viernes, 23 de abril de 2010

ANÁLISIS DE LOS DEPÓSITOS DE CORRIENTES DE ALTA DENSIDAD DE LA FORMACIÓN PUENTE (CUENCA DE AREQUIPA), SUR DEL PERÚ Javier Jacay*

RESUMEN
Las cuencas sedimentarias del Jurásico medio-superior de los Andes centrales (Perú), con una tasa de sedimentación alta, ocurrieron durante un periodo de distensión. La Cuenca de Arequipa, que se desarrolló durante el Jurásico inferior a medio, presenta características morfológicas, sedimentológicas y tectónicas que son típicas de una «cuenca en distensión». Una de estas características es el relleno turbidítico, los que presentan flujos de gravedad de excepcional espesor «Megaturbiditas», los que corresponden a productos de eventos catastróficos durante la resedimentación.
Palabras clave: Sedimentología, Megaturbiditas, Cuenca sedimentaria, Jurásico.

I. INTRODUCCIÓN
Durante el Jurásico inferior a medio, una cuenca clástica se desarrollaba en la parte meridional de la margen occidental peruana, en un contexto tectónico de margen en distensión, que controlaba la geometría de la cuenca y la repartición de facies; la paleogeografía al sur de los 14 S, en aquel entonces, era la de una plataforma siliciclástica Jurásica (formaciones Ravelo-Quilcapunco), que pasa inmediatamente al suroeste, a una cuenca en distensión «Cuenca de Arequipa»; hacia el norte, esta zona en distensión continuaba aproximadamente hasta la zona del Valle de Omas y Churín (Jacay et al. en prep., y Romero et al., 2004), mientras que al este-noreste la plataforma jurásica (formaciones Ravelo-Quilcapunco) estaba expuesta a una erosión parcial, cuyos productos estaban periódicamente movilizados por corrientes de gravedad de baja y alta densidad, y resedimentados en conos submarinos de la Cuenca de Arequipa bajo la forma de niveles turbidíticos (León, 1982; Vicente et al., 1982).

Ciertos niveles del relleno sedimentario presentan características excepcionales en espesor, extensión lateral, granulometría y estructura interna; son las «megaturbiditas». Éstas están presentes dentro de la Formación Puente; estas secuencias, producto de corrientes de alta densidad, se caracterizan por: su amplia extensión lateral, su espesor (-5 m), su concordancia a la base y al tope con las turbiditas encajonantes, que en algunos casos es erosivo, traduciéndose a manera de discordancias internas en afloramiento. Además, sus productos dependen directamente de las zonas de facies del sistema turbidítico. Todo esto implica que los mecanismos de transporte y depósito son semejantes o idénticos para las diferentes capas.

En este trabajo se trata de describir las particularidades sedimentológicas de estos depósitos, y discutir su génesis en relación con la dinámica de la Cuenca de Arequipa.

II. MARCO GEOLÓGICO DE LA CUENCA DE AREQUIPA
La cuenca de Arequipa, que sigue un eje mayor regional noroeste-sureste, se sitúa en la parte meridional de los Andes del Perú central, abarcando el intervalo del Jurásico inferior a medio (Bajociano superior a Tithoniano, 175-144 Ma) (Haq et al, 1987) y conforma la parte occidental de la actual Cordillera occidental sur peruana (Fig. N. 1).




Una gran megasecuencia caracteriza la evolución sedimentaria de la Cuenca (Fig. N. 2), la cual consiste a la base en una potente serie de volcánicos y sedimentos arrecifales denominado Grupo Chocolate; le sigue, concordantemente, la plataforma carbonatada de la Formación Socosani, el cual, a la parte superior, presenta numerosas estructuras de distensión, los que ya evidencian un proceso de subsidencia de la corteza que dará paso a sedimentos turbidíticos de la Formación Puente y depósitos de prodelta de la Formación Cachios; gradualmente sobreviene una progradación deltaica, que corresponde a la Formación Labra y al tope sedimentos de lagoon con Patch reef, correspondientes a la Formación Gramadal (León, 1981 y Vicente et al, 1982).



Es en la sección tipo del Grupo Yura, del valle del río homónimo, donde se llevó a cabo el estudio de las corrientes de alta densidad dentro de la Unidad litoestratigráfica, llamado Formación Puente por Vargas (1970); a lo que anteriormente Benavides (1962) denominó como Miembro Puente con un espesor de -600 m, y que presenta facies de turbidita de alta y baja densidad presentando lóbulos de supra fan que se desarrollan en el abanico medio (León, 1981). Es el estudio de la formación y génesis de los depósitos de corrientes de alta densidad, que concierne a este trabajo (Fig. N. 3), y corresponde a la evolución dinámica de la Cuenca de Arequipa, cuyos periodos de apertura y cierre han sido controlados por movimientos de tectónica extencional suroeste-noreste. Las características estructurales y de subsidencia de esta cuenca son típicas para una cuenca «en distensión».

III. DESCRIPCIÓN DEL CORTE DE UNA MEGATURBIDITA
Una sección típica de una megaturbidita muestra una secuencia vertical de cinco términos (Fig. N. 3). Esos términos son interpretados de acuerdo a la nomenclatura de Lowe (1982), siendo tres tipos de corrientes los que actúan en el depósito de una megaturbidita: debris flow, corriente turbidítica de alta densidad y corriente turbidítica de baja densidad. Los espesores elementales de estas secuencias generalmente son de 5 m de espesor.

Unidad inferior. Su repartición en secuencia vertical es reducida. Generalmente alcanza hasta unos 0.5 m (Fig. N. 4b), y puede ser ausente en algunos de ellos (Fig. N. 4a). Las características que presentan estos depósitos son: aspecto caótico, ausencia de gradación interna, fábrica desordenada, presencia de matriz entre los elementos («matrix supported»), cantos alineados y verticalizados cerca a la base; características que sugieren que se trata de «debris flow deposits» (Middleton & Hampton, 1976), o de flujos cohesivos de depósitos de debris flow (Lowe, 1982; Postma, 1986). Generalmente se componen de brechas angulosas y alargadas de lutitas negras de hasta 1 m de longitud, en una matriz de arenisca tipo grauwackas de grano grueso.


 

Unidad media. Dentro del grupo de secuencias de megaturbiditas aquí analizadas, son los que presentan una amplia sucesión vertical. Es una secuencia granoclasificada, donde las estructuras sedimentarias no pueden ser analizadas en términos de Bouma (1962). Presentan, más bien, características de corriente turbidítica de alta densidad, que han sido definidas por Lowe (1982) y están conformadas por tres subdivisiones (S1, S2 y S3).
Subdivisión S1: Es la que corresponde a la parte basal, con estructuras sedimentarias de tracción. Generalmente presenta una débil laminación paralela, con un pobre desarrollo de laminación oblicua a manera de pequeñas cubetas alargadas. Está comúnmente compuesto de grauwackas, con granos de cuarzo, pequeños clástos de lutitas negras, con una granoclasificación normal o invertida. Se ratan de microconglomerados, con un tipo de fábrica clasto soportado, que consiste en una orientación preferencial de los clastos, o bien de su imbricación.

Subdivisión S2: Es la división que se compone de laminaciones horizontales. La característica principal de estas laminaciones es su gradación inversa, formando una cobertura por corrientes de tracción («traction carpet») entre láminas. Generalmente, esas laminaciones miden de 5 a 10 cm de espesor (Fig. N. 4a), pudiendo estar ausente en algunas secuencias (Fig. N. 4b). Estas repeticiones de gradación inversa, traducen las desaceleraciones/aceleraciones sucesivas de corriente. Esta secuencia se compone en su totalidad de areniscas verdes de grano medio a grueso.

Subdivisión S3: Constituye la división más superior depositada por una sedimentación en suspensión, de manera rápida de areniscas masivas de gradación normal, con algunas estructuras de escape de agua de talla centimétrica. Esta subdivisión, generalmente, se inicia con unas laminaciones paralelas un poco difusas, conteniendo algunas de ellas, raros clástos de lutitas negras en suspensión.
Unidad superior. Se compone de areniscas grauvackas de granulometría media a fina que resultan de corrientes de turbidez de baja densidad. Generalmente, se conforman de algunos decímetros a un metro de espesor. Estos depósitos corresponden a la Tb-e, división clásica de la secuencia turbidítica de Bouma (1962), y corresponden a un abrupto incremento de velocidad, seguido por una desaceleración gradual (Lowe, 1982).
La secuencia S1-3 refleja un patrón de la evolución de un flujo que es mecánicamente similar a aquel seguido por corrientes de baja densidad, para depositar la división de secuencias Tbc (estructuras de tracción), Td (laminación suspensión/tracción) y Te (depósitos masivos de suspensión).

4. PROVENIENCIA DEL MATERIAL

El análisis de los materiales de la corrientes de baja y alta densidad (turbiditas y megaturbiditas) basado en las observaciones litológicas distribuidas a través de toda la secuencia, son casi exclusivamente de areniscas siliciclásticas a clásticas, las cuales son representadas por: 1) «extraclastos», que derivan de la plataforma deltaica «Ravelo-Quilcapunco», y raros clastos de calizas provenientes probablemente de la secuencia basal (formaciones Quilcapunco y Sipin) expuestas por entonces en la plataforma y/o cañones submarinos; 2) «intracuencal», que son los clastos originados debido a la erosión semicontemporanea por corrientes de turbidez, de las facies de arcillas y arenas previamente depositadas.

La composición de los litoclastos (como los olistolitos) indican una proveniencia externa, que fueron generados en áreas de la plataforma que manifiesta así su levantamiento, exposición subaerea e intensa erosión y transporte por procesos de basculamientos durante el periodo de distensión del Jurásico medio a superior, para generar el aporte de estos materiales a la cuenca, asimismo nos sugieren una profunda erosión en el área de aporte y talud, lo que es indicativo de un fuerte control tectónico distensional asociado a un periodo de bajo nivel eustático.

V. APROXIMACIÓN DEL MECANISMO DE FORMACIÓN DE ESTOS DEPÓSITOS

Los espesores anómalos de estas secuencias que sobrepasan los 5 m y su amplia extensión áreal a través de la cuenca, determinan eventos sedimentológicos, que junto al amplio volumen de las secuencias individuales, indican para estos depósitos, eventos catastróficos. Estos eventos son interpretados como ligados a una tectónica distensiva de la margen continental pacífica para esta época, que originan fuertes sismos, provocando la desestabilización de las márgenes de la cuenca y movilizando gran cantidad de material terrígeno por medio de uno o varios cañones submarinos, ocasionando deslizamientos de los materiales depositados en el talud. Estos mecanismos habrían originado secuencias de turbiditas normales, secuencias turbidíticas de alta densidad «megaturbiditas» o «seismoturbiditas» en el sentido de Mutti et al. (1984), y resbalamientos de olistolitos de diferente material (areniscas y calcáreos). Según el modelo catastrofista de Mutti (1985), la acumulación de secuencias areniscosas de turbiditas, ya sean tractivas o depositacionales, está favorecida por una bajada relativa del nivel del mar, que implica un rejuvenecimiento de los relieves (subáereos y subacuáticos), provocando la erosión rápida de las tierras emergidas.

Los procesos tectónicos, como control mayor en el desarrollo de facies de esta secuencia de la Formación Puente, son los diferentes periodos de distención y subsidencia tectónica los que se manifiestan en los depósitos repetitivos de las megaturbiditas registradas en la secuencia litoestratigráfica de la Cuenca de Arequipa; por lo que se le considera como una cuenca tectónicamente móvil.

Dichos eventos son comparables a los descritos para otros medios marinos, por ejemplo: Johns et al., (1981); Labaume et al., (1983); Mutti et al, (1984); Seguret et al., (1984); observable también en medios lacustre continentales, los cuales son ligados a una amplia actividad tectónica y volcánica sincrónica (Noblet y Marocco, 1989).


VI. CONCLUSIÓN

Los depósitos de flujos de gravedad de la Cuenca de Arequipa (Jurásico medio superior) corresponden a eventos sedimentarios catastróficos, los que por su característica sedimentológica muy particular, y por el amplio volumen de sus depósitos, son denominados «megaturbiditas», que generalmente corresponden a mecanismos sedimentarios anormales (Mutti et al. 1984).

Estas megaturbiditas son un testigo de una intensa actividad tectónica a lo largo de la margen en distensión, que provocaban una tectónica sinsedimentaria, inducida por sismos que desestabilizaban las zonas de la margen y pendiente como producto de los procesos distensivos de la Cuenca de Arequipa.

FUENTE: ING. JAVIER JACAY - UNMSM

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