Análisis de litofacies correspondiente a ambiente marino somero en la Formación Pabellón

Escrito por: Gino Figueroa - contacto: ginofigueroa@geoaprendo.com
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Una descripción de las litofacies que se producen en un ambiente marino somero con ejemplo del caso particular de Formación Pabellón en Quebrada Carrizalillo, Copiapó, III Región de Chile.

Introducción

Los sedimentos de ambiente marino poco profundo incluyen sedimentos siliciclásticos y carbonatados. Se pueden distinguir dos tipo de mares someros: mar epicontinental (epérico) desarrollados en corteza continental y rodeada por islas; y mar pericontinental (marginal) situado en la parte superior de la corteza, en la transición entre continente y océanos profundos (ver figura 1). La profundidad de los mares someros va desde 10 a 20 metros cercano a la costa a 200 metros en el caso de mar de plataforma modernos. Los regímenes hidrodinámicos de ambos mares pueden diferenciarse: 1) en la energía que los afecta, estando los de plataformas continentales afectadas por corrientes de tormenta, mientras que los epicontinentales se encuentran protegidos de esta influencia, 2) los mares de plataforma pierden gran parte de sus sedimentos por corrientes de tracción, corrientes en suspensión y movimientos en masas por gravedad, viéndose en menor medida en los mares epicontinentales, y 3) los mares de plataforma presentan una mayor subsidencia teniendo un mayor potencial de acumulación de secuencias sedimentarias gruesas. Existen varios factores que controlan el sedimento, destacándose entre ellos las diferencias en la entrada de material terrígeno desde zonas aledañas con grandes deltas de ríos, la variación de la producción biogénica, regímenes de alta y baja energía, fluctuaciones del nivel del mar y retrabajo de sedimentos desde cuencas modernas (Einsele, 2000).

Figura 1. Tipos de mares someros. Modificado de Heckel, 1972.

En mares tormentosos con una alta entrada de terrígenos el perfil de playa se vuelve más suave, encontrándose estructuras sedimentarias como estratificación cruzada que se expande hacia el mar más profundo. Un factor que genera depositación son las corrientes dominadas por mareas que transportan sedimentos de tamaño arena, generando bancos de arena de gran magnitud. Existen corrientes de fondos que comúnmente erosionan el material acumulado, generando surcos longitudinales donde se forman los “lag deposit”, cuando el material de grano grueso se encuentra presente en las capas subyacentes, las lineaciones evidencian las direcciones de estas corrientes de fondo. Mientras que cuando existe baja entrada de terrígenos, esto implica una gran presencia de bioclastos, al decantar los sedimentos siliciclásticos con menor velocidad permite una mayor concentración de biogenicos y bioturbación convirtiendo algunos sedimentos en margas. Las arenas progradantes hacia el mar se componen de varias facies, arenas de grano grueso con estratificación cruzada, arenas de grano fino con estratificación cruzada tipo hummocky y/o arena de grano muy fino alternando con lodos.

Figura 2. Principales litofacies depositadas en ambientes someros siliciclásticos. Modificado de Johnson, 1978 y Boersman, 1975.

Las rampas carbonatadas son comunes en los márgenes continentales extensionales cubriendo sedimentos volcánicos, evaporitas y sedimentos clásticos o en mares epicontinentales. La acumulación de los carbonatos se produce debido a la alta producción y preservación de carbonato tanto en mares tropicales y subtropicales como en aguas más frías; y el bajo ingreso de material siliciclástico al lugar de última depositación. Los organismos bentónicos que viven sobre estos suelos marinos son los productores más importantes del carbonato esquelético, existiendo tres ambientes para la depositación a gran escala que son las rampas de carbonatos, las plataformas bordeadas de carbonato y las plataformas aisladas de carbonato. Las distribuciones laterales de sedimentos en las partes superiores de las plataformas de carbonatos incluye: lodos calcáreos, lodos con pellet, bancos de oolitos, fondos de arrecifes y a lo largo del borde de plataforma. Las facies de los complejos de arrecifes se dividen en calizas de arrecife autóctonas con fósiles de la misma cuenca que ayudan a la estructura del arrecife, reconociéndose framestone, bindstone y bafflestone, y calizas de arrecifes aloctonas con material traído de otros lugares, distinguiéndose rudstone y floatstone.

Figura 3. Esquema general de distribución de facies en el modelo estándar de Willson. Modificada de Willson, 1975.

La Formación Pabellón definida por Biese-Nickel et al., 1957, es una secuencia calcárea arenosa de 450 a 700 metros de espesor, yaciendo en concordancia sobre calcilutitas de la Formación Totoralillo y cubierta en una relación de concordancia por los estratos de la Formación Cerrillos. Esta formación está compuesta por calcilutitas gris claras a amarillentas (“wackestones” bio y extraclásticos y “mudstone” laminados) y calcilutitas bioturbadas (“wakcestones” bioclásticos bioturbados) bien estratificadas. Se intercalan bancos potentes de calcarenitas (“grainstone”) y calciruditas muy bioclásticas. Calizas intercaladas con areniscas y conglomerados volcánicos, terminando con un paquete clástico de areniscas rojas. Las facies representadas en la secuencia son de ambiente submareal. La progresión desde facies finas y bien estratificadas de calcilutitas a facies de granulometría más gruesa, bioclástica, indicaría una transición desde un ambiente distal a uno más somero

o cercano a la línea de olas. Se describe la presencia de Agria Blumenbachi Studer y ejemplares de ammonites, del Barremiano Superior, y la presencia de Parahoplites gr. Nutfieldiensis (J. Sowerby), de edad aptiana superior temprana, por lo cual se le asigna a la Formación Pabellón una edad barremiano superior – aptiana superior temprana.

En los afloramiento observados en terreno, Quebrada Carrizalillo, Copiapó (ver figura 4A, B, C, D, E y F) se observan litologías correspondientes a areniscas de grano medio con estructuras de estratificación cruzada y paralela, ripples de corrientes, lag deposit y grietas de desecación, como también calizas con laminación y gradación de mudstone a grainstone. Guiándose por las litofacies se puede deducir que estas secuencias sedimentarias se formaron en un ambiente marino somero. Si bien las litofacies explican el ambiente de formación, existen otras evidencias para interpretar el ambiente como el contenido fosilífero (biofacies) y/o edad absoluta de las rocas. Por ejemplo, en la Quebrada Descubridora se reconocen huellas de dinosaurios en la Formación Pabellón lo que indicaría un ambiente transicional entre marino a continental.

Figura 4A. Arenisca de grano fino a medio con estratificación paralela y cruzada plana. B. Grietas de desecación en litología de arenisca. C. Arenisca de grano medio con ripples de corriente bidireccionales. D. Estructura de "lag deposit" donde se aprecia clastos finos y gruesos. E. Afloramiento de calizas Grainstone con gradación en el tamaño de aloquímicos (restos esqueletales). F. Contacto entre calizas Mudstone con diferente color debido a composición química. Fuente propia.

Bibliografía

Einsele, G. 2000. Sediments of Shallow Seas (Including Carbonates). Sedimentary basins – Evolution, facies, and sediment bugdet (2ª. Ed., pp. 125 - 146). Berlin: Springer.