ARTÍCULOS

Características texturales de flujos de detritos subácueos: implicaciones genéticas

 

Oscar R. Lopez Gamundi

Texaco Inc., Frontier Exploration Department, P.0. Box 430, Bellaire, Texas 77401. USA

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RESUMEN

El análisis detallado de las características texturales de los flujos de detritos subácueos permite deducir condiciones de flujo y emplazamiento tales como competencia, importancia relativa de las fuerzas cohesivas y no cohesivas en los mecanismos de sostén de granos y predominio de régimen laminar o turbulento.
Dos características importantes para diferenciar flujos de detritos cohesivos de no cohesivos son: (1) concentración de clastos, la cual define el predominio de fuerzas cohesivas o no cohesivas (friccionales) en el mecanismo de sostén de granos y (2) la relación entre espesor de banco (Eb) y tamaño máximo de clasto (TMC). La mayoría de los depósitos de flujos de detritos no cohesivos muestran geometrías de bancos bien definidas, fábricas clasto-soportadas y ausencia de clastos intraformacionales y deformación sinsedimentaria. Ambos tipos de flujos de detritos muestran alta correlación positiva entre Eb y TMC interpretada como balance entre la capacidad y la competencia del flujo. A diferencia de los depósitos originados a partir de flujos de detritos no cohesivos, aquellos derivados de flujos de detritos cohesivos muestran un valor positivo de TMC para Eb= 0, denominado factor cohesivo.
Se propone en este trabajo una nueva clasificación de depósitos derivados de flujos de detritos cohesivos subácueos basada en la geometría del banco, contactos, concentración de clastos y gradación, origen (intraformacional o extraformacional) de los clastos de tamaño grava-arena y presencia y tipo de deformación sinsedimentaria. Dos factores genéticos son importantes en esta clasificación: origen de la fracción gránulo-grava y estado de desagregación de los clastos de arenisca y fangolita.
Los tipos definidos son:
Ia. Fangolita arenosa guijosa-guijarrosa heterogénea
Ib. Fangolita guijosa-guijarrosa heterogénea
IIa. Fangolita arenosa homogénea
IIb. Fangolita guijosa-guijarrosa homogénea
Las variedades IIa y IIb corresponden a las denominadas "pebbly mudstones" de Crowell (1957). Los depósitos Ia y Ib, caracterizados por el bajo grado de desagregación de los clastos intraformacionales, representan tipos genéticamente cercanos a "slumps" con geometrías de banco comúnmente irregulares. En estos tipos de flujos de detritos la mayoría de la carga de sedimento es transportada pasivamente en un tapón (“plug") por encima de una zona cizallada desarrollada en la base del flujo.
Los tipos texturales descriptos son extremos dentro de un continuo que se origina en un deslizamiento subácueo y que, caracterizado por la destrucción creciente de la resistencia de matriz, termina en la generación de un flujo de detrito cohesivo totalmente cizallado ("fully sheared debris flow"). Las variedades heterogéneas Ia y Ib preservan rasgos heredados como deformación sinsedimentaria y una importante población intraformacional de clastos; los flujos de detritos generadores son relativamente lentos y no turbulentos. Dado que los clastos son transportados pasivamente en un tapón, el tamaño máximo de clasto no puede ser usado como estimación de la competencia del flujo y, por lo tanto, los diagramas Eb vs. TMC no son aplicables para estas variedades de flujos de detritos.
La transformación de variedades heterogéneas a homogéneas resulta de procesos de dilución por incorporación de agua y/o aumentos de pendiente (y velocidad). La transición de variedades heterogéneas a homogéneas está caracterizada por la parcial desagregación de clastos intraformacionales (evidenciada por una disminución en el tamaño máximo de clasto). Tendencia a la organización externa (geometría) e interna (gradación) de los bancos y valores crecientes de Eb/MCS.

Palabras clave: Flujos de detritos; Concentración de clastos; Clastos intraformacionales; Tipos texturales; Clasificación; Reología.

EXTENDED ABSTRACT

The detailed analysis of the bedding and textural features of subaqueous debris flows allows to infer flow and emplacement conditions such as competence, relative role of cohesive and non-cohesive forces in clast-support mechanisms and dominance of laminar or turbulent regime.
Probably the most fundamental distinction is whether the clasts in a debris flow are mostly supported by either non-cohesive (frictional) forces or cohesive forces. Clast concentration and bed thickness (Bth) versus maximum clast size (MCS) plots are the main two characteristics that enable to discern between non-cohesive (grainflows of Lowe, 1979; cohesionless debris flows, Nemec and Steel, 1984) and cohesive debris flows (mudflows of Lowe, 1979). Most non-cohesive debris flow beds have well-defined bed geometries, are clast-supported and lack intraformational clasts and soft-sediment deformation. Although both fully sheared cohesive and non-cohesive debris flows show high linear correlation in the BTh vs. MCS plots, indicative of balance between capacity and competence of the flow, cohesive ones can be distinguished by the presence of a cohesive strength factor, mathematically expressed as a positive value of MCS for BTh=0.
A new classification of subaqueous cohesive debris flow beds is proposed in this contribution. The most diagnostic field criteria for the identification of the types are: (1) bed geometry, (2) bed contacts, (3) clasts concentration and size grading, (4) source or provenance (intraformational vs. extraformational) of gravel- or sand-sized material, and, (5) presence and type (ductile or brittle) soft-sediment deformation. Ultimately, the distinction of textural types is principally based on the following genetic factors: (i) source of granule- and gravel-sized material (intra- versus extraformational), and, (ii) degree of disaggregation of intrabasinal mudstone and sandstone clasts.
The end members of this classification are:
Ia. Heterogeneous debris flows with clasts exclusively derived from intraformational, partially consolidated mudstone and sandstone clasts with low degree of disaggregation.
IIa. Homogeneous fine debris flows (fine-grained debris flows of Hampton, 1975) derived from intraformational sand- to granule-sized material with high degree of disaggregation. Maximum grain size does not exceed that of pebbles (64 mm).
Ib. Heterogeneous coarse debris flows (patchy pebbly mudstones of López-Gamundí, 1993), texturally characterized by the abundance of intraformational, gravel-sized mudstone and sandstone clasts with soft sediment deformation. Due to their early disaggregation, intraformational clasts of conglomerate are exceptionally present only in this textural type. Extraformational cobbles and boulders may be common.
IIb. Homogeneous coarse debris flows, consisting of a uniform mixture of mud, sand and extra-formational gravel.
Both IIa and IIb deposits correspond to the well known textural category of pebbly mudstones (Crowell, 1957). Sediments of Ia and Ib types represent end members closer to the slump stage.
They are characterized by irregular to (less frequently) regular bed geometries, soft sediment deformation and MCS in the intraformational population. Most of the sediment load is passively transported in a rigid plug by an underlying sheared zone developed at the base of the flow. The resulting deposits commonly exhibits an inverse coarse-tail grading at the base of the beds.
Availability of grain size, rather than flow behavior, distinguishes type I from type II deposits. Disaggregation of partially lithified intraformational clasts becomes significant as shear-strain progresses and a fully remolded cohesive debris flow develops. The disaggregation of the intraformational clasts becomes pervasive with the incorporation of the mud and sand clasts into the matrix (fluid) phase. The products of this process, homogeneous varieties IIa and IIb, are characterized by tabular beds with non-erosive, almost flat contacts, MCS in extraformational sand/granule- (in type Ia) or gravel-sized (in type IIa) fraction and scarce to absent soft-sediment deformation. Although some small, abraded intraformational clasts may be preserved in some homogeneous beds, most type IIb debris flow beds are devoid of intraformational clasts. This process completes the transition from the heterogeneous type l varieties to the more homogeneous type II beds. The latter represent the fully remolded, more dilute end member of the slump - debris flow continuum. The resultant deposits of these fully sheared debris flows show values of MCS which can be used as estimates of their competence.
Further water intake as the sediment load flows downslope leads to flow bipartition consisting of a turbulent layer that develops on top of the main mass of the largely laminar debris flow, a typical flow transformation extensively documented in environments dominated by sediment gravity flows.
Due to the lower density of poorly consolidated intraformational clasts as opposed to completely lithified extraformational clasts, maximum particle sizes will always lie in the intraformational population. Therefore, BTh vs. MCS plots for the proximal heterogeneous varieties, with abundant intraformational clasts and plug flow conditions, can provide erroneous estimates of flow competence. In contrast, BTh vs. MCS plots for beds deposited from fully developed debris flows can provide semi-quantitative information on rheological characteristics such as emplacement conditions, flow behavior (competence and capacity) and relative importance of cohesive and non-cohesive (frictional) forces in clast-support mechanisms.
The characteristics above described can be used to better understand the transitional stages of the continuum from slumps to fully developed debris flows.

Key words: Subaqueous debris flows; Clast concentration; lntraformational clast; Textural types; Classification; Rheology.

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INTRODUCCION

Los flujos de detritos son flujos de gravedad caracterizados por alta concentración de partículas, en general sostenidas por resistencia de matriz (“matrix strength”) en las variedades cohesivas y por colisión intergranular (comprendida dentro de la denominada presión dispersiva o “dispersive pressure”) en los tipos no cohesivos o friccionales (Middleton & Hampton, 1976; Lowe, 1979). Las propiedades más peculiares de los flujos de detritos cohesivos resultan de la presencia de material de granulometría fina limo-arcilloso. Este material imparte una alta viscosidad, o resistencia al flujo, con el resultado de velocidades en general muy bajas para producir una transición a un flujo turbulento (Middleton & Southard, 1984). De esta manera, la viscosidad característica de la fase fluida o continua de los flujos de detritos determina su condición laminar, definiendo como tal la virtual inexistencia de mezcla o interacción entre las láminas dentro del flujo durante el transporte. La cohesión del material fino determina una resistencia suficientemente alta como para sostener clastos de gran tamaño. Esta propiedad influye significativamente en la alta competencia de este tipo de flujo de gravedad, evidenciada por la presencia de clastos de gran tamaño (Fig. 1).

Figura 1. Depósito de flujo de detritos cohesivo con grandes bloques de caliza ordovícica (Formación San Juan) en la Formación Las Lajas (Carbonífero) en el sector sudoccidental de la cuenca de Paganzo, oeste de Argentina. Nótese la geometría regular del depósito, su apariencia interna caótica, presencia de clastos proyectados y el contacto basal plano, no erosivo. Véase Bercowski (1987) para detalles sobre asociaciones de facies. Escala en la parte inferior central.
Figure 1. Subaqueous cohesive debris flow deposit with large blocks of Ordovician limestone (indicated by arrows) in the Las Lajas Formation (Carboniferous) of southwestern Paganzo basin, western Argentina. Note regular bed geometry, almost flat, non erosive lower contact, chaotic appearance and projected clasts. See Bercowski (1987) for details on facies associations. Circled scale at the lower center.

Los flujos de detritos cohesivos son considerados flujos de comportamiento no newtoniano plástico-viscoso. Este modelo reológico, denominado Coulomb-viscoso, está basado mayormente en el trabajo desarrollado por Johnson (1970) para flujos de detritos subaéreos y luego adaptado para flujos subácueos por Hampton (1972) y Lowe (1979). El mismo puede ser caracterizado por la presencia de un flujo con viscosidad aparente (también denominada viscosidad Bingham), cohesión de la fase fluida (controlada mayormente por la resistencia de matriz), régimen laminar y presencia de un tapón (“plug”) rígido a semirígido de alta competencia que transporta la mayoría de la carga de sedimento. Se considera que la cohesión de la fase fluida es uno de los mecanismos predominantes de sostén de granos con contribuciones subordinadas de colisión intergranular, flotación (“buoyancy”), presión de poros y turbulencia (Middleton & Hampton, 1976; Enos, 1977; Hampton, 1979; Lowe, 1979). En particular, las variedades subácueas han sido subdivididas de acuerdo con sus características reológicas y mecanismos predominantes de soporte de granos en dos grandes categorías: (a) flujos de detritos cohesivo-viscosos (“cohesive-viscous debris flows”, equivalentes a los “mudflows” de Lowe, 1979) donde las fuerzas cohesivas predominan como mecanismos de soporte, y (b) flujos de detritos no cohesivos (“grain-flows” de Lowe, 1979; “density-modified grain flows” o “cohesionless debris flows”, Nemec & Steel, 1984) donde las fuerzas no cohesivas, principalmente la colisión intregranular, prevalecen como mecanismo de sostén de partículas. En forma análoga a los tipos cohesivos, los flujos de detritos no cohesivos poseen una alta viscosidad aparente debida a la alta concentración de partículas (Rutgers, 1962) y se mueven en condiciones de régimen laminar (Middleton & Southard, 1984).
Sendos tipos de flujos de detritos subácueos están emparentados con dos clases diferentes de procesos generadores: mientras los flujos de detritos cohesivos se relacionan mayormente con deslizamientos o “slumps” de la literatura anglosajona (Dott, 1963; Morgersten, 1967; Nardin et al., 1979); los no cohesivos aparecen íntimamente ligados a procesos como flujos de granos (Bagnold, 1954), particularmente comunes en caídas de rocas (Nemec, 1990).
Los rasgos texturales de los flujos de detritos pueden ser utilizados para inferir ciertas características genéticas. La presencia de material deformado plásticamente dentro de fangolitas guijarrosas ha sido tradicionalmente interpretado como indicativa de depositación a partir de flujos de detritos (Dott, 1961; Lindsay, 1966). Gradaciones normales dentro de un banco pueden ser interpretadas en función del grado de turbulencia predominante en el flujo; a otra escala, la relación entre el espesor de un banco (Eb) y el máximo tamaño de clasto (TMC), metodología originalmente usada para distinguir flujos de detritos subaéreos de flujos turbulentos de grava en ambientes de abanicos aluviales (Bluck, 1967; Steel, 1974), puede ser usada para inferir condiciones de flujo laminar, diferenciar entre flujos de detritos cohesivos y no cohesivos y estimar las contribuciones relativas de las fuerzas cohesivas y no cohesivas en los mecanismos de soporte de granos.
Las transiciones de deslizamientos a flujos de detritos y de éstos a corrientes de turbidez son particularmente comunes en ambientes subácueos. Las más recientes clasificaciones de depósitos de flujos de gravedad enfatizan estas características genéticas (Pickering et al., 1989) y los criterios para su distinción observables en el campo (Ghibaudo, 1992). La presente contribución intenta relacionar las características texturales observadas en los flujos de detritos subácueos con sus condiciones de flujo y emplazamiento, con especial énfasis en la transición entre deslizamientos y flujos de detritos cohesivos. Se definen, además, cuatro tipos texturales principales de flujos de detritos cohesivos subácueos (Fig. 2). Estas categorías están basadas en un conjunto de criterios texturales diagnósticos controlados por dos factores genéticos principales: (a) la naturaleza (intraformacional o extraformacional) de los clastos tamaño grava, y (b) el grado de desagregación de los clastos intraformacionales. Estos dos factores regulan las proporciones relativas de clastos intra y extraformacionales, el tamaño máximo de clasto, la presencia y tipo de deformación sinsedimentaria, y otras características texturales comunes en este tipo de depósitos. Clastos de origen intracuencal completamente litificados al momento del deslizamiento (por ej.: concreciones calcáreas o intraclastos calcáreos diagenizados tempranamente) son considerados junto con los clastos extraformacionales.

Figura 2. Clasificación de depósitos de flujos de detritos cohesivos subácueos propuesta en este trabajo.
Figure 2. Classification of subaqueous cohesive debris flow deposits proposed in this contribution. The two criteria used for this classification are: (i) nature of the clasts (intra- or extraformational) and (ii) degree of disaggregation of intraformational clasts. Types la and lb can be described as heterogeneous pebbly mudstones with poorly consolidated intraformational clasts exclusively (Ia) or along with extraformational clasts (lb). Both IIa and IIb types are pebbly mudstones with scarce to absent intraformational clasts.

FLUJOS DE DETRITOS COHESIVOS Y NO COHESIVOS: SU DIFERENCIACIÓN

Características texturales
Una de las características texturales salientes que permiten diferenciar depósitos derivados de flujos de detritos cohesivos de aquellos originados en flujos de detritos no cohesivos es el predominio de fábricas matriz o clasto sostenidas. Dado que la colisión intergranular es el principal mecanismo de sostén de granos en las variedades no cohesivas, la presencia de texturas clasto-soportadas indican generalmente que el mecanismo antes mencionado fue predominante durante las etapas de transporte y sedimentación. La depositación se produce en forma prácticamente instantánea por congelamiento friccional (“frictional freezing”, Lowe, 1982) siendo su resultado un banco con base plana a levemente ondulada, generalmente tabular.
Los depósitos derivados de flujos de detritos cohesivos muestran participación de material tino (arcilla-limo) que le imprime cohesión a la fase fluida del flujo; los clastos mayores son transportados por una combinación de fuerzas cohesivas y no cohesivas. El criterio textural de clasto versus matriz sostenido para diferenciar flujos de detritos cohesivos de no cohesivos es, sin embargo, de limitada validez ya que proporciones muy bajas (5-10%) de matriz arcillo-limoso son suficientes para conferir cierta cohesión a la fase fluida (Rodine & Johnson, 1976). Esto significa que depósitos clasto-sostenidos pueden ser el producto de flujos de detritos con cierta cohesión de matriz y colisión intergranular como mecanismos de sostén de granos (Trask, 1959; Pierson, 1981; Takahashi, 1981). A pesar de ello, la presencia de fábricas clasto-sostenidas, indicativas de predominio de la colisión intergranular como mecanismo de soporte de granos predominante, continua siendo considerado como un criterio de campo útil para caracterizar depósitos de flujos de detritos no cohesivos (Cf. Lomas, 1992). Fenómenos de cizalla basal son comunes en esta variedad y se expresan como gradaciones inversas en la base de los bancos (Fig. 3). Este fenómeno ha sido propuesto también para la interfase sedimento-agua en las variedades subácueas dando como resultado una zona cizallada hacia el techo del depósito (Middleton & Hampton, 1976). Esta interacción del flujo de detrito con el agua puede originar dilución y consecuente disminución de la densidad con posterior generación de gradación normal hacia el techo del banco (Johnson, 1970; Hampton, 1975; Naylor, 1980).

Figura 3. Gradación inversa basal en depósitos de flujos de detritos subácueos. Las flechas indican base y techo del banco. Nótese que el tamaño máximo de clasto se ubica en la mitad a tercio superior del banco, o proyectados hacia el techo. San Onofre Breccia, Laguna, sur de California, E.E.U.U.
Figure 3. Basal inverse grading in subacueous debris flow deposits. Arrows indicate bed boundaries. Note that maximum clast size lie in the upper half or upper third of bed, or even partially projected above the bed top. San Onofre Breccia, Laguna, southern California, USA

Los clastos en depósitos derivados de flujos de detritos tienden a alinearse paralelos al plano de estratificación. Esta orientación predominante imparte una fábrica particular diagnóstica de régimen laminar (Lindsay, 1968; Fisher, 1971). Este criterio es particularmente válido para depósitos matriz-sostenidos ya que en aquellos clasto-sostenidos la colisión intergranular puede modificar sustancialmente la orientación de los clastos.

Diagramas espesor de banco (Eb) versus tamaño máximo de clasto (TMC)
Dada la naturaleza predominantemente laminar de ambos tipos de flujos de detritos, existe balance entre la competencia y capacidad. Este equilibrio se expresa matemáticamente en la correlación positive entre el tamaño máximo de clasto (TMC), equiparable a la competencia en flujos de detritos completamente afectados por deformación por cizalla (“fully sheared debris flows”) (Hampton, 1975), y el espesor del banco (Eb), asimilable a la capacidad. Tal relación sólo es aplicable cuando se dispone de un número estadísticamente válido de bancos donde ambos parámetros (Eb y MCS) pueden ser medidos. Excepcionalmente puede observarse la relación entre Eb y MCS en un mismo banco cuando las condiciones del afloramiento lo permiten (Fig. 4).

Figura 4. Características de un depósito de flujo de detritos no cohesivo: (a) geometría regular del banco, (b) contactos planos no erosivos y (c) naturaleza clasto-soportada. Los clastos son de fragmentos angulosos de fangolita silicificada. Obsérvese la disminución del TMC en función del adelgazamiento lateral del banco en una distancia aproximadamente de 250 metros. El diámetro largo del bloque en el centro de la figura A mide 1,2 m. Las flechas indican base y techo del banco. Formación Wasp Head, cuenca de Sydney, Australia oriental.
Figure 4. Characteristics of a non-cohesive debris flow deposit: regular bed geometry, flat, non erosive lower and upper contacts, clast-supported nature. Clasts are composed entirely of angular, silicified mudstone clasts. Note decrease of MCS as bed thins laterally over a short distance of approximately 250 m, indicating close balance between competence and capacity of the flow. Arrows indicate base and top of bed. Wasp Head Formation, Sydney basin, New South Wales, eastern Australia.

Este concepto, utilizado por diversos autores para diferenciar este tipo de depósitos de los originados en flujos turbulentos emplazados tanto en forma subaérea como subácuea, fue considerablemente ampliado y profundizado por Nemec & Steel (1984) quienes desarrollaron un método semi-cuantitativo que permite diferenciar flujos de detritos cohesivos de los no cohesivos. El mismo se basa en la diferenciación de dos componentes en el mecanismo de soporte de granos: (a) una componente independiente del espesor del banco representada por un factor de resistencia cohesiva (Frc) y (b) un factor dependiente del espesor del banco compuesto por otros factores como colisión intergranular, turbulencia, flotabilidad y expulsión de fluidos, denominado en este trabajo Fnc (factor no cohesivo) (Fig. 5). La presencia o ausencia del factor cohesivo Frc, matemáticamente expresado como un valor positivo de TMC para Eb= 0 (Fig. 5B) es usado como criterio discriminante.

Figura 5. Características reológicas de depósitos de flujos de detritos cohesivos subácueos a partir de diagramas TMC vs Eb. A: diferenciación entre flujos de detritos con cohesión y sin cohesión. B: diferenciación entre flujos con cohesión en los cuales la resistencia de matriz es el mecanismo de soporte de granos predominante (flujos de detritos cohesivos sensu stricto) y en aquellos en los que los factores no cohesivos (colisión intergranular, presión de poros, etc.) predominan. Adaptado de Nemec & Steel (1984). Ver texto para mayores detalles.
Figure 5. Rheological characteristics of cohesive and non-cohesive debris flow deposits derived from BTh vs. MCS plots. A: distinction between debris flows with or without cohesion as a grain-support mechanism. B: distinction between debris flows with cohesion where matrix strength is the dominant grain-support mechanism (cohesive debris flows sensu stricto) and debris flows were non-cohesive factors (disperssive pressure, excess pore pressure, etc.) prevail. TMC: maximum clast size, Eb: bed thickness, Fc: cohesive factor; Fnc: non-cohesive factor. See text for further details. Adapted from Nemec & Steel (1984).

Otro concepto importante derivado de este tipo de análisis es el de competencia relativa, definiendo como tal la razón Eb/TMC, o en términos hidrodinámicos la competencia en relación con la capacidad del flujo. Valores bajos de Eb/TMC (2-4) sugieren un flujo de detritos altamente competente con respecto a su espesor (capacidad), mientras que valores más altos (3-10) indican condiciones de menor competencia, probablemente con menor concentración de partículas (Nemec et al., 1980).
Una aproximación a la importancia relativa de la componente cohesiva puede ser inferida a partir de la pendiente de la ecuación de la recta (regresión) que representa la relación TMC vs Eb (Nemec & Steeel, 1984). Esta aproximación puede refinarse aún más con el objetivo de diferenciar flujos de detritos en donde la cohesión (Fc) es el factor predominante como mecanismo de sostén de granos, o en caso contrario, donde las fuerzas no cohesivas (Fnc), mayormente friccionales en casos de turbulencia insignificante, predominan. Para tal fin se propone en este trabajo una metodología semicuantitativa derivada del concepto anterior que permite diferenciar flujos de detritos cohesivos definiendo como tales a aquellos flujos de gravedad donde el factor cohesivo (Fc) es predominante con respecto a las componentes no cohesivas (Fnc). Se propone que el predominio de uno u otro factor sea cuantificado a través de la razón entre Fc y Fnc. Matemáticamente Fc está representado por la ordenada al origen y Fnc (=Frc de Nemec & Steel, 1984) por la pendiente en la ecuación de regresión (Fig. 5). Los casos donde Fc > Fnc (razón igual o mayor que 1) corresponderían a flujos en donde la cohesión es predominante y donde Fc < Fnc (razón menor que la unidad) los factores no cohesivos predominan (Fig. 5B).

Restricciones al análisis de competencia relativa (Eb/TMC) en flujos de detritos cohesivos. Existen dos restricciones fundamentales para la aplicación de la metodología propuesta anteriormente: (a) disponibilidad de granulometrías y (b) presencia de población (intraformacional) de tamaño grava y su utilización en las estimaciones de competencia.

(a) Disponibilidad de granulometrías: la metodología de comparación de Eb y TMC para estimación semi-cuantitativa de la competencia relativa de flujos de detritos presupone una ilimitada disponibilidad de tamaños de granos, de manera tal que la competencia de los flujos de detritos puede ser totalmente satisfecha en términos de tamaños máximos de partícula (Nemec, 1990). Sin embargo, esta disponibilidad ilimitada de tamaños de granos no es común a todos los ambientes sedimentarios. Un caso particular de competencia insatisfecha resulta de la disponibilidad restringida de material de variada granulometría en tramos distales de cursos fluviales en áreas de pendiente deltaica (Nemec, 1990). La limitada disponibilidad de granulometrías gruesas de estos cursos fluviales asociados a un sistema deltaico impone un límite superior de partícula. Los bancos depositados por flujos de detritos derivados a partir de este material resultarán demasiado potentes en relación al tamaño máximo de partícula (Eb/TMC > > 1), indicando una competencia relativa menor que la real. En contraste, casos de sobreestimación de la competencia relativa pueden darse en complejas interacciones de flujos de detritos subácueos acompañados por corrientes de turbidez hacia el techo. En este caso, clastos que no podrían ser retenidos por los mecanismos de soporte predominantes en el flujo de detritos son mantenidos por mecanismos colisionales y turbulencia en la corriente turbulenta asociada. El depósito resultante es demasiado grueso con respecto al espesor del flujo y su competencia podría ser por lo tanto sobreestimada. Consecuentemente, es evidente que aquellos flujos de detritos derivados en ambientes con amplia disponibilidad de material y generados por flujos laminares sin transformaciones de flujo laminar a turbulento por dilución (transformación de superficie de Fisher, 1983) son los más adecuados para estimaciones de competencia relativa (Eb/TMC) y otras inferencias reológicas (por ej.: presencia de cohesión). Un caso particularmente adecuado es el de los flujos de detritos subácueos derivados de material glacial en pendientes pronunciadas recientemente descripto por López Gamundí (1991). Los depósitos en cuestión fueron depositados en una plataforma englazada, probablemente derivados de material glacial poco consolidado (a partir de “rain out tills”) en ambientes con alta tasa de sedimentación y susceptibles de ser resedimentados por flujos de gravedad. Las condiciones anteriores son frecuentes en ambientes subácueos con influencia glacial (Kurtz & Anderson, 1979; Visser, 1983; Gravenor et al., 1984; Eyles, 1987). La amplia variedad granulométrica del material original y las características texturales de los depósitos, sin evidencia de dilución ni asociación íntima con corrientes turbulentas, brindan condiciones óptimas para el estudio de competencia a partir de diagramas TMC vs Eb. Los resultados obtenidos sugieren la presencia de flujos de detritos cohesivos (Fc/Fnc= 1,12) y con alta competencia relativa (Eb/TMC= 2,71).

(b) Clastos intraformacionales y su influencia en la estimación de competencia: la presencia de clastos intraformacionales es común en depósitos de flujos de detritos en particular en aquellos que se han desplazado poca distancia del proceso generador; su abundancia caracteriza fases intermedias hacia condiciones plenas de flujo (Lewis, 1976; Myrow & Hiscott, 1991; López Gamundí, 1993). En casos extremos, donde el aporte de material extraformacional grueso es nulo, pueden generarse flujos de detritos con clastos exclusivamente intraformacionales. Dada la naturaleza laminar de estas fases tempranas, la probabilidad de preservación de estos clastos intraformacionales es relativamente alta. Por otro lado, la presencia de intraclastos dificulta una correcta estimación de la competencia del flujo a partir de la estimación del tamaño máximo de clasto (Johnson, 1970, 1984; Hampton, 1975). Debido a su menor densidad con respecto a los clastos extraformacionales, los clastos intraformacionales tienden a sobresalir por su mayor tamaño y por ende ser tomados en cuenta para estimaciones de competencia. Según Hampton (1975) la competencia de un flujo de detrito cohesivo, expresada como el tamaño máximo (D), puede estimarse de acuerdo con la siguiente fórmula:

donde δc es la densidad del clasto (fase sólida), δm la densidad de la matriz (fase fluida), C es la resistencia a la cesión (“yield strength”) y g la aceleración de la gravedad. Consideremos el caso de un flujo con dos poblaciones de grava de diferente densidad representadas por un clasto extraformacional de arenisca (δar= 2,65 g/cm³ y otro clasto extraformacional de caliza porosa (δcal= 2,3 g/cm³, Cf. Kessler & Moorhouse, 1984). El contraste de densidades es similar al existente entre un clasto extraformacional (representado por la arenisca) y un clasto intraformacional no totalmente litificado, por lo tanto el ejemplo es también válido para comparar la influencia de clastos intraformacionales menos densos en la estimación de competencia. Resolviendo la ecuación (1) para C:

y aplicando (2) para ambos casos:

Considerando que la resistencia a la cesión (C) es una constante de la fase fluida y por lo tanto posee el mismo valor en ambas ecuaciones, igualando (3) y (4) y resolviendo se obtienen las siguientes expresiones:

Las ecuaciones (5) y (6) relacionan los dos tamaños máximos de clastos (Dar y Dcal) a través de sus respectivos contrastes de densidad con respecto a la matriz del flujo. La ecuación (6) demuestra claramente la influencia de la densidad en la estimación del TMC y por ende en las estimaciones de competencia en flujos de detritos cohesivos. Para el caso de Dar= 10 cm, δar= 2,65 g/cm³, δcal= 2,3 g/cm³ y δm= 2,1 g/cm³, el valor de Dcal correspondiente es 27,5 cm. El cálculo anterior asume la densidad de la matriz. Flujos de detritos subaéreos modernos poseen densidades de matriz variables entre 2,0 y 2,4 g/cm³ (Johnson, 1970). Considerando que el efecto principal del medio ácueo es la disminución de la densidad efectiva del flujo de detrito (Allen, 1985), se utilizan densidades entre 2,0 y 2,3 g/cm³ para variedades subácueas. El valor adoptado en el ejemplo anterior no es muy diferente al usado en otros trabajos (2,1-2,28 g cm³ en Kessler & Moorhouse, 1984; 2,2 g/cm3 en Hiscott & James, 1985).
Sin embargo, una aproximación más exacta puede ser lograda si se aplica la ecuación (7) para la cual se requiere conocer los tamaños máximos de ambos tipos litológicos de clastos extraformacionales (en nuestro caso, Dar y Dcal) y sus respectivas densidades (δar y δcal). En el caso particular de un depósito con una población extraformacional de clastos con dos densidades marcadamente diferentes (como el caso anterior) y una población intraformacional, es posible: (a) calcular la densidad de un clasto intraformacional semiconsolidado y (b) estimar el grado de consolidación o desagregación (numéricamente expresado como el contraste entre la densidad del clasto o fase sólida y de la matriz o fase fluida; Cf. Hampton, 1975) durante la etapa final de transporte y sedimentación. Para ello se calcula primeramente la densidad de la fase fluida (δm) a partir de parámetros conocidos (Dar, Dcal, δar y δcal) utilizando la ecuación (7) y luego se obtiene la densidad del clasto intraformacional (δint) incorporando como dato el TMC del clasto intraformacional (Dint) y resolviendo la ecuación para δint:

Los valores (D y δ) de cualquiera de las dos subpoblaciones extraformacionales identificadas (arenisca o caliza, Fig. 6) pueden ser utilizados para el clasto intraformacional.

Figura 6. Estimación de densidades para clastos intraformacionales y matriz para flujos de detritos cohesivos subácueos con deformación por cizalla generalizada. Las ecuaciones (7) y (8) son derivadas de Hampton (1975) y asumen que la cohesión de la fase fluida (matriz rica en arcilla) es la componente predominante de mecanismo de soporte de granos; ver texto para detalles. Nótese la directa relación entre contraste de densidad entre la matriz y el clasto y el tamaño máximo del mismo.
Figure 6. Calculations for densities of intraformational clast and matrix for fully sheared subaqueous cohesive debris flows. Equations (7) and (8) derived from Hampton (1975) assuming that cohesion (matrix strength) is the dominant clast-support mechanism in the fluid phase (clay-rich matrix); see text for further details. Note the direct relationship between the density contrast between clast and matrix and maximum clast size. D: maximum clast size, ñ: density, ar: sandstone clast, cal: limestone clast, int: intraformational clast, ext: extraformational clast.

CLASIFICACION TEXTURAL DE FLUJOS DE DETRITOS SUBACUEOS

Criterios utilizados
La clasificación propuesta está basada en dos parámetros:

(a) naturaleza (intraformacional o extraformacional) de los clastos tamaño grava: este criterio permite diferenciar entre clastos derivados del mismo sistema depositacional al que pertenece la asociación deslizamiento-flujos de detritos, de aquellos reciclados de depósitos más antiguos. Las variedades texturales con clastos exclusivamente intraformacionales indican procesos locales de deslizamiento y resedimentación gravitatoria.

(b) grado de desagregación de los clastos intraformacionales: el grado de desagregación de la población intraformacional constituye un control importante de varios aspectos texturales del flujo de detritos resultante de la evolución a partir de un deslizamiento subácueo. Si el grado de litificación es alto, como en numerosas secuencias carbonáticas afectadas por fenómenos de diagénesis temprana, los depósitos involucrados en un deslizamiento producirán clastos angulares y escasa a nula matriz (Labaume et al., 1983; Gawthorpe & Clemmey, 1985; Hiscott & James, 1985; Coniglio & Dix, 1992). El depósito resultante no mostrará deformación sinsedimentaria dúctil y posiblemente sea clasto-soportado. Por el contrario, el material pobremente litificado se desagregará fácilmente impartiendo una apariencia matriz-sostenida al depósito resultante. Si el deslizamiento afectara bancos con diferentes grados de litificación el depósito resultante tendrá características compuestas con clastos intraformacionales angulares o redondeados por desagregación en los bordes y deformados plásticamente durante el transporte. Este caso de dos poblaciones de clastos intraformacionales con distintos grados de litificación es particularmente común en secuencias carbonáticas donde clastos semiconsolidados y deformados plásticamente derivados de sedimentos de pendiente aparecen asociados en un mismo depósito con clastos de tamaño guijón-bloque no deformados, derivados de facies vecinas de margen de rampa 0 plataforma afectadas por cementación temprana (“block facies” de Hurst & Surlyk, 1983; Miller & Heller, 1994).

Características texturales adicionales
Cinco características texturales adicionales son utilizadas en esta clasificación. Estos son:

(1) Geometría del banco: básicamente definida por dos tipos: (a) tabular o lenticular extendida o (b) irregular. El primer tipo es el más común. En algunos casos geometrías marcadamente lenticulares (convexo-planas) sugieren relleno pasivo de formas acanaladas previas. El segundo tipo está definido por geometrías variables fuertemente controladas por procesos de carga y/o licuefacción parcial.

(2) Tipo de contactos: los contactos pueden ser netos planos u ondulados no erosivos (los más comunes), erosivos (poco frecuentes) e irregulares o difusos. Los contactos basales pueden aparecer deformados por carga; en algunos casos extremos se identifican formas globosas que pueden desprenderse de la base del depósito y ser incorporadas en el banco infrayacente produciendo verdaderos pseudo-nódulos. Este fenómeno de carga, como también la inyección de material infrayacente fangoso, sugieren procesos de licuefacción (Terzaghi & Peck, 1948), considerados clásicamente como procesos generadores de depósitos de flujos de detritos alternativos a los deslizamientos (Crowell, 1957), particularmente en zonas con alta tasa de sedimentación. Los contactos superiores pueden ser ondulosos a irregulares debido a la presencia de relieve depositacional.

(3) Gradación interna y concentración de clastos: en general se diferencian cuatro tipos principales de gradación: normal, inversa, inversa basal (limitada a la base del banco y típica de deformación por cizalla y carpetas de tracción), y compuesta inversa-normal. La concentración de clastos define básicamente la naturaleza clasto o matriz sostenida del depósito; su definición es algo complicada en las variedades exclusivamente fango-arenosas.

(4) Proveniencia de la fracción grava y arena: se diferencian dos proveniencias. La fracción grava intraformacional que incluye clastos de origen sedimentario derivados de depósitos penecontemporáneos con el deslizamiento y posterior generación del flujo de detritos. Incluye clastos de fracción grava de variado grado de litificación desde aquellos altamente litificados de comportamiento mecánico similar a los clastos extraformacionales a clastos semilitificados a pobremente consolidados susceptibles de ser deformados dúctilmente o, en casos más extremos, desagregados parcial o totalmente e incorporados a la fase fluida del flujo (matriz). La fracción grava extraformacional está constituída exclusivamente por clastos derivados de rocas totalmente litificadas al momento del deslizamiento. Por lo tanto poseen, en general, mayor densidad que los clastos intraformacionales. Estos últimos muestran, en función de su grado de consolidación, densidades variables entre la matriz (2,0-2,3 g/cm³) y clastos extraformacionales (2,6-2,7 g/cm³ para clastos cuarzosos; 2,3-2,8 g/cm³ para clastos de calizas, dolomías y variedades intermedias).

(5) Presencia y tipo de deformación sinsedimentaria: la presencia de deformación sinsedimentaria es común en los deslizamientos y variedades proximales de flujos de detritos. Los deslizamientos muestran deformación sinsedimentaria confinada a ciertas superficies (particularmente a lo largo del contacto basal del deslizamiento); la preservación y continuidad de los bancos originales que dieron origen al deslizamiento es en general buena. Por el contrario, la deformación sinsedimentaria en flujos de detritos es un rasgo remanente ya que la deformación se expande a la totalidad de la masa involucrada en el deslizamiento previamente a su transformación en un verdadero flujo. Esta deformación es progresiva y existen ejemplos de campo que muestran características intermedias entre deslizamientos y flujos de detritos, confirmando el continuo mecánico que existe entre ambos (Crowell, 1957; Naylor, 1981; Pickering, 1987; Souquet et al., 1987; Maejima, 1988; Nemec et al., 1988; Aalto, 1989).

En este trabajo se distinguen dos tipos principales de deformación sinsedimentaria:

(a) deformación coherente (dúctil): caracterizada por la preservación de las características primarias de los bancos involucrados, este tipo de deformación sinsedimentaria está asociada a procesos de deformación dúctil con presencia subordinada de fracturas (“soft sediment faults”) u otro tipo de deformación frágil. Está representada por una amplio espectro de pliegues “slump” de variada geometría. La distancia de transporte del deslizamiento controla generalmente el tamaño del mismo, el grado de desagregación y su relación en transición con depósitos de flujos de detritos proximales o con depósitos no afectados por deslizamiento (Farrell & Eaton, 1987). Durante la deformación de un deslizamiento los pliegues son rotados progresivamente hasta que las superficies axiales de los mismos se orientan en posición subparalela a la superficie basal de despegue del deslizamiento; los pliegues resultantes son en general recumbentes e isoclinales (Fig. 7). Estos pliegues recumbentes isoclinales, pliegues en vaina (“sheath folds”) y variedades replegadas, aparecen asociados a deslizamientos con larga distancia de transporte y por lo tanto caracterizan facies transicionales entre deslizamientos y flujos de detritos, en contraste con los pliegues con superficies axiales perpendiculares a la superficie de estratificación (“up-right folds”). Las charnelas de los pliegues recumbentes tienden a rotar en sentido de pendiente abajo, indicando la dirección y sentido general de movimiento y paleopendiente local (Woodcock, 1979), en algunos casos opuesta a la derivada a partir de paleocorrientes (Cf. Miyata, 1990).

Figure 7. Deformación sinsedimentaria en depósitos de flujos de detritos cohesivos subácueos (tipo lb). Depósitos de flujos de detritos en ambiente de cañon submarino. Clasto intraformacional con deformación sinsedimentaria coherente (dúctil). Nótese geometría isoclinal recumbente del pliegue y plno axial del mismo paralelo a la estratificación (indicada por lápiz). El sentido de movimiento inferido es de izquierda a derecha. La parte de la fangolita guijarrosa alrededor del pliegue muestra un leve alineamiento de los clastos siguiendo la deformación sinsedimentaria. Formación Pigeon Point (Cretácico), California occidental, E.E.U.U.
Figure 7. Soft sediment deformation in subaqueous cohesive debris flow deposits (type lb). A: Debris flow deposits in a slope canyon setting. Large intraformational clast with coherent (ductile) soft-sediment deformation. Note isoclinal recumbent geometry of the fold with axial plane parallel to stratificacion (indicated by pen). Inferred sense of movement from left to right. Pebbly mudstone surrounding the slump fold show faint alignment of clasts. Pigeon Point Formation (Cretaceous), western California, USA.

(b) deformación no coherente frágil): se incluyen bajo esta denominación a todas las formas dc deformación sinsedimentaria que manifiestan una marcada interrupción en la continuidad lateral dc los bancos o de otras estructuras primarias (por ej.: laminación). Entre las más comunes se encuentran las fracturas o fallas (“soft sediment faults”) y el “boudinage” sedimentario. Este último muestra una gran variedad de formas transicionales entre deformación semicoherente con flujo plástico (como la estructura de “pinch and swell”) y budines aislados con escasa a nula deformación interna (estructuras “pull apart”). Procesos de licuefacción y fluidización son incluidos dentro de este tipo de deformación sinsedimentaria. Al respecto, algunos autores (Cf. Pickering, 1987) han documentado la transición entre deformación dúctil y frágil para un mismo horizonte heterolítico caracterizado por bancos coherentes plegados y bancos de granulometrías más finas homogeneizados por deformación dúctil (licuefacción/fluidización).

Clasificación
Desde el punto de vista granulométrico los cuatro tipos texturales básicos son definidos según la clasificación propuesta por Folk (1968), la cual considera las tres poblaciones granulométricas más abundantes para denominar al sedimento o roca (Fig. 2). Los términos homogéneo o heterogéneo son agregados a la denominación basada en las granulometrías predominantes con el objeto de diferenciar depósitos con clastos intraformacionales escasos a ausentes de aquellos con abundantes clastos intraformacionales (preservados por su bajo grado de desagregación) respectivamente.

Ia. Fangolita arenosa guijosa-guijarrosa heterogénea: este tipo textural está caracterizado por clastos mayormente derivados dc la desagregación parcial de clastos intraformacionales dc arenisca y en menor medida de fangolita u otras litologías finas con mayor grado de cohesión. Los clastos intraformacionales arenosos suelen mostrar formas contorsionadas (Fig. 8) y bordes difusos debido a la desagregación (Ricci-Lucchi, 1965; Lopez Gamundí, 1986); los fangolíticos, generalmente con mayor cohesión, muestran bordes netos. Los bancos son irregulares con contactos difusos o netos, macizos y no presentan generalmente gradación, a excepción de la presencia de gradación inversa basal (Fig. 9) o pseudolaminación por cizalla (Carter, 1975). Los clastos intraformacionales suelen mostrar formas contorsionadas por deformación sinsedimentaria.

Figura 8. Grados de desagregación de clastos de arenisca en matriz fangolítica. A: deformación sinsedimentaria (estructuras “pull-apart" y pequeños pliegues) y desagregación parcial de clastos semiconsolidados. B: desagregación generalizada de clastos no consolidados con incorporación de material arenoso a la matriz. Formación Tarija (Carbonífero), Argentina noroccidental.
Figure 8. Disaggregation of sandstone chats in a muddy matrix. A: soft sediment deformation (pull-apart structures and small slump folds) and partial disaggregation of semiconsolidated clans. B: pervasive disaggregation of unconsolidated clans and incorporation of sand-sin material in the matrix. Tarija Formation (Carboniferous), northwestern Argentina.

Figura 9. Transición vertical de zona basal cizallada [C], texturalmente correspondiente a tipo Ia, a zona de tapón [ZT] transportada pasivamente con evidencias de deformación sinsedimentaria y abundantes clastos intraformacionales con bajo a intermedio grado de desagregación. La base del banco está parcialmente recubierta por una película delgada de calcita. El banco apoya sobre otro depósito similar del cual se observa su parte superior [ZT*] afectada por deformación sinsedimentaria. Formación Topanga (Mioceno), cuenca de Ventura, sudoeste de California, E.E.U.U.
Figure 9. Vertical transition from basal sheared zone [C] (type IIa) to overlying, passively transported plug zone [ZT] with abundant, deformed intraformational clasts with low to intermediate degree of disaggregation. The base of the bed is partially covered by a thin film of calcite. The bed rests on another debris flow deposit with an upper part [ZT*] characterized also by soft-sediment deformation. Topanga Formation (Miocene), Ventura basin, southwest California, USA.

IIa. Fangolita arenosa homogénea: corresponde a los denominados flujos de detritos finos (“fine- grained debris flows”, Hampton, 1975), cuyo tamaño máximo de clasto no excede el limite gránulo-guija (4 mm) (Shanmugam & Benedict, 1978), y “slurry beds” de Wood & Smith (1959) generados a partir de la desagregación total y ulterior homogeneización de clastos intraformacionales fangolíticos y areniscosos. Esta homogeneización puede abarcar la parte basal de un depósito de flujo de detrito por desagregación causada por cizalla confinada a la parte inferior del banco (Figs. 9 y 10) o, por el contrario, incluir gran parte del banco debido a la expansión de la deformación por cizalla (y consecuente destrucción de la resistencia de matriz) e incipiente turbulencia. Excepcionalmente, clastos intraformacionales mayores (tamaño grava) altamente consolidados aparecen preservados dentro de la masa fango-arenosa. Los bancos son delgados (espesores de 5-10 cm son frecuentes), tabulares o lenticulares con contactos inferior y superior netos. Los clastos mayores aparecen hacia el techo de los bancos y comúnmente aparecen proyectados. Es común la presencia de gradación inversa grosera (Shanmugam & Benedict, 1978). La distribución granulométrica es en general log-normal (Hill et al., 1982). Los depósitos con gradación normal corresponden a la variedad más diluida, con significativa turbulencia, y frecuentemente rematados hacia el techo con cruda laminación paralela u ondulas.

Figura 10. Depósito de flujo de detritos parcialmente afectado por deformación por cizalla. La misma está confinada a la base del banco y ha producido homogeneización por desagregación y/o destrucción de clastos intraformacionales de arenisca, los cual si bien deformados, mantienen su identidad en el resto del depósito. A: Porción afectada por deformación sinsedimentaria de bancos delgados de areniscas finas y pelitas interestratificados. Los pliegues slump recumbentes y el boudinage sedimentario son comunes. B: Fangolita arenosa homogénea (la): escasos clastos intraformacionales desagregados y en proceso de asimilación a la matriz. Homogeneización debida a deformación por cizalla limitada a la base del banco. C: Turbiditas clásicas (Tbc). Formación Topanga (Mioceno), cuenca de Ventura, California central. Modificado de López Gamundí (en prep.)
Figure 10. Partially sheared debris flow deposit. The shear strain, confined to a thin part at the base of the bed (texturally type Ia), resulted in homogeneization by disaggregation and/or destruction of sandstone intraformational clasts and subsequent incorporation to the matrix. Similar sandstone intraclasts, although intensely deformed, preserve their lateral continuity in the the slump portion and most probably were transported passively in rigid to semirigid plug flow conditions. A: part subjected to soft-sediment deformation of thin bedded fine-grained sandstones and shales. B: homogeneous sandy mudstone (Ia) with scarce, poorly consolidated, intraformational clasts partly incorporated to the matrix. C: Tbc turbidites. Topanga Formation (Miocene), Ventura basin, Central California. Modified from López Gamundí (in prep ).

Ib. Fangolita guijosa-guijarrosa heterogénea: esta variedad aparece en la base de deslizamientos (Cf. Ineson, 1985) o en bancos irregulares y lateralmente discontinuos con contactos inferior y superior no erosivos netos a irregulares. Fenómenos de carga suelen aparecer en el contacto inferior. Los bancos son en general no gradados y muestran abundante deformación sinsedimentaria coherente caracterizada por pliegues “slump” de escala variable, “boudinage” sedimentario, y otros rasgos asociados en clastos intraformacionales. La deformación sinsedimentaria semi a no coherente involucra clastos de areniscas aislados, en algunos casos distorsionados y con contactos difusos con la matriz, características que indican desagregación e incorporación a la matriz. La presencia de clastos intraformacionales elongados y distorsionados (Fig. 11) evidencia fenómenos de cizalla. Dada la baja densidad de los clastos intraformacionales de tamaño grava, el TMC en general se encuentra en guijarros o excepcionalmente en bloques de esta población. Clastos intraformacionales “reciclados” de otras fangolitas guijosa-guijarrosas son comunes; su origen puede ser relacionado con áreas de proveniencia de material intraformacional con abundantes depósitos de flujos de detritos (facies de pendiente y cañon submarino) o con removilizaciones durante el proceso de resedimentación por gravedad.

Figura 11. Depósito tipo lb con clastos intraformacionales de areniscas deformados por cizalla Formación Pigeon Point (Cretácico), California occidental. Para detalles véase López Gamundí (1993).
Figure 11. Type lb debris flow deposit with shear-modified intraformational clast of sandstone Pigeon Point Formation (Cretaceous), western California. For details see López Gamundí (1993).

IIb. Fangolita homogénea: se incluyen dentro de este tipo textural a bancos con geometría tabular a nivel de afloramiento con contactos inferiores netos y planos y superiores netos planos a ondulados. Los bancos suelen mostrar organización interna expresada como gradación normal del tipo cola de gruesos (“coarse-tail”) indicada por disminución del TMC y porcentaje de grava. Los sectores basales de cada banco suelen ser clasto-soportados (Fig. 12). Los clastos intraformacionales son escasos a inexistentes; en raras ocasiones se observan clastos intraformacionales menores (excepcionalmente de tamaño guija), los cuales invariablemente se localizan hacia el techo de los bancos. La deformación sinsedimentaria es prácticamente inexistente.

Figura 12. Depósito tipo Ilb (HPM o “heterogeneous pebbly mudstone” de López Gamundí, 1993) con gradación normal tipo cola de gruesos. El depósito está compuesto por clastos extraformacionales; se distinguen dos sectores: (a) sector basal con abundantes clastos tamaño grava y (b) sector superior con escasos clastos tamaño grava. Las flechas indican base y techo del banco. Formación Pigeon Point (Cretácico), California occidental, E.E.U.U.
Figure. 12. Type IIb deposit (HPM or heterogeneous pebbly mudstone of López Gamundí, 1993) with coarse-tail normal grading. Extraformational clasts dominate the gravel-sized population. Note the pebble-rich lower part and pebble-poor upper part. Arrows indicate base and top of bed. Pigeon Point Formation (Cretaceous), western California.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Los tipos texturales descriptos son extremos dentro de un continuo que se origina en un deslizamiento subácueo y que, caracterizado por la destrucción creciente de la resistencia de matriz, culmina en la generación de un flujo de detrito cohesivo totalmente cizallado (“fully sheared debris flow”). Este flujo de detrito puede adquirir diferentes características en lugar de ser depositado por congelamiento cohesivo. Por ejemplo, puede convertirse en un flujo diluido, altamente móvil y con turbulencia. Condiciones específicas dentro de este espectro pueden ser inferidas a partir de las características de los bancos resultantes. Así, los tipos texturales definidos en este trabajo pueden agruparse desde el punto de vista genético en dos grandes categorías: (1) las variedades heterogéneas Ia y Ib correspondientes a depósitos en proximidad genética con los deslizamientos que los generaron, y (2) las variedades homogéneas IIa y IIb, interpretadas como el producto de flujos de detritos cohesivos con alta tasa de deformación por cizalla y mayor movilidad (Fig. 13).

Figura 13. Tipos texturales de depósitos de flujos de detritos cohesivos subácueos definidos en este trabajo y su ubicación en el continuo de los flujos de gravedad.
Figure 13. Textural types of subaqueous cohesive debris flows defined in this contribution and their position in the continuum of sediment gravity flows.

Las variedades heterogéneas, consecuentemente, preservan rasgos heredados como deformación sinsedimentaria y una importante población intraformacional de clastos; los flujos de detritos generadores son lentos y no turbulentos. La deformación por cizalla no está generalmente desarrollada en la totalidad del flujo (“cohesive debris flows not fully sheared” de Postma, 1986); por el contrario los clastos son transportados pasivamente en un tapón rígido a semirígido (Fig. 14). Consecuentemente, el tamaño máximo de clasto no puede ser usado como estimación de la competencia del flujo y, por lo tanto, los diagramas Eb vs. TMC no son aplicables para estas variedades de flujos dc detritos (Fig. 14). La presencia de intraclastos sugiere que los mismos, y especialmente aquellos con un bajo grado de consolidación, son preservados durante el transporte, mayormente laminar y con deformación por cizalla confinada a la base. En este sector, caracterizado por la destrucción de la resistencia de matriz debido a deformación por cizalla (“shear strain”), la desagregación dc clastos intraformacionales poco consolidados permite la incorporación de material fango-arenoso a la fase fluida del flujo. Los intraclastos con bajo grado de desagregación son destruidos produciendo clastos menores que se incorporan a la fase sólida del flujo. Consecuentemente los depósitos resultantes solamente muestran una gradación inversa en la base. La formación de gradación normal hacia el techo del banco, generado por un fenómeno de cizalla y arrastre (“drag”) en la interfase sedimento-agua similar al presente en el contacto basal, ha sido objeto de especulación desde un tiempo considerable (Cf. Middleton & Hampton, 1976). Sin embargo, estimaciones posteriores, que asumen resistencia a la cesión para flujos de detritos subácueos similares a los calculados para las variedades subaéreas (103-104 Din/cm²), sugieren un esfuerzo de arrastre insignificante en comparación al generado en la base del flujo (Allen, 1985). Esto sugiere la imposibilidad de generar gradación normal por arrastre en las variedades heterogéneas caracterizadas por flujos altamente concentrados y laminares.

Figura 14. Características reológicas de los dos tipos fundamentales de flujos de detritos y criterios texturales de sus depósitos resultantes. Ambos ejemplos ilustrados constituyen casos extremos para las variedades texturales heterogéneas (A) y homogéneas (B). Los tipos cercanos a las variedades homogéneas, totalmente cizallados (“fully sheared”) y laminares con eventual desarrollo de turbulencia incipiente, representan los casos óptimos para estimación de competencia a partir del TMC y para la aplicación de diagramas Eb vs. TMC.
Figure 14. Rheological characteristics of the two fundamental types of debris flow and bedding and textural characteristics of the resulting deposits. Both flows illustrated above represent extreme cases for the heterogeneous (A) and homogeneous (B) textural varieties. Varieties close to the homogeneous type end member, fully sheared and largely laminar, represent the best cases for estimates of flow competence from MCS and application of BTh vs MCS plots.

La presencia de clastos transportados pasivamente, la abundante presencia de intraclastos con densidades marcadamente diferentes a las de los clastos extraformacionales y la frecuencia de geometrías irregulares de sus bancos, inhibe la utilización de la variedad IIa para estimaciones de competencia a partir dc diagramas Eb vs. TMC. Aun en variedades con deformación por cizalla generalizada (“fully sheared debris flows”) en donde el TMC es una aproximación aceptable a la competencia del flujo, la presencia de intraclastos menos densos induce un error sistemático al estimar competencias de flujos a partir de clastos de diferente densidad. Sin embargo, la presencia combinada de clastos intraformacionales y dos poblaciones de clastos extraformacionales de diferentes densidades permite, a través de la metodología propuesta en este trabajo, el cálculo de las densidades del clasto intraformacional y de la fase fluida del flujo de detrito cohesivo.
La presencia de deformación sinsedimentaria dentro de los clastos intraformacionales (Fig. 15) sugiere la posibilidad de múltiples removilizaciones de material depositado en pendientes deposicionales inestables, luego deformado, parcialmente litificado y finalmente transportado pendiente abajo hacia su lugar final de depositación (Fig. 16). Esta removilización daría como resultado depósitos caracterizados por intraclastos con deformación sinsedimentaria interna coherente con bordes netos sin evidencia de desagregación y, por lo tanto, indicativos de alto grado de litificación durante la removilización final (Figs. 15 y 16).

Figura 15. Clasto intraformacional de areniscas finas y fangolitas plegadas por deformación sinsedimentaria. El clasto fue probablemente derivado de depósitos de facies deformadas coherentemente que luego fueron removilizadas como un flujo de detrito tipo Ib. Formación Los Gauchos (Carbonífero), cuenca de Paganzo occidental, Argentina.
Figure 15. Intraformational clast (thinly interbedded fine sandstones and mudstones) with internal soft-sediment deformation. The clast was probably derived from a slump facies that was later remobilized into a debris flow. Type lb debris flow deposit. See text and figure 16 for discussion. Los Gauchos Formation (Carboniferous), western Paganzo basin, western Argentina.

Figure 16. Estadios evolutivos de Ia transición entre deslizamiento (estadio A) - facies convolutas (estadio B) - depósito de flujo de detrito cohesivo (estadio C). El estadio A representada la secuencia sedimentaria antes de ser afectada por deslizamiento. El estado B comprende el producto consolidado de deformación sinsedimentaria coherente; nótese la preservación de la continuidad lateral de los bancos y de las estructuras primarias. La posterior removilización de los depósitos del estadio B se produce a través de la generación de un flujo de detritos cohesivo (estadio C) caracterizado texturalmente como una fangolita guijarrosa con clastos intraformacionales “reciclados” que exhiben deformación sinsedimentaria heredada del estadio B (ver también Fig. 15). La consolidación y posterior removilización de los depósitos deformados del estadio B explican la presencia de clastos intraformacionales internamente deformados en el depósito de flujos de detritos (estadio C).
Figure 16. Evolutionary stages of the failure (stage A) - slump facies (stage B) - cohesive debris-flow deposit (stage C) transition. Stage A represents a non-deformed sedimentary pile previous to downslope failure. Stage B comprises the consolidated product after coherent, ductile deformation (slump); lateral continuity and primary structures of beds are largely preserved during this stage. Downslope remobilization of the slumped facies turns into a fully developed cohesive debris flow (stage C), texturally characterized as a pebbly mudstone with “recycled” intraformational clasts exhibiting internal soft sediment deformation inherited from stage B (see also Fig. 15). Consolidation and subsequent remobilization of the slumped deposits (stage B) account for the presence of internally folded intraformational clasts in the debris flow deposit (stage C).

Los estadios transicionales entre las variedades heterogéneas y homogéneas pueden ser inferidos a partir de la abundancia relativa dc intraclastos deformados por cizalla, parcial desagregación evidenciada por un decrecimiento general del tamaño máximo de clasto intraformacional, tendencia a la organización externa (geometría) e interna (gradación) de los bancos y valores crecientes de Eb/MCS. Estas dos últimas características son típicas de progresiva dilución y pérdida de viscosidad (y por lo tanto competencia) de los flujos.
La transformación de variedades heterogéneas a homogéneas resulta, entonces, de procesos de dilución por incorporación de agua y/o aumentos de pendiente (y consecuentemente de velocidad). El criterio de inicio de turbulencia para flujos de detritos cohesivos esté dado por la siguiente relación propuesta por Hiscott & Middleton (1979):

en donde U* representa la velocidad del flujo, δ la densidad del flujo y C la resistencia a la cesión. Solo una muy pronunciada reducción de la resistencia a la cesión a valores del orden de 102 Din/cm² permitiría el inicio de la turbulencia a partir de una velocidad del orden de 102 cm/s (aproximadamente 240 cm/s o 2,4 m/s) para un flujo con una densidad de 1,8 g/cm³. Estas condiciones, sin embargo, parecerían ser poco probables ya que los valores calculados de resistencia a la cesión para flujos dc detritos subácueos son del orden de 103-104 Din/cm² (Kessler & Moorhouse, 1984; Hiscott & James, 1985). Consecuentemente, se puede concluir que la gran mayoría de los flujos de detritos cohesivos subácueos son laminares. Los flujos de detritos generadores de los tipos texturales homogéneos son comparativamente más veloces y turbulentos; algunas de sus variedades más diluidas podrían tener esas características. En la transición a las variedades homogéneas, la destrucción de intraclastos es progresiva en forma proporcional a la expansión de la deformación por cizalla en detrimento de la zona de tapón, la cual transporta pasivamente la mayoría de la carga de sedimento de las variedades heterogéneas (Fig. 14). La expansión de deformación por cizalla e incipiente turbulencia se evidencian en la escasez hasta ausencia de intraclastos (Figs. 13 y 14). La progresiva dilución del flujo disminuye la cohesión (y viscosidad) de la fase fluida generando (a) segregación por densidad de los clastos y su posterior depositación y (b) desarrollo de una suspensión turbulenta fina hacia la parte superior de la masa de sedimentos (Cf. Krause & Oldershaw, 1979; Postma et al., 1988; Myrow & Hiscott, 1991). Este proceso queda documentado por el desarrollo de gradación normal del tipo cola de gruesos, frecuente en flujos diluidos depositados por desaceleración brusca. La transición de este tipo de flujos de detritos diluidos a corrientes de turbidez (Hampton, 1972; Fisher, 1983; Postma, 1986), extiende el continuo de los flujos de gravedad hacia variedades totalmente turbulentas, con alta movilidad y baja concentración de partículas.

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Recibido: 23 de septiembre de 1993.
Aceptado: 4 de mayo de 1994.