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2-DEL RIO AL MAR: LOS PROCESOS SEDIMENTARIOS:

2.1- RESEÑA DE LOS PROCESOS SEDIMENTARIOS LIGADOS A LA DINAMICA DEL RIO DISTAL:
    Una llanura recorrida por rios incluye varios medios sedimentarios que se superponen de manera mas o menos aleatoria en funcion de la migracion del canal fluviatil (Fig. 1).

1) Los canales fluviatiles:
    Los rios estan clasicamente divididos en categorias segun la morfologia de sus cauces (rios entrelazados, en meandros o anastomosados). Sin embargo, las secuencias de canales estan siempre caracterizadas por una base erosiva y por una grano-y estrato-decreciencia debidas a la disminucion de la energia durante el relleno del canal y a su migracion (Fig. 2).
    a. Los rios en meandros (meandering rivers).- Son rios muy sinuosos, frecuentes en zonas con pendiente muy debil y en rios que transportan abundantes sedimentos finos. La forma curva del cauce provoca la erosion de su borde externo concavo y la sedimentacion en su borde interno convexo (point bar, Fig. 1 y 2). Esta dinamica provoca la formacion de un cinturon de meandros arenoso que crece verticalmente (acrecion) y se vuelve mas elevado que las zonas intercanales. Durante una crecida, el rio finalmente rompe sus diques laterales (albardones, leeves, Fig. 1) y migra hacia las zonas deprimidas de la llanura de inundacion (avulsion).

Fig. 1: Principales mecanismos y medios se

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Fig. 2: Secuencia tipica de un rio en un mean-

dro.

b. Los rios anastomosados (anastomosing rivers).- Son rios formados por varios canales secundarios, sinuosos o rectos, que se dividen y unen. Caracterizan zonas casi horizontales y son frecuentes en areas pantanosas o en la parte emergida de los deltas. Estan caracterizados por una relativa estabilidad de su cauce, debido a la vegetacion y al buen desarrollo de albardones.

2) Las zonas intercanales:
    a. Los albardones (leeves).- Son diques naturales que bordean el canal (Fig. 1), edificados durante crecidas, cuando el rio sale de su cauce y deposita particulas sedimentarias por perdida de su capacidad de transportarlas. Los abanicos de desembalse (crevasse splay, Fig. 1) son cuerpos arenosos alargados depositados durante crecidas, cuando el rio, al romper el albardon, descarga las particulas sedimentarias por perdidad de energia. Los abanicos de desembalse contribuyen a la construccion de los leeves, pero tambien pueden estar interestratificados dentro de los depositos de la llanura de inundacion (Fig. 1). Los albardones y los abanicos de desembalse estan caracterizados por una granodecreciencia y un adelgazamiento hacia la llanura aluvial y por la presencia de ondulitas de corrientes, de laminaciones y de alteraciones pedogeneticas.
    b. La llanura de inundacion o llanura aluvial (floodplain).- Es una zona llana y deprimida, inundada solo durante crecidas fuertes. Esta caracterizada por depositos finos (limolitas, arcillas, Fig. 1 y 2) y una tasa de sedimentacion debil. Si el clima es humedo, esta ocupada por pantanos o lagos, donde puede acumularse turba y carbon; paleoraices o grietas de desecacion son comunes. En caso de clima mas arido se precipitan evaporitas, las arenas son retrabajadas por el viento, y la oxidacion enrojece los depositos.
    c. Los paleosuelos.- Estan frecuentemente caracterizados por una capa superior rica en materia organica, y una capa inferior mas mineralizada, perturbada por el crecimiento de raices. En clima humedo, la lixiviacion da lugar a cementaciones por oxidos de hierro o a la formacion de pistolitos siliceos. En climas mas aridos, se observa la precipitacion de calcita (muñecas calcareas) hasta formar costras (calcretas, caliche).

1) La onda de marea:
    Al entrar en un estuario, la onda de marea esta sometida a la friccion contra el fondo y al estrechamiento del estuario. La friccion contra el fondo del estuario somero, al provocar un frenamiento en profundidad, determina una asimetria de la onda hacia aguas arriba y un acortamiento del tiempo del flujo respecto al del reflujo, que esta acompañado por corrientes mas violentas.
    En caso de estuarios profundos y con fuerte estrechamiento, la disminucion de la seccion del estuario provoca un aumento de la amplitud de la onda aguas arriba (estuarios hipersincronicos, ejemplo de la Gironde en Francia). En los estuarios somero y con debil estrechamiento, los efectos de la friccion superan a los del estrechamiento, y la amplitu de la onda de marea disminuye hacia aguas arriba (estuarios hiposincronicos, ejemplo de los estuarios del norte de Francia). Los estuarios en donde la friccion y estrechamiento se equilibran son llamados estuarios sincronicos.

2) La mezcla de las aguas:
    La mezcla de las aguasdulces del rio y del agua marina salada provoca la formacion de gradientes horizontal y vertical de salinidad, cuyas caracteristicas dependen del caudal del rio y de sus variaciones estacionales, de la amplitud de las mareas, de la energia de las olas y de la morfologia del estuario.
a. Cuando la energia de las mareas y de las olas es debil.- Se establece una estratificacion de las aguas con pocos intercambios entre capas (estuario estratificado, Fig. 3). Una cña inferior de agua salada y densa ("cuña salada"), que penetra mas o menos en el estuario segun el caudal del rio y la amplitud de las mareas, esta sobreyacida por una capa de agua dulce fluviatil poco densa, en la cual transitan las particulas llevadas por el rio que se depositan costafuera. Este caso es el mas frecuente en los deltas.

Fig. 3: Tipos de circulacion estuarina, en funcion de las modalidades de mezcla de las aguas

dulces y saladas.

    b. Cuando las influencias fluviatiles estan casi ausentes.- La mezcla entre aguas saladas y dulces es casi total, y solo permanece un debil gradiente horizontal de salinidad (estuario vertical y lateralmente homogeneo, Fig. 3). Es el caso de las bahias estrechas con pocos aportes fluviatiles, y de los estuarios en general.
    c. Extre los dos extremos.- Existen casos intermedios. A medida que crece la energia de las mareas y de las olas, los intercambios entre la cuña salada y la capa de agua dulce conducen primero al establecimiento de una gradiente vertical de salinidad (estuario parcialmente mezclado), y luego a una mezcla intensa entre las aguas saladas y dulces (estuario verticalmente homogeneo, Fig. 3), mientras que permanece un gradiente horizontal de salinidad creciente aguas abajo y un gradiente lateral debida a la fuerza de Coriolis. En el primer estado, las particulas son transportadas por las corrientes de marea y por la corriente fluviatil. En el segundo caso, las particulas provienen mayormente del mar, y son transportadas principalmente por las corrientes de marea.
    Notemos que las estructuras estratificadas, parcialmente mezcladas o verticalmente homogeneas pueden alternar en una misma desembocadura segun las estaciones o en funcion de accidentes climaticos.

3) Deposito de las particulas sedimentarias:
a. En los estuarios.- Las aguas estuarianas presentan generalmente turbidez superior a la de als aguas dulces o de las aguas marinas (Fig. 4). En la parte mediana del estuario, las aguas mas turbias constituyen frecuentemente un tapon de lodo, cuya formacion esta ligada al gradiente de salinidad y/o a la accion mecanica de las mareas. El tapon de lodo se desplaza aguas arriba durante la subida de la marea (flujo) y hacia el mar dirante su descenso (reflujo, Fig. 4), y puede ser explusado hacia el mar durante mareas altas o crecidas fluviatiles. Cerca del fondo del estuario, pueden formarse lentes de agua con una muy alta concentracion de materia en suspension (hasta 400 g/l en la Gironde).
La sedimentacion del lodo puede ocurrir por floculacion de las arcillas cargadas negativamente cuando entran en contacto con las aguas saladas ricas en cationes positivos, por formacion de agregados organico-minerales, decantacion en zonas de baja energia, acrecion de particulas arcillosas al final del reflujo, etc.. Ademas, se produce una sedimentacion diferencial, siendo llevadas fuera del estuario por las corrientes de marea las particulas arcillosas mas ligeras como la smectita. La mezcla de las aguas dulces y marinas provoca reacciones quimicas, que pueden influir sobre la concentracion de iones metalicos o la precipitacion de elementos minerales.

Fig. 4: Ejemplo de desplazamiento de las par-

ticulas sedimentarias (en g/l) y evolucion de

la salinidad (en %) en un estuario durante un

ciclo de marea.

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Fig. 5: Desembocadura en caso de densidades

comparables de las aguas fluviatiles y marinas.

La inercia domina, y las particulas gruesas se

acumulan rapidamente en la boca del mismo

rio.

b. En las desembocaduras de los rios.- Al desembocar en una cuenca, la dispersion de la energia del rio provoca la depositacion de los sedimentos que forman barras de desembocadura. Los sedimentos gruesos llevados por una traccion se depositan primero, mientras que las particulas mas finas transportadas en suspension son dispersadas costafuera, lo que da lugar a una granodecrescencia hacia el mar.
Cuando la densidad del agua del rio es poco diferente de la de la cuenca (regimen homopycnal, desembocadura dominada por la inercia, Fig. 5), se produce una mezcla intensa de las aguas (caso de una desembocadura en un lago), y las particulas gruesas se depositan inmediatamente en la boca del rio, formando un prisma grueso y alargado (Fig. 5).
En una cuenca marina tranquila, las aguas saladas mas densas y poco moviles forman una cuña salada contra el fondo, y las aguas fluviatiles cargadas de sedimentos se dispersan lateralmente encima de aquella (flujo hipopycnal, desembocadura dominada por la flotabilidad, Fig. 6). Dicho mecanismo es favorecido si el canal fluviatil es profundo y la cuenca somera. La barra de desembocadura depositada es muy alargada, con morfologia concava hacia el rio, y se observa una granocrescencia seguida por una granodecrescencia desde el rio hacia el mar (Fig. 6).

Fig. 6: Desembocadura de un rio con agua po-

co densa y morfologia de la barra arenosa co-

rrespondiente. Comparada con la figura sigui-

ente.

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Fig. 7: Desembocadura de un rio con agua

densa y morfologia de la barra arenosa corres-

pondiente.

Cuando las aguas del rio son mas densas que las de la cuenca en donde desembocan (aguas fluviatiles frias o muy turbidas; flujo hiperpycnal, desembocadura dominada por la friccion, Fig. 7), transcurren a lo largo del fondo (planet jet flow). la friccion provoca el deposito en la boca del rio de una barra de forma triangular, convexa hacia el rio, que divide el flujo. Cuando prograda el delta, nuevas barras de desembocadura triangulares se forman en las bocas de dichos canales bifurcados.

2.3 - RESEÑA DE LOS PROCESOS SEDIMENTARIOS LIGADOS AL MAR:
Todas las playas estan sometidas a la influencia de las olas, de las corrientes (generalmente generadas por las olas), de las mareas y, de manera mas ocasional , de las tempestades. Por lo tanto, es comun distinguir las playas dominadas por las mareas, y por las olas, a veces por las corrientes.

1) Las olas y las corrientes litorales:
Cuando las olas se acercan a la costa, la friccion del agua contra el fondo mas somero induce el retrabajamiento y el transporte de las particulas sedimentarias (shoaling). Cuando el fondo es demasiado somero, se produce la rompiente de las olas (breaker), que progresan luego hacia la playa (resaca, surf) hasta retroceder en un movimiento de vaiven (swash, Fig. 8).
Por lo tanto, la energia ligada al movimiento de las olas crece donde se someriza el mar, alcanza un maximo en la zona de rompiente, sigue siendo importante en la zona de resaca, y disminuye ligeramente en la zona de vaiven. La secuencia sedimentaria correspondiente presenta una grano y estratocrescencia, con figuras sedimentarias que traducen dicha evolucion de la energia (Fig. 8).

Fig. 8: Forma y movimiento de las olas enna playa, y caracteristicas sedimentarias correspondientes (NO DISPONIBLE)

Fig. 9: Medios y cuerpos sedimentarios de una costa con cordon litoral. Las olas predominan en el cordon (playa), mientras que las mareasdominan en el lagoon.

Ademas, cuando las olas llegan con una direccion oblicua, respecto a la linea de costa, inducen por refleccion una corriente paralela a la costa (deriva litoral, longshore drift), capaz de transportar lateralmente, a veces a largas distancias, los sedimentos llevados a la costa por los rios. Dichos sedimentos pueden edificar, por migracion y progradacion, dunas hidraulicas submarinas o cordones litorales arenosos paralelos a la costa (Fig. 9), caracterizados por estratificaciones oblicuas a gran escala.
Los cordones litorales limitan zonas protegidas de las olas (lagoon, Fig. 9), donde se depositan sedimentos finos, en un ambiente salobre si interactuan las influencias del mar y de los rios que desembocan alli; o sobresalado si el clima es arido (evaporitas). Ademas pueden desviar la desembocadura de un rio. en todos los casos, las zonas ubicadas detras del cordon, estan protegidas de la accion de las olas y de las corrientes, estan sometidas mayormente a la influencia de las mareas.

2) Las mareas:
    Las mareas son deformaciones ciclicas de la superficie del agua oceanica, debidas a la atraccion de la luna, y en menor proporcion, del sol. La amplitud vertical de las oscilaciones de las mareas es variable segun los lugares. Asi, se puede distinguir costas microtidales donde la amplitud no pasa los 2 metros, macrotidales si pasa los 4 metros y mesotidales en el caso intermedio. En costas macrotidales, las mareas juegan un papel importante en los estuarios, en los lagoons y en las plataformas marinas.
    La amplitud de las mareas esta generalmente exagerada en los estuarios, debido a amplificaciones por resonancia. El desplazamiento ciclico de importantes masas de agua por las mareas en los estuarios induce corrientes locales de marea. en los canales, las corrientes pueden transportar importantes cantidades de sediemtos tanto hacia la costa (flujo) como hacia el mar (reflujo). Entre los canales, en donde la corriente es mas debil, se edifican barras arenosas tidales alargadas, paralelas a los canales y a la direccion de las corrientes.
    Cuando existen cordones litorales, las mareas entran y salen en los lagoons por brechas (pasos o canales de marea, tidal inlet, Fig. 9) donde se observan potentes corrientes, responsables del transporte de sedimentos. Estos ultimos se depositan bajo la forma de pequeños delta, tanto en el lagoon durante el flujo (flood tidal delta) como en la plataforma durante el reflujo (ebb tidal delta, Fig. 9). Ademas, las oscilaciones del nivel marino provocan el deposito de laminas finas y horizontales en las orillas protegidas del lagoon (llanura mareica, estran, tidal flat, Fig. 9).

Fig. 9: Medios y cuerpos sedimentarios de una

costa con cordon litoral. Las olas predominan

en el cordon (playa), mientras que las mareas

dominan en el lagoon.

A gran escala. la propagacion compleja de la onda de marea induce corrientes de marea (o tidales). estas estan controladas por la topografia y la profundidad de la cuenca, que inducen fricciones (somerizacion), aceleraciones (estrechos), amplificacion por resonancia, etc.. Dichas corrientes juegan un papel importante en las plataformas marinas y en las zonas de prodelta.

3) Las tempestades:
Cuando una tempestad sobreviene en una costa o un delta, el viento empuja el agua hacia la tierra, induciendo un exceso de agua y la formacion de potentes olas (Fig. 10). Segun ciertos autores, esto provoca primero la inundacion de la zona tras-playa o del delta y luego, su evacuacion genera en la orilla del mar una corrinete de fondo que transporta y deposita la arena bajo la forma de secuencias de tempestades (tempestitas). Segun otros, el exceso de agua induce directamente su evacuacion por la corriente de retorno contra el fondo del mar (Fig. 10). Notemos que ambos mecanismos no son contradictorios.

Fig. 10: Procesos y consecuencias de una tempesta en una playa. Los mecanismos 1 y 2 no se

excluyen necesariamente.

Por lo tanto, los efectos de las tempestades se hacen sentir en todos los medios sedimentarios, desde la zona supratidal hasta la plataforma (Fig. 10). En la zona de tras-playa (costa, lagoon, delta proximal) se depositan tempestitas, caracterizadas por la presencia de estratificaciones onduladas "en mamelon" (Hummocky Cross-Stratification = HCS) debidas a la actividad de las olas de tempestades. Por fin, las zonas mas profundas (plataforma, prodelta) pueden registrar el deposito de turbiditas distales, resultando del retrabajamiento de las arenas de playa por la corriente de retorno (Fig. 10).

4) La secuencia ideal de deposito en una playa clastica:
Si la costa esta dominada por las olas, la progradacion de la playa o del cordon litoral se traduce por una somerizacion del medio de deposito. Asi, se reconoce de abajo hacia arriba (Fig. 11): lutitas bioturbadas de plataforma externa; lutitas y areniscas finas bioturbadas de plataforma interna, de energia moderada, intercaladas con tempestitas con HCS (profundidad menor igual a aprox. 100 m); alternancias de areniscas con figuras de buena energia, casi sin bioturbaciones de ante-playa inferior (profundidad menor igual a 20 m); areniscas masivas con estratificaciones oblicuas potentes de la zona de rompiente y resaca (ante-playa superior, profundidad menor igual a aprox. 5-10 m): areniscas masivas con laminaciones paralelas poco inclinadas hasta horizontales de la playa misma (Fig. 11). Si dominan las olas perpendiculares a la costa, la secuencia se termina asi.
Si se trata de un cordon litoral o isla barrera (presencia de una corriente litoral), se observan localmente: intercalaciones arenosas progradantes en los depositos de plataforma, representando deltas tidales de reflujo; cuerpos de grano grueso con organizacion grano-decreciente representando el relleno por migracion de canales tidales; y depositos de lagoon sobreyacentes.

Fig. 11: Secuencia ideal compuesta de playa

clastica-lagoon-llanura tidal.

Si el sistema prograda, la secuencia de lagoon consiste en (Fig. 11): lutitas y areniscas finas laminadas de llanura tidal, con carbon, bioturbaciones y canales de marea, lutitas negras bioturbadas de lagoon subtidal con lumaquelas oligoespecificas (ostras, gasteropodos, ostracodos, etc.) e intercalaciones arenosas representando sea depositos de tempestades, sea deltas tidales de flujo; depositos de llanura tidal del borde interno del lagoon; y depositos supratidales (Fig. 11).
Si la costa esta dominada por las mareas, los terminos de plataforma, ante-playa y playa son reducidos y de grano fino, mientras que el de llanura tidal, y localmente el de lagoon, son potentes. La secuencia caracteristica correspondiente (playa-llanura tidal) es tipicamente grano- y estratodecreciente (Fig 11).