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3-LOS DELTAS: MORFOLOGIA,
TIPOLOGIA Y DINAMICA SEDIMENTARIA
(Segun Coleman 1982, Elliot 1986, Allen 1989 y Chamley 1989)
Etienne Jaillard, ORSTOM 1993. Fuente ?????
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Contenido:
3-LOS DELTAS: MORFOLOGIA, TIPOLOGIA Y DINAMICA SEDIMENTARIA:
3.2-LOS TIPOS DE DELTA:
- Deltas con
predominancia fluviatil.
- Deltas
con predominancia de mareas.
- Deltas con
predominancia de oleaje.
- Variabilidad
de los tipos de delta.
3.3-LOS CICLOS
SEDIMENTARIOS DELTAICOS:
- Progradacion
y abandono de delta.
- La secuencia deltaica.
3.4-FACTORES
SEDIMENTARIOS ACTUANDO EN LAS CUENCAS DELTAICAS:
- La
subsidencia por compensacion isostatica.
- Las
deformaciones sinsedimentarias.
3-LOS DELTAS: MORFOLOGIA, TIPOLOGIA Y DINAMICA SEDIMENTARIA:
3.1-MORFOLOGIA
DE LOS DELTAS:
Los deltas
se forman en la desembocadura de las cuencas vertientes
fluviatiles. Dichas cuencas abastecen el delta en agua,
sedimentos y elementos químicos, que llegan a la zona costera de
un mar o de un lago. Una cuenca vertiente esta generalmente
limitada por relieves empinados, caracterizados por depósitos
conglomeráticos de conos aluviales o de ríos en trenza. En las
partes más distales de la cuenca vertiente, el relieve es menos
pronunciado, y se desarollan llanuras aluviales que pueden ser la
sede de importantes acumulaciones fluviatiles por agradación
vertical en períodos de subsidencia (Fig. 12). En dicha zona se
encuentran los depósitos fluviatiles clásicos, sea bajo la
forma de canales arenosos meandríformes en llanuras arcillosas,
sea bajo la forma de canales en trenza, si el gradiente
topográfico es importante y/o dominan los aportes arenosos.
Cuando los ríos desembocan en el mar, las corrientes
fluviátiles desaceleran bruscamente, debido a su dispersión.
Eso provoca el depósito de la mayor parte de los sedimentos
cargados por el río, edificando el delta (Fig. 12). A medida que
se acumulan sedimentos, el delta prograda hacia el mar,
adquiriendo así una organización morfológica característica
con tres medios pricipales, que son de arriba hacia abajo la
llanura deltaica, el frente deltaico y el prodelta.
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La llanura
deltaica es una llanura aluvial baja, que constituye el tope
emergido del edificio deltaico (Fig. 12). La llanura deltaica
está cortada por una red de brazos fluviatiles más o menos
bifurcados, llamados canales distributarios, que irradian desde
el río principal (Fig. 12). Transportan el agua y los sedimentos
fluviatiles hacia las desembocaduras del delta, y estan
caracterizados por depósitos arenosos cuyo espesor alcanza la
profundidad del canal (5 a 20 m). Dichos canales erosionan más o
menos profundamente los depósitos fluviátiles subyacentes y se
sobreponen a los sedimentos más antiguos y marinos del frente
deltaico.
En zonas con
clima húmedo, la llanura deltaica está cubierta por una
vegetación densa. Entre los canales se depositan sedimentos
arcillosos, a menudo ricos en materia orgánica vegetal, hasta
generar vetas de lignito y carbón en sectores protegidos de los
aportes fluviátiles. En zonas con clima árido, la vegetación
es mas escasa o aún ausente y la llanura deltaica intercanal
está compuesta de arcilla y evaporitas.
El frente
deltaico es una plataforma marina somera que bordea la llanura
deltaica, donde se acumula una gran parte de los sedimentos
llevados por los ríos dístributarios (Fig. 12). En las zonas de
desembocadura, los sedimentos son generalmente arenosos y forman
barras de desembocadura que progradan sobre las arcillas más
externas del prodelta. Las facies y la geometría de dichas
barras varía con el tipo y la intensidad de los procesos
sedimentológicos costeros dominantes (veáse más adelante).
Hacia el mar y entre las desembocaduras, los sedimentos se
vuelven más finos y arcillosos.
El prodelta
constituye la parte más externa y profunda del delta (Fig. 12).
La sedimentación está caracterizada por depósitos finos
(límolitas y arcillas) con carácter marino. El prodelta forma
la base del edificio deltaico y descanza sobre la plataforma
continental. Cuando un delta prograda mucho, el prodelta descansa
sobre el talud continental (Míssissípi actual).
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Es importante notar que, mientras el desnivel del talud continental puede alcanzar unos miles de metros, el del frente deltaico no pasa de unas decenas de metros (Fig. 13). Por lo tanto, a la escala de la plataforma continental, una secuencia deltaica solo forma una delgada capa horizontal, de unos 20 a 80 m de espesor (Fig. 13).
3.2- LOS TIPOS
DE DELTA:
En los años
1960-70, el estudio de los medios sedimentarios recientes reveló
las relaciones entre los mecanismos de transporte, las facies y
la geometría de los depósitos, y demostró que la morfología
de las costas, y particularmente de los deltas varía en función
de la importancia relativa de tres factores: (1) la importancia
de los aportes y de los procesos fluviatiles, (2) la energía del
oleaje, y (3) la de las mareas. Cada tipo de delta está
caracterizado por una morfología distinta, y por geometrías y
propiedades diferentes de los cuerpos arenosos. En realidad, en
la mayoría de los deltas, las facies revelan influencias
combinadas de los tres factores (Fig. 14).
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1) Deltas
con predominancia fluvíatil:
Estos deltas
fueron los primeros estudiados, gracias a los númerosos trabajos
iniciados en los años 1950 sobre el delta del Mississipi (Fisk
et al. 1955). Durante mucho tiempo, dicho delta fue considerado
como el ejemplo típico de delta, y todos los demás le fueron
comparados.
a. La
morfología.- Los deltas con predominancia fluviatil son
generalmente lobulados (más común) cuando se acumulan en zonas
costaneras someras, o alargados (forma en birdfoot) cuando se
edifican en aguas más profundas, por ejemplo en el borde de la
plataforma continental. La mayoría de los deltas antiguos
parecen ser más bien de tipo lobulado. A pesar de sus
diferencias morfológicas, dichos deltas presentan
características sedímentológicas comunes (Fig. 15)
b. Los
canales distributarios.- Forman una red ramificada a partir del
río principal, son estrechos y de sinuosidad débil, lo que
contrasta con el río principal, frecuentemente más
meandriforme. Cuando el río cambia de cauce y abandona un canal
distributario (abandonment), este último es rellenado por arenas
fluviátiles, que forman un cuerpo estrecho y alargado con
espesores que alcanzan 15-20 m y un ancho máximo de 1 a 2km
(Fig. 17). Una secuencia característica de canal presenta una
base erosiva, un relleno de arenas limpias con estratificación
oblicua y termina por depósitos más finos, tal como arcillas y
arenas finas con ondulitas de corriente y huellas de raíces.
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c. Las zonas
intercanales.- Los canales distributanos estan bordeados por
albardones (levées), contruídos por el depósito de sedimentos
limosos y arenosos en suspensión, durante los desbordes por
crecida. Las zonas intercanales son topográficamente más bajas
y forman pantanos o bahias. Durante las crecidas, reciben
sedimentos arcillosos que alternan con lechos arenosos. Estos
proceden del esparcimiento de material grueso llevado por el agua
que sale del cauce del río durante las crecidas, a través de
brechas (crevasse, Fig. 17). Dichos depósitos de desembalse
(crevasse splay) pueden formar abanicos arenosos de varias
decenas, o aún centenas de km2 de superficie.
d. En las
desembocaduras de los canales distributarios, se depositan las
barras de desembocadura (Fig. 15 y 17). Son cuerpos arenosos en
forma de abanico que progradan sobre las arcillas del prodelta.
La secuencia que resulta es granocreciente y gradual. Las arenas
de dichas barras son generalmente más sucias y finas que las de
los canales, pero tienen una extensión geográfica más ámplia
(varios km) con una potencia de 2 hasta 10-15 m.
En resumen,
la identificación de los deltas con predominancia fluviátil
reside en la abundancia de facies características de los ríos:
depósitos de crecida (albardones, abanicos de desembalse),
asociados con evidencias de buena energía y de decantación
rápida (ondulitas de corriente, láminas paralelas, capas
granoclasificadas, figuras de escape de agua, etc.).
2)
Deltas con predominancia de las mareas:
Varios
deltas y desembocaduras actuales fueron estudiados y descritos en
el mundo: el Colorado (Mejico), el Ord (Australia, Coleman 1982),
el Klang (Malaisia) o el Mekong (VietNam).
a. La
morfología.- Está caracterizada por canales distributarios de
tipo estuarino: desembocadura ensanchada (las desembocaduras
fluvíatiles son estrechas), bordeadas por llanuras tidales
arcillosas (tidal fiat, mud fiat), y canales meandríformes aguas
arriba (Fig. 16).
Fig. 16: Organizacion de la desembocadurade un rio, en una costa dominada por la accion de las mareas.
b. Los canales
distributarios generalmente carecen de albardonees (levées). En
el canal se acumulan arenas, a menudo bajo la forma de barras de
meandros. Dichos depósitos son más extensos que los de los
deltas fluviatiles.
e. Las zonas
intercanales de la llanura deltaica están constituIdas por
llanuras limosas tidales y pantanos. En las zonas con clima
semiárido, se encuentran evaporitas.
d. En las
desembocaduras, la arena es depositada bajo la forma de barras
tidales, cuya forma depende de la acción de las corrientes de
flujo y reflujo a veces estan alargadas, otras veces lobuladas
(Fig. 16 y 17). Contienen figuras de corriente con sentidos
opuestos traduciendo las direcciones opuestas del flujo y
reflujo. Progradan sobre las arcillas marinas del prodelta,
formando secuencias granocrecientes con base gradacional.
Fig. 17: Comparacion de la morfologia y de los cuerpos sedimentarios en las desembo caduras con predominancia fluviatil (arriba) y mareica (abajo)
Las características de dichos deltas son inducidas por las mareas, que generan el retrabajamiento de los sedimentos por corrientes alternativas y cíclicas. Esta acción continua contrasta con los eventos de carácter más brusco y catastrófico de las crecidas fluvíatiles, y se traduce por la presencia de capas repetidas de ciclos de marea (tidal bundles), de laminaciones arcillosas en las arenas, y por estratificaciones sigmoidales.
3) Deltas
con predominancia del oleaje:
Entre los
numerosos deltas sometidos al oleaje, algunos experimentan solo
este efecto, como el del Senegal (Africa, Coleman 1982), otros
están sometidos a efectos mixtos del oleaje y del río como el
Ródano (Francia, Oomkens 1967) o el Po (Italia), o a los efectos
mixtos del oleaje y de las mareas el Irrawaddy (Birmania) o el
Ogeechee (EEUU, Georgia).
El oleaje se
hace sentir más que todo en la parte externa de la llanura
deltaica y en el frente deltaico. En estas zonas, la turbulencia
de la rompiente y el vaiven de las olas impide el depósito de
los sedimentos finos, que son Dispersados hacia el mar, y provoca
el retrabajamiento continuo de las arenas fluviatiles y su
transporte lateral, si existe una deriva litoral (Fig.18).
a. La
morfología es arqueada (cuspate).- La deriva litoral transporta
la mayor parte de la arena fluviátil fuera de las
desembocaduras, formando cordones litorales y playas (Fig. 18).
Si la acción del oleaje es más débil, los cordones de playa no
son adheridos a la costa, y forman cordones litorales que limitan
lagunas.
Fig. 18: Organizacion de la desembocadura de un rio en una costa dominada por el oleaje Las olas pueden llegar perpendicularmente a la costa (arriba), o oblicuamente (abajo), induciendo una deriva litoral.
b. Los canales
distributarios.- Si la acción de las olas es muy fuerte, el
delta solo tendrá pocos distributarios principales, ya que los
cordones litorales tapan los canales secundarios.
c. Las zonas
intercanales y la llanura deltaica están casi enteramente
constituidas por arenas de playa, cortadas por los canales
distributarios. Si la acción de las olas es menor, la llanura
deltaica está constítuída por lutitas de laguna o de pantano
depositadas detrás de los cordones arenosos.
d. Las
barras de desembocadura son poco desarrolladas, ya que la arena
es retrabajada y transportada (Fig 18).
Las características mayores de los deltas dominados por el oleaje son la presencia de arenas de playa y de ante-playa, organizados en cordones progradantes. Dichos depósitos pueden ser muy extensos y son paralelos a la costa, mientras que en los otros deltas, los cuerpos arenosos tienen ejes mayores perpendiculares a la costa (barras de marea, canales fluvíátiles). Los canales de desembocadura son más escasos, pero pueden cortar las secuencias de playa. Figuras sedimentarias atestigan la acción del oleaje y de las tempestades laminaciones oblicuas en mamelones (HCS), capas granoclasificadas, ondulitas simétricas de olas, etc....
4)
Variabilidad de los tipos de delta:
La mayoría
de los deltas observados actualmente como en los tiempos
geológicos representan tipos intermedios entre estos tres tipos.
El papel del sedimentólogo es reconocer el papel respectivo de
cada factor predominante (río, oleaje, marea) para ubicar el
delta estudiado en la clasificación de Galloway (in Broussard
1975, Fig 14, publicada anteriormente).
Por otro
lado, varios tipos de deltas pueden coexistir en una misma zona,
según la morfología de la costa o la dirección del movimiento
de las olas. Por fin, el papel respectivo de esos tres factores,
y, por tanto el tipo de delta, pueden variar con el tiempo.
3.3-LOS CICLOS
DELTAICOS:
1)
Progradación y abandono del delta:
Los deltas
están caracterizados por una vida relativamente breve, durante
la cual progradan muy rápidamente. Durante la transgresión del
Holoceno, la subida del nivel marino era tan rápida que los
ríos no pudiron edificar deltas. Hace 6-7000 años, la velocidad
de alza eustática se volvió inferior a la tasa de
sedimentación, y los deltas actuales se formaron y empezaron a
progradar. Desde entonces, el Mississipi edificó 7 lóbulos
deltaicos, y el más jóven solo tiene 800 años (Fig. 19). Por
lo tanto, la época de actividad de un delta puede ser muy breve,
casi instantánea, y una secuencía regresiva deltáica puede
acumularse en pocos miles de años.
Cuando
prograda un delta, la longitud de los canales distributarios
aumenta (Fig. 20), lo que induce una disminución de la pendiente
promedio (gradiente hidraúlico) y una perdida de su capacidad de
transporte (capacidad). Si sobreviene una crecida, el río puede
aprovecharse de una crevasse (brecha en los diques) para seguir
un nuevo cauce más parado. Además, a medida que prograda el
delta, aumentan su superficie y el número de distributarios
(Fig. 20). Por lo tanto, la cantidad de sedimento transportada
por cada uno disminuye, y tiene que ser repartida sobre una mayor
superficie, lo que provoca la disminución de la tasa de
progradación. La conjunción de estos fenómenos, más rápidos
en los deltas con predominancia fluviátll o tidal, provoca la
migración lateral de los canales distributanos principales del
río, la creación de un nuevo lóbulo deltaico, y finalmente el
abandono del delta (Fig. 20).
Fig. 19: Posicion de los 7 lobulos del Mississipi depositados desde 7000 años. El ultimo (7) tiene 800 años. Los lobulos abandonados estan en curso de transgresion, debido a la alza eustatica y a la subsidencia por compensacion isostatica del sobrepeso sedimentario.
Fig. 20: Progradacion y abandono de un lobulo deltaico. El aumento del numero de los distributarios, de la superficie del lobulo, y de la profundidad del agua en la cual prograda, provoca el abandono del lobulo
Cuando la subsidencia es rápida, el lóbulo deltaico abandonado es invadido por el mar, que deposita sedimentos marinos (arcillas, carbonatos), y retrabaja una parte de los sedimentos deltaicos bajo la forma de barras arenosas transgresivas, tidales o de playa según el proceso dominante (Fig. 21). Al mismo tiempo, espesas capas de carbón pueden ser depositadas en la llanura deltaica (Fig. 21). Estos depósitos transgresivos constituyen buenos niveles guía locales (Fig. 22), y forman una secuencia transgresiva que sobreyace a la secuencia regresiva. Despues, el río migra nuevamente y una nueva secuencia de progradación deltaica sobreyace a los sedimentos marinos. Dicha sedimentación cíclica es una de las características de los depósitos deltaicos. Las secuencias unitarias pueden ser organizadas en megasecuencias globalmente regresivas si los aportes sobrepasan la subsidencia, separadas por discontinuidades regionales de origen tectónico o eustático (Fig. 22).
Fig. 21: Superposicion de secuencias deltaicas por progradacion (regresion) yabandono (transgresion) de un delta sobre una plataforma subsidente.
Fig. 22: Cuenca sedimentaria rellenada por secuencias deltaicas controladas por el eustatismo.
La fase de abandono de un lóbulo generalmente demora más que la fase de progradación. Sin embargo, los depósitos correspondientes son mucho más delgados, ya que la tasa de sedimentación disminuye drásticamente por falta de aportes fluviátiles.
2) La secuencia
deltaica:
A medida que
prograda el delta, los depósitos de los tres medios
sedimentarios principales se van a sobreponer verticalmente,
dando lugar a secuencias regresivas de progradación. Dicha
secuencia se caracteriza por su granocrescencia (Fig. 23).
Presenta en la base sedimentos finos del prodelta, sobreyacidos
por las arcillas arenosas del frente deltaico, y luego por los
sedimentos de la llanura deltaica con las arenas de canales, y
las arcillas y el carbón de las zonas intercanales. El tope de
la secuencia está frecuentemente caracterizada por extensos
depósitos de carbón, a veces potentes (Fig. 23).
El espesor
de una secuencia deltaica, formada por la progradación de un
solo delta es equivalente al espesor del mismo delta. En deltas
muy grandes, como el del Míssissipi, una secuencia deltaica no
pasa los 100 m. Despues de la compactación, la potencia de las
secuencias deltaicas antiguas generalmente varía entre 10 y 100
m (Fig. 23). Sin embargo, los depósitos deltaicos antiguos
alcanzan a menudo miles de metros, implicando que se formaron por
la superposición de numerosas secuencias.
Los
principales reservorios de hidrocarburos en los deltas son las
arenas de los canales distributanos y de las barras de
desembocaduras (Fig. 23), siendo las últimas generalmente más
arcillosas y de menor calidad.
Fig. 23: Secuencia litologica formada por un ciclo deltaico. Antes de la compactacion, el espesor de la secuencia equivalia a la profundidad del agua en la cual progradaba el delta.
3.4-FACTORES
SEDIMENTARIOS ACTUANDO EN LAS CUENCAS DELTAICAS:
Las centenas
o miles de metros frecuentemente observados en las cuencas
deltaicas, solo pueden ser explicados por una subsidencía
activa, ya que las secuencias unitarias deltaicas generalmente
tienen solo unas decenas de metros de espesor. La subsidencia
puede estar ligada a la tectónica (distensión, fenómenos
térmicos, etc...). En las cuencas deltaicas, la subsidencia
puede resultar de la sedimentación deltaica misma.
1)
La subsidencia por compensación isostática:
El peso de
los sedimentos acumulados puede generar una subsidencia por
compensación isostática, a veces asociada con la flexura
elástica de la corteza. La importancia de dicha subsidencia
depende del espesor acumulado, y por lo tanto, del espacio
disponible para la sedimentación. Por ejemplo, sobre una
plataforma continental, una acumulación de 200 m de sedimentos
provoca una subsidencía de 60 m. Para una acumulación de 4000 m
sobre el talud continental, la subsidencía es de más de 1000 m.
Esta
subsidencia incrementa el espacio disponible y permite la
superposición de numerosas secuencias (agradación, Fig. 19),
provocando un engrosamiento notable de los sedimentos, al mismo
tiempo que prograda el delta.
2) Las
deformaciones synsedimentarias:
a. La
arcillokinesis.- Una acumulación importante de arcillas de
prodelta sobre el talud continental, por la acción combinada del
sobrepeso y de la pendiente, puede generar fenómenos de flujo en
las arcillas, que llevan a la formación de domos y diapiros
arcillosos (diapirs, mudlumps), separados por depocentros locales
pero a veces muy subsidentes (Fig. 25). La subida de dichos
diapiros puede ser muy rápida (hasta 100 m en 20 años), y está
a menudo asociada con fallas inversas, y el colapso de las
areniscas sobreyacentes. Dichos fenómenos son acentuados cuando
la depositación es muy rápida, ya que la arcila no pierde el
agua íntesticial, se vuelve sub-compactada y conserva así las
características de un líquido viscoso.
Fig. 24: Efecto del peso de los sedimentos deltaicos. 1: Si no hay subsidencia, solo ocurre la progradacion, el espesor del prisma sedimentario equivale a la profundidad de la plataforma continental. 2: Si hay subsidencia, el espesor de los sedimentos sobrepasa la profundidad de la plataforma. Se observa una agradacion y un on-lap costero. 3: Las fallas decrecimiento crean zonas de engrosamiento
Fig. 25: Principales deformaciones synsedimentarias debidas a la pendiente, el sobrepeso y la subcompactacion de las arcillas en un delta.
b. Los
deslizamientos rotacionales (rotational slumps).- Ocurren en el
frente deltaico, a lo largo de fallas superficiales (planos de
cizalla) con rumbo paralelo a la costa, muy poco inclinados (~
5°), que se paralelizan con la pendiente. Los cuerpos deslizados
tienen poca deformación interna, experimentan una rotación
(hasta 30°) y pueden medir varias decenas de metros de ancho,
varios km de largo, y su movimiento puede ser importante.
c. Los
flujos de lodo.- En el prodelta, la pendiente, el sobrepeso y la
naturaleza arcillosa de los sedimentos favorecen los
deslizamientos de masa (mudflow). Presentan generalmente una
depresión circular por encima, un canal intermedio y lóbulos de
acumulación por debajo, que pueden generar ondas de presión
ubicadas al frente (Fig. 25). Los flujos de lodo presentan
importantes deformaciones internas y pueden tener varios
kilómetros de largo, varias centenas de metros de ancho y hasta
30 m de espesor. Los lóbulos inferiores pueden contener bloques
grandes de sedimentós.
Los
deslizamientos rotacíonales y los flujos de lodo son mecanismos
importantes en la progradación de los deltas, y pueden ser
observados frecuentemente en depósitos antiguos.
d. La
degradación bioquímica rápida de la materia orgánica produce
grandes volumenes de gas (metano, CO2), que contribuyen al
aumento de la presión intersticial en las arcillas, y pueden
escaparse hacia la superficie, formando volcanes de gas y lodo
(Fig. 25).
e. Las
fallas de crecimiento (growth faults).- Si el delta prograda
rápido, las arenas descansan sobre las arcillas blandas y
sub-compactadas del talud o del prodelta, amplificado los
movimientos gravitarios. La compactación diferencial de las
arcillas (a menudo asociada con diapiros de lodo) genera fallas
sinsedimentarias, cuyo juego aumenta a medida de la acumulación.
Dichas fallas de crecimiento son fallas normales con geometría
lístrica, que provocan la rotación del paquete colapsado. Ya
que este último juega el papel de sobrepeso sobre los sedimentos
infrayacentes, las fallas progresan hacia costafuera y forman
depocentros localizados, con espesores mayores cerca de la falla
(Fig. 24). Las fallas de crecimiento son frecuentes en los deltas
con alta tasa de progradación (Mississipi, Niger), donde juegan
un papel importante en la sedimentación.
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Geo_Info. J.B.R.
