes activos.

Si bien los criterios de clasificacin y modelos de facies son muy variados, la utilizacin de uno o de otro depende del tipo cuenca que se est estudiando y los objetivos del trabajo. Los modelos son muy dinmicos, con una evolucin constante en el tiempo. La experiencia de los principales autores que se dedican a la temtica coinciden en el alto poder predictivo de estos modelos.

El estudio de estos depsitos en Argentina tiene un gran potencial de desarrollo teniendo en cuenta la posibilidad de estudiarlos tanto en afloramiento como en subsuelo.

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